Batuan Pra TersierThe oldest rocks identified by their fossil content were alsoencountered in boreholes in eastern Sumatra. These rockscontain palynomorphs from near the Devonian-Carboniferousboundary (Eubank & Makki 1981).`Ombilin interarc basinin central Sumatra (Lailey 1989; Bartram & Nugrahaningsih1990; Howells 1997b), the Woyla Group in North Sumatra(Wajzer et al. 1991; Barber 2000; McCarthy et al. 2001) and astudy of the Sumatran Fault System throughout the island(McCarthy & Elders 1997).The trench curves verylittle in the 800 km between Enggano and Nias, i.e. off centralSumatra (Fig. 2.1), but is markedly convex towards the IndianOcean both further north and further south. Water depths ofmore than 6000 m are reached in the south but the maximum inthe north may be less than 5000 m.These rocks are variablymetamorphosed and were termed the 'Barisan-Schiefer' and the'Old-Slates Formation' (Veerbeek 1883) in Central Sumatra,Pre-Carboniferous basementSome of these borehole records mayrelate to quartz sandstones in the Triassic Kualu Formation andits correlative Tembeling Sandstone of Bangka (Ko 1986).However, Eubank & Makki (1981) also obtained Rb-Sr ages of426 + 41.5 Ma (Silurian) and 335 + 43 Ma (Early Carboniferous)from granites from boreholes put down into the basement beneaththe Central Sumatra Basin. Turner (1983) reports gneissoserocks included as xenoliths in dykes intruding Carboniferousslates near Rao, Central Sumatra.Sumatra within the Alas and Kluet Formations, and the Ngaol Formationof Central Sumatra, which do not appear to be directlyrelated to contact metamorphic aureoles around intrusions, mayrepresent outcrops of this Pre-Carboniferous crystalline basement,but nowhere has this supposition been confirmed by fossil finds orby isotopic dating. Alternatively it has also been suggested thatthese high grade gneisses are due to intrusion and synkinematicdeformation of granites and associated sedimentary rocks inshear zones during the formation of active magmatic arcs duringPermian to Late Cretaceous times.

Fig. 4.4. Distribution of Carboniferous, Permian and Triassic stratigraphic units in north central Sumatra from GRDC map sheets, showing rock types and critical fossil localities, as well as Late Permian to Triassic intrusives. Areas left blank are covered by Late Mesozoic to Quaternary sediments and volcanics.The Garba Mountains form an inlier of Pre-Tertiary rocks tothe south of Baturaja (Fig. 4.7). Here the oldest unit, composedof low grade metamorphic rocks, is distinguished as the TarapFormation from a type locality in the Tarap River (Gafoer et al.1994). These metamorphic rocks crop out on both the easternand western sides of the inlier where they are in thrust contactand imbricated with the unmetamorphosed Lower CretaceousGarba Formation. The metamorphic rocks, which include phyllite,schist, slate, minor quartzite and marble metamorphosed inthe greenshist facies, are interpreted as the metamorphosedPalaeozoic basement of Sumatra, and are correlated lithologicallywith the Tarantam and Kuantan formations of Central Sumatra(Gafoer et al. 1994) and with the Gunungkasih Complex to thesouth near Bandarlampung (Amin et al. 1994b).These turbiditic sediments, with variations in the proportionsof the components, are the dominant lithoiogies in theKluet and Kuantan formations and also in the Tigapuluh Groupof Central Sumatra.Clasts in the pebbly mudstones of the Bohorok, and conglomeratesin the Bohorok, Kluet and Kuantan formations and also inthe Tigapuluh Group of Central Sumatra, include the same rangeof lithologies. Analysis of the composition of the clasts showsthat all these units were derived from a low-grade metamorphicterrane composed of slates, phyllites, calc-silicate schists,marbles and quartzites which were intruded by granitic rocks. AK/Ar age of 1029 Ma from a trondjemite clast from pebblymudstones in the Langkawi Islands (Hutchison 1989, p. 16) indicatesthat the source area included rocks of Proterozoic age. Someargillaceous clasts show evidence from slaty cleavage and crenulationcleavages that they had already undergone multiple deformation.Locally the metamorphic grade in the source region washigher, indicated by clasts of mica schist and granitic gneiss.The granitic gneisses may have been formed by synkinematicdeformation of granites intruded into an active shear zones. Rarechert clasts, may indicate the presence of oceanic rocks incorporatedin a collisional suture and rhyolite clasts indicate acid volcanism.In fact, the palaeogeology of the area from which thesediments of the Tapanuli and Tigapuluh groups were derivedresembles very closely the present-day geology of northernSumatra.Cameron et al. (1980) report that, within the BohorokFormation, pebbly mudstones die out in a southwesterly direction.With the loss of pebbly mudstones the Bohorok Formationinterdigitates with, and passes into the Kluet Formation; theyregarded the latter as the lateral equivalent of the BohorokFormation, representing a more distal turbidite facies. Similarrelationships are described from Central Sumatra between the formationsin the Tigapuluh Group (Fig. 4.6). Cameron et al. (1980)also observed a systematic reduction in the size and proportion ofclasts towards the SW in the pebbly mudstones and in conglomeratesthroughout the Bohorok and Kluet formations. The inferencefrom these observations is that the sedimentary provenance ofthe Tapanuli/Tigapuluh Group lay to the NE of Sumatraand that deposition occurred on a continental margin extendingout into an ocean lying to the SW, in present day coordinates.The present situation is, that although it is possible that TapanuliGroup and its correlatives, the Kuantan Formation and TigapuluhGroup of Central Sumatra extend down into the Devonian, theonly age diagnostic fossils so far identified in Sumatra are ofLower Carboniferous, Vis6an age. No Toumaisian or UpperCarboniferous rocks have so far been recognized. The only rockunit which could possibly be of Late Carboniferous age is thePangururan Bryozoan Bed from Lake Toba (Fig. 4.4). As alreadyreported above, fossils collected from this locality have been identifiedas of Late Carboniferous to Early Permian age,northern Bangka were all deformed prior tothe mid-Triassic. However, it cannot be extended to centralSumatra. Although the Kuantan Formation in central Sumatrashows the same slaty cleavage with multiple deformation as theKluet Formation in the same area, the Permian Barisan, theTriassic Tuhur and the Jurassic Rawas and Asai formations alsoshow slaty cleavage and multiple deformation. Evidently incentral Sumatra the major deformation event occurred after thedeposition of the Jurassic sediments.However, volcaniclastic sediments and tuffs are recorded in theCubadak and Tuhur formations of west central Sumatra (Rocket al. 1983; Turner 1983).lndarung Formation. Small outcrops of the Mesozoic IndarungFormation occur near Padang in West Sumatra. These rocks weremapped and described by Yancey & Alif (1977) and were correlatedwith the Woyla Group of Aceh by Cameron et al. (1980).Outcrops occur 15 km east of Padang in road, river and quarrysections near Indarung, where they are surrounded and overlainby Neogene and Quaternary volcanic and volcaniclastic rocks(Fig. 4.16). The area of outcrop is included on the Padang,Solok and Painan Quadrangle Sheets (Kastowo & Leo 1973;Silitonga & Kastowo 1975; Rosidi et al. 1976). These rockshave been mapped more recently by McCarthy et al. (2001).Yancey & Alif (1977) described rocks exposed in the LubukPeraku River, the Ngalau Quarry, the Karang Putib Quarry andadjacent river sections near lndarung. Rock types in these outcropsare basic volcanics, which may include pillow lavas, volcanicbreccia, tuff, volcaniclastic sediments, radiolarian chert andmassive or bedded limestones. The basic rocks are sometimesdeformed and metamorphosed to form greenschists. On theother hand, the limestones and cherts are essentially undeformed,although disharmonic folding and small-scale thrusts in the chertand gentle folds in the limestone are seen in the quarries, andthe limestones may be recrystallized (McCarthy et al. 2001).A well-exposed section of limestone and tuff occurs in theriver section of the Lubuk Peraku and in the road above theriver (Yancey & Alif 1977; McCarthy et al. 2001). A measuredcolumnar section of these outcrops from McCarthy et al. (2001)is given as Figure 4.17. The lower part of the section, describedas the Lubuk Peraku Limestone, is a limestone breccia, whichincludes volcanic clasts near the base and is interbedded withthin tuff bands near the top. The breccia is overlain by a fewmetres of thin-bedded limestones and shelly marls and then bythicker bedded and more massive limestones, some oolitic. Nearthe top of the section a limestone conglomerate, eroded into theunderlying limestone with basal scours, provides clear evidenceof way-up. Above the limestone there is a break in outcrop, untilfurther downstream and in the road section above, the GolokTuff, a calcareous vitreous crystal tuff is exposed. Althoughthe contact between the breccia and the tuff is not seen, thissection is regarded as an essentially continuous stratigraphicsequence McCarthy et al, (2001).In the Ngalau Quarry, near Indarung, McCarthy et al. (2001)collected samples from a 15 m section of bedded chert for radiolariandetermination. In the Karang Putih Quarry, one kilometreto the south of lndarung, lenses of chert are associated withmassive limestone. McCarthy et al. (2001) report that the limestonein this quarry is completely recrystallized, possibly due tothe effects of a granitic intrusion which occurs a short distanceto the south (Fig. 4.16). An interpretative cross section showsthe cherts and limestones imbricated together along low anglethrusts (McCarthy et al. 2001).Rock units in the Indarung area are well dated from fossiland radiometric age determinations. Radiolaria from chert in theNgalau Quarry belong to the Transhsuum hisuikoyense Zone,of Aalenian, early Mid-Jurassic age (McCarthy et al. 2001).Lithologies and fbssil content of the limestones in the LubukPeraku section and in the Ngalau and Karang Putih quarrieswere described by Yancey & Alif (1977). The limestones arebiosparites, with abundant bioclasts, oolitic calcarenites andmicrites. Molluscan shell fragments, pellets, calcareous algae,stromatoporoids and scleractinian corals are common componentsof the limestones. Among the fossils identified were the (?)stromatoporoids Actostroma and Lovfenipora. The former isconsidered to be restricted to the Late Jurassic, while the latteris diagnostic of the Late Jurassic to Early Cretaceous. A K-Arage date of 105 _+ 3 Ma (Albian, mid-Cretaceous) is reportedfrom the Golok Tuff in the Lubuk Peraku by Koning & Aulia(1985) from a Caltex Pacific Indonesia internal report.Pillow lavas and cherts of the Indarung Formation have beenequated with the oceanic assemblage of the Woyla Group ofAceh and with the Belok Gadang Formation of the Natal area(Cameron et al. 1980; Rock et al. 1983). Where these rocks areimbricated, deformed and altered to greenschists they may beinterpreted, as is the case in Aceh and Natal, as materials accretedfrom a subducted ocean floor. The recent recognition of MiddleJurassic radiolaria in the cherts (McCarthy et al. 2001) showsthat part of this ocean floor was of Jurassic age. The volcanic brecciastufts and volcaniclastic sandstones of the Indarung Formationare interpreted as the products of seamount volcanism, and themassive limestone with its Late Jurassic-Early Cretaceous fossilfauna is interpreted as part of a fringing reef formed aroundthe seamount (McCarthy et al. 2001). During subduction theseamount with its carbonate cap collided with already accretedocean floor materials, and the whole assemblage was imbricatedto form the present complex.Siguntur Formation. Mesozoic rocks of the Siguntur Formation areexposed in the Sungai Siguntur, 15 km to the south of Indarung(Fig. 4.16). The area of outcrop is shown on the PainanQuadrangle Sheet and the lithology is described in the ExplanatoryNote (Rosidi et al. 1976). Rock types are quartzites, siltstonesand shales, the latter sometimes altered to slates, and compactlimestones. The map shows that the strike of the beds is eastwest,transverse to the general Sumatran trend. In the reportthe rocks are described as not intensely deformed or folded, butquartzites interbedded with slates showing bedding-parallel cleavage,suggest that the rocks are more highly deformed than atfirst appears. The limestones are reported to contain Lovfenipora,and are therefore of a similar age to the limestones at Indarung.The 'quartzites' reported from Siguntur were taken to indicatethat these rocks had a continental origin (Barber 2000) but it may be that they are recrystallized cherts, analogous to those atIndarung.

Siulak Formation. Further outcrops of Mesozoic sedimentary andvolcanic rocks occur at Siulak 150 km to the SE of Padang(Fig. 4.12), in a fault block caught between strands of the SumatranFault (Rosidi et al. 1976). These sediments are calcareous siltstones,calcareous shales and limestones. The shales and siltstonesare carbonaceous and contain angular quartz clasts. The limestonescontain Loftulisa and Hydrocorallinae of Cretaceous age (Tobler1922, reported in Rosidi et al. 1976). The volcanic rocks arealtered andesites, dacites and bedded tufts with clasts of augite,hornblende, chlorite and glass. These rocks are the product ofAndean arc volcanism on the margin of Sundaland.Tabir Formation. Sixty kilometres to the east of Siulak and to theNE of the Sumatran Fault Zone, in the Batang Tabir, areoutcrops of red conglomerates, sandstones and tufts of the TabirFormation (Fig. 4.5). Clasts in the conglomerates includequartzite, and andesitic fragments derived from the adjacentPalaeozoic rocks. The presence of Ostrea is taken to indicate aMesozoic, possibly Jurassic age (Tobler 1922, reported in Rosidiet al. 1976).Asai, Peneta and Rawas Formations. Continuous with the outcropof the Tabir Formation and extending southeastwards to thesouth of Bangko, and also lying to the NE of the Sumatran Faultshown on the GRDC Sungaipenuh and Sarolangan map sheets,are large outcrops of Mesozoic rocks of the Asai, Peneta andRawas formations (Kusnama et al. 1993b; Suwarna et al. 1994),(Fig. 4.12). Rock types include quartz sandstones, siltstones,shales and limestones tufts. The Rawas Formation also includesandesite-basalt lava flows, tufts and volcaniclastic sandstones.Clasts in conglomeratic units in these sediments are derivedfrom the local Palaeozoic basement. Sandstone units show turbiditiccharacteristics. Argillaceous units have a slaty cleavagestriking NW-SE. Fossils, including corals and ammonites,especially from the limestone members, show that these sedimentsrange in age from Middle Jurassic to Early Cretaceous (Suwarnaet al. 1994).From the presence of locally-derived clasts all these sediments,although subject to later deformation, were evidently depositedin situ on the Sundaland continental basement. Pulunggono &Cameron (1984) suggested that these units were deposited in aforeland basin, but a forearc basin, related to an Andean volcanicarc represented by the volcanics lava flows and tufts in the Rawasand Tabir Formation, is a more probable environment of deposition.The presence of basaits, dolerites and sepentinites in theRawas and southern parts of the Peneta Formation suggests thatthese sediments extended out onto oceanic crust.In central Sumatra Late Jurassic-Early Cretaceous I-typeplutons (Fig. 6.11 ) form a continental margin Andean arc relatedto subduction (McCourt et al. 1996). The plutons are betterknown than their associated volcanics.

TERSIERPre-Rift stage (Eocene)In Central Sumatra, no formationsare known from this stage, but their former presence is documentedby reworked clasts of Nummulitic limestones in EarlyTertiary conglomerates and melanges of the outer arc islands(van Bemmelen 1949; Budhitrisna & Andi Mangga 1990;Samuel et al. 1997).

In Central Sumatra rift sediments are represented by thePematang and Kelesa formations. The Pematang Formation hassometimes been regarded as a 'Group' and subdivided into formations(e.g. Williams et al. 1985; Longley et al. 1990; Praptonoet al. 1991), and as a formation it has been divided into a seriesof 'Members' (e.g. Lee 1982; Cameron et al. 1983). Howeverclassified, the sediments include a variety of coarse red, greengrey and black breccias and conglomerates, with medium- to finegrainedsandstones, claystones and shales, intercalated with coalseams. Environments of deposition are mainly continental: scree,alluvial fan, fluvial and lacustrine with locally euxenic conditionsand minor marine incursions. The euxinic shales have a highorganic content and include the Pematang Brown Shale, which isconsidered to be a good petroleum source rock. Deposition was,at least locally, interrupted by erosion, weathering and soil development,giving several internal unconformities within the succession.The Kelesa Formation was defined by De Coster (1974) and is usedin Stanvac publications for the southern lateral extension of thePematang Group. It includes a similar range of lithologies to thePematang Formation, with the addition of tuffaceous shales, andin the Bengkalis Trough lacustrine shale with a high organiccontent, containing fresh water gastropods and algae. Although lheages of all these sediments are poorly constrained, most publicationssuggest a Late Eocene to Early Oligocene age (e.g. Praptono et al.1991; Heruyono & Villaroel 1989).For an understanding of the regional stratigraphy it is importantto appreciate that at this stage the Barisan Mountains had not yetbeen uplifted and there was no separation between sedimentationin the backarc and forearc regions. Grabens of the Horst andGraben Stage cut across the area where the mountains nowstand. The best studied example of one of these grabens is theOmbilin Basin near Solok in central Sumatra, which was subsequentlyuplifted and now forms an intramontane basin withinthe Barisans (Fig. 7.1). The Ombilin Basin, now at an elevationof 500-1100 m above sea level, has a stratigraphy which isdirectly comparable to that of grabens of the Central SumatraBasin to the East. In the Early to Middle Miocene, however, thisbasin was still below sea level and receiving marine sediments(Ombilin Formation). In the Late Miocene marine depositionin the basin ceased, indicating that the uplift of the BarisanMountains had commenced.Rift sediments in the Ombilin Basin are represented by the Braniand Sangkarewang formations. The Brani Formation was defined byDe Haan (1942) from spectacular cliff exposures of red bmccias,conglomerates and sandstones, to the north of the main OmbilinBasin near Bukit Tinggi. A less well exposed hypo-stratotype,showing similar lithologies, was later defined by Koesoemadinata& Matasak (1981) in the Ombilin Basin. These authors distinguishedtwo members: the Selo Member with sandstone turbiditesin lacustrine shales, and a Kulampi Member, composed ofupwards fining sequences. The Sangkarewang Formation was alsodefined by Koesoemadinata & Matasak (1981) and described asdark, grey, laminated shales, rich in plant debris, with fine- tovery coarse-grained intercalations of quartz sandstone. The depositscommonly show convolute bedding and slumping on a largescale. Again the environments of deposition of the Brani andSangkarewang Formations can be identified as scree, alluvial fanand lacustrine. Palaeogeographic models for the development ofthe basin were prepared by Whateley & Jordan (1989). The provenanceof the sediments in the basin and its origin and structuraldevelopment are discussed by Howells (1997a, b). Again, theages of the sediments are poorly constrained, in spite of the discoveryof fresh-water fishes in the Sangkarewang Formation; theseproved not to be age specific. Repeated attempts to assign an ageto these well-exposed and well-analysed Ombilin Basin sedimentsusing palynology have also proved to be inconclusive. However,they are regarded as of Eocene to Oligocene age.Transgressive stage (Late Oligocene-Mid-Miocene)For the first time in the Tertiary, rivers formed regionallyinterconnected systems that transported their sediment load to afew broad basins. Deltas extending westwards from Malaysia,and from the present Gulf of Thailand, controlled sedimentationin Central Sumatra.

Generalized tectono-stratigraphy of {he Tertiary in the backarc basins of Sumatra. The diagram is highly simplified as most units interfinger and most boundaries are diachronous.

In the North Sumatra Basin, the extensive fluvial sedimentsfrom the early Transgressive Stage are represented by basalmembers of the Peutu Formation, in the Central Sumatra Basinby the Lower Sihapas and Menggala formationsThe marine sediments of the late Transgressive Stage are representedin the North Sumatra Basin by the Peutu Formation,the Belumai Formation and various reefal limestone units, in theCentral Sumatra Basin by the Telisa Formation and the upperSihapas Formation,In the Central Sumatra Basin sediments of the Sihapas Groupwere originally described from outcrops in the eastern foothillsof the Barisan Mountains where the group was divided intoseveral formations (see Fig. 7.3). The lower formations consistof thick fluvial sandstones with varying amounts of intercalatedshales. They include the Lakat Formation (or Lower Sihapas),which was defined by De Coster (1974) and the MenggalaFormation, defined by Mertosono & Nayoan (1974). The sedimentsare fine- to coarse-grained sandstones with pebble conglomerates,local tuffaceous and coal horizons and subordinate shales of fluvial to deltaic origin. The upper part of the SihapasGroup is dominated by marine sediments and is followed bymonotonous brownish-grey and calcareous shales, thin glauconiticsandstones, siltstones and limestones of the Telisa Formation,deposited in an open marine environment, marking themaximum transgression (De Coster 1974; Cameron et al. 1983;Praptono et al. 1991).

Generalized tectono-stratigraphy of the Tertiary in the Barisan Mountains.Seismic exploration in the centre of the Central Sumatra Basinlater revealed that the upper Sihapas Group represented a deltaand a braided river system. During this period the outlet towardsthe northeast was blocked by the Asahan Arch (Fig. 7.1) so thatthe area of the Central Sumatra Basin was occupied by the apexof a braided river system which carried sediments from theMalaysian Shield southwards across the Central Sumatra Basininto the South Sumatra Basin (Mertosono & Nayoan 1974;Wongsosantiko 1976; Heruyono & Villaroel 1989). Althoughthese sediments have a completely different source from thoseof the type locality in the Barisan foothills, the stratigraphicnomenclature established in the Barisans was imposed on theremainder of the sediments of the Central Sumatra Basin. Thesandstones of the Sihapas Group form the main reservoir horizonsin the Central Sumatra Basin. The time equivalent Bangko Formation(Eubank & Makki 1981) is composed of marine shales.Marine shales of the Early to early Mid-Miocene Telisa Formationalso overlie the Sihapas Group. This unit has a regional distributionover the entire Central Sumatra Basin and representsfurther marine transgression, with the reduction of the sedimentarysource areas.Regressive stage (Mid-Miocene-Present)in the Mid-Miocene, regional sag in Sumatra slowed down. Whilethe forearc and backarc basins continued to subside, the BarisanMountains emerged and became an important source of sediments.By the Late Miocene and Early Pliocene these deposits hadpassed upwards into shallow marine, sublittoral and deltaic sediments:the Seureula Formation (Cameron et al. 1980) in theNorth Sumatra Basin, the Korinci (De Coster 1974) and UpperPetani (Mertosono & Nayoan 1974) in the Central SumatraBasin and the Muaraenim Formation (Spruyt 1956) in the SouthSumatra Basin (Fig. 7.6). By Late Pliocene the dominant depositsare terrestrial sands and clays with abundant volcanic debris:the Julu Rayeu Formation (Cameron et al. 1980) in the NorthSumatra Basin, the Nilo (De Coster 1974) and the Minas(Cameron et al. 1980) formations in the Central Sumatra Basinand the Kasai (Spruyt 1956) in the South Sumatra Basin (Fig. 7.6).The climax of uplift and erosion of the Barisans occurred inthe Late Pliocene and was accompanied by intense volcanism.This event coincided with inversion tectonics in the backarc arealeading to the development of many structures which are nowoil-bearing. These vertical movements were associated withsmall displacements along strike slip faults, parallel to the mainSumatran Fault trend and locally transecting anticlinal crests anddisplacing oil field structures (e.g. Minas and Petani Fields inCentral Sumatra--Eubank & Makki 1981).To the east in the Central Sumatra Basin De Coster (1974)has described volcaniclastics in the basal Kelesa Formation(Oligocene-Early Miocene), now termed the Pematang Group(Upper Eocene-Upper Oligocene, see Chapter 7). The KelesaFormation has a localised distribution, forming the initial sedimentaryfill in troughs and grabens and contains tufts in thenorthern Tigapuluh Mountains (Simunjuntak et al. 1991). Wain& Jackson (1995) also recognized ruffs in the Brown ShaleFacies of the Pematang Group in the Kampur Uplift, NW ofthe Tigapuluh Mountains, near the southwestern margin of theCentral Basin.In the Central Sumatra Basin volcaniclastic sandstones inthe Cubadak Member of the Sihapas Formation were depositedin a deltaic environment (Rock et al. 1983).In the Backarc areas volcanic rocks of this phase have beennot reported within the Central Sumatra Basin. In the SouthPalembang Sub-Basin of the South Sumatra Backarc Basin ahorizon with volcanic fragments is present in the UpperOligocene-Lower Miocene Talangakar Formation (Pannetier1994), presumably representing volcanic debris washed into thebasin from the volcanic arc.High-K Series volcanism in the backarc. Eubank & Makki (1981)described volcanic rocks encountered in seven oil explorationwells in the Central Sumatra Basin. These wells penetratedsmall sills, dykes, lavas and tufts of Middle Miocene age in theCoastal Plains Block along the Malacca Strait. Rock typesinclude gabbro, micro-gabbro, olivine trachyte tuff and basalt.The extrusive rocks are crystal-lithic, vitric tufts that originatedfrom the explosive chilling of gas-rich, partially chilled magma,The extrusives appear to have been deposited on an erodedsurface, and possible pyroclastic cones were identified onseismic profiles. Uplift and erosion are known to have occurredin the Coastal Plains area during the Mid-Miocene. Submarinebasalt flows encountered in the Merak-1 well are interbeddedwith marine sediments of N8 age (16-17 Ma) and yieldedradiometric ages between 17.5-12 Ma (no analytical details areavailable).Some of the shallower intrusions showed contaminationby sediment, but there was no significant assimilation ofwall rock. The chemistry of these rocks indicates that they areK-rich shoshonites, typical of a high-K alkaline backarc association,but no chemical analyses were quoted. A seismic profileacross the Buantan Intrusive Centre imaged a laccolith, about4 km in diameter emplaced along the boundary between theTelisa and Bekasnap Formations, occupying a faulted arch in theoverlying Telisa and Petani Formations (Heidrick & Aulia1993). High-K series volcanics are present in the Natal area,where Bellon et al. (2004) have dated an absarokite flow at18.2 + 0.4 MaStratigraphic dating of volcanic rocks and volcaniclastic sedimentsindicate that the final episode of the Neogene volcanicactivity continued into the Quaternary, represented in southernSumatra by the volcaniclastic Kasai Formation. In Northern andCentral Sumatra the distribution of Pliocene volcaniclasticsis obscured by the extensive, younger Toba Tufts; Pliocenevolcaniclastics have been recognized east of Aceh, where a flowof andesite is dated at 1.76 Ma by Bellon et al. (2004).Reconstruction of the palaeogeography of Sumatra in the LateEocene-Early Oligocene, by reversing the movements along theSumatran Fault (Fig. 8.4), places the Bandan Formation calderacomplex close to the outcrop of the Langsat VolcanicFormation. This caldera was an important centre of explosiveacidic volcanism, and appears to be the source of the asheswhich are interbedded with the sediments in the southern part ofthe Central Sumatra backarc basin, the Tigahpuluh Mountainsand the South Sumatra Basin, an area of dispersal comparable tothat of the tufts of the Toba Caldera Complex in the Quaternary(see Chapter 9). The association of uplift, volcanism and plutonismin the forearc close to the trench, and faulting and explosivevolcanism inland, are features consistent with the concept of'slab window volcanism' suggested by Thorkelsen (1996). A'slab window' occurs where an active, or recently inactive, spreadingridge passes down a subduction zone, the crustal part of theridge is removed by accretion at the trench while the underlyingasthenosphere is subducted in direct contact with the base ofthe mantle wedge. In Sumatra the slab window was due to thesubduction of the Wharton Spreading Centre.

Late Eocene-Early Miocene volcanic episodeA transition from extension to pull-apart and wrench modified-rifts in theOmbilin Basin was dated as mid-Oligocene by Howells (1997b),at c. 33 Ma in the Central Sumatra Basin by Packham (1993)and at 34Ma in the Bengkulu Basin by Hall et al. (1993).

2. Kondisi Geologi Sumteng (Cekungan Sumatera Tengah)

Tektonik Regional,Cekungan Sumatra tengah merupakan cekungan sedimentasi tersier penghasil hidrokarbon terbesar di Indonesia. Ditinjau dari posisi tektoniknya, Cekungan Sumatra tengah merupakan cekungan belakang busur.Cekungan Sumatra tengah ini relatif memanjang Barat laut-Tenggara, dimana pembentukannya dipengaruhi oleh adanya subduksi lempeng Hindia-Australia dibawah lempeng Asia (gambar 1). Batas cekungan sebelah Barat daya adalah Pegunungan Barisan yang tersusun oleh batuan pre-Tersier, sedangkan ke arah Timur laut dibatasi oleh paparan Sunda. Batas tenggara cekungan ini yaitu Pegunungan Tigapuluh yang sekaligus memisahkan Cekungan Sumatra tengah dengan Cekungan Sumatra selatan. Adapun batas cekungan sebelah barat laut yaitu Busur Asahan, yang memisahkan Cekungan Sumatra tengah dari Cekungan Sumatra utara (gambar 2).

Gambar 1. Peta pergerakan lempeng Daerah Sumatra dan kawasan Asia Tenggara lainnya pada masa kiniProses subduksi lempeng Hindia-Australia menghasilkan peregangan kerak di bagian bawah cekungan dan mengakibatkan munculnya konveksi panas ke atas dan diapir-diapir magma dengan produk magma yang dihasilkan terutama bersifat asam, sifat magma dalam dan hipabisal. Selain itu, terjadi juga aliran panas dari mantel ke arah atas melewati jalur-jalur sesar. Secara keseluruhan, hal-hal tersebutlah yang mengakibatkan tingginyaheat flowdi daerah cekungan Sumatra tengah (Eubank et al., 1981 dalam Wibowo, 1995).

Faktor pengontrol utama struktur geologi regional di cekungan Sumatra tengah adalah adanya Sesar Sumatra yang terbentuk pada zaman kapur. Subduksi lempeng yang miring dari arah Barat daya pulau Sumatra mengakibatkan terjadinyastrong dextral wrenching stressdi Cekungan Sumatra tengah (Wibowo, 1995). Hal ini dicerminkan oleh bidang sesar yang curam yang berubah sepanjang jurus perlapisan batuan, struktur sesar naik dan adanyaflower structureyang terbentuk pada saat inversi tektonik dan pembalikan-pembalikan struktur (gambar 3). Selain itu, terbentuknya sumbu perlipatan yang searah jurus sesar dengan penebalan sedimen terjadi pada bagian yang naik (inverted) (Shaw et al., 1999).Struktur geologi daerah cekungan Sumatra tengah memiliki pola yang hampir sama dengan cekungan Sumatra Selatan, dimana pola struktur utama yang berkembang berupa struktur Barat laut-Tenggara dan Utara-Selatan (Eubank et al., 1981 dalam Wibowo, 1995). Walaupun demikian, struktur berarah Utara-Selatan jauh lebih dominan dibandingkan struktur Barat lautTenggara.Elemen tektonik yang membentuk konfigurasi Cekungan Sumatra tengah dipengaruhi adanya morfologiHigh Lowpre-Tersier. Pada gambar 4 dapat dilihat pengaruh struktur dan morfologiHigh Lowterhadap konfigurasi basin di Cekungan Sumatra tengah (kawasanBengkalis Graben), termasuk penyebarandepocenterdarigrabendanhalf graben. LineasiBasementBarat laut-Tenggara sangat terlihat pada daerah ini dan dapat ditelusuri di sepanjang cekungan Sumatra tengah. Liniasi ini telah dibentuk dan tereaktivasi oleh pergerakan tektonik paling muda (tektonisme Plio-Pleistosen). Akan tetapi liniasibasementini masih dapat diamati sebagai suatu komponen yang mempengaruhi pembentukan formasi dari cekungan Paleogen di daerah Cekungan Sumatra tengah.Sejarah tektonik cekungan Sumatra tengah secara umum dapat disimpulkan menjadi beberapa tahap, yaitu :1. KonsolidasiBasementpada zaman Yura, terdiri dari sutur yang berarah Barat laut-Tenggara.2. Basementterkena aktivitas magmatisme dan erosi selama zaman Yura akhir dan zaman Kapur.3. Tektonik ekstensional selama Tersier awal dan Tersier tengah (Paleogen) menghasilkan sistemgrabenberarah Utara-Selatan dan Barat laut-Tenggara. Kaitan aktivitas tektonik ini terhadap paleogeomorfologi di Cekungan Sumatra tengah adalah terjadinya perubahan lingkungan pengendapan dari longkungan darat, rawa hingga lingkungan lakustrin, dan ditutup oleh kondisi lingkungan fluvial-delta pada akhir faserifting.4. Selama deposisi berlangsung di Oligosen akhir sampai awal Miosen awal yang mengendapkan batuan reservoar utama dari kelompok Sihapas, tektonik Sumatra relatif tenang. Sedimen klastik diendapkan, terutama bersumber dari daratan Sunda dan dari arah Timur laut meliputi Semenanjung Malaya. Proses akumulasi sedimen dari arah timur laut Pulau Sumatra menuju cekungan, diakomodir oleh adanya struktur-struktur berarah Utara-Selatan. Kondisi sedimentasi pada pertengahan Tersier ini lebih dipengaruhi oleh fluktuasi muka air laut global (eustasi) yang menghasilkan episode sedimentasi transgresif dari kelompok Sihapas dan Formasi Telisa, ditutup oleh episode sedimentasi regresif yang menghasilkan Formasi Petani.5. Akhir Miosen akhir volkanisme meningkat dan tektonisme kembali intensif dengan rejim kompresi mengangkat pegunungan Barisan di arah Barat daya cekungan. Pegunungan Barisan ini menjadi sumber sedimen pengisi cekungan selanjutnya (later basin fill). Arah sedimentasi pada Miosen akhir di Cekungan Sumatra tengah berjalan dari arah selatan menuju utara dengan kontrol struktur-struktur berarah utara selatan.6. Tektonisme Plio-Pleistosen yang bersifat kompresif mengakibatkan terjadinya inversi-inversi strukturBasementmembentuk sesar-sesar naik dan lipatan yang berarah Barat laut-Tenggara. Tektonisme Plio-Pleistosen ini juga menghasilkan ketidakselarasan regional antara formasi Minas dan endapan alluvial kuarter terhadap formasi-formasi di bawahnya.Stratigrafi Regional, Proses sedimentasi di Cekungan Sumatra tengah dimulai pada awal tersier (Paleogen), mengikuti proses pembentukan cekunganhalf grabenyang sudah berlangsung sejak zaman Kapur hingga awal tersier.Konfigurasibasementcekungan tersusun oleh batuan-batuan metasedimen berupagreywacke, kuarsit dan argilit. Batuan dasar ini diperkirakan berumur Mesozoik. Pada beberapa tempat, batuan metasedimen ini terintrusi oleh granit (Koning & Darmono, 1984 dalam Wibowo, 1995).Secara umum proses sedimentasi pengisian cekungan ini dapat dikelompokkan sebagai berikut : Rift (Siklis Pematang),Secara keseluruhan, sedimen pengisi cekungan pada fase tektonik ekstensional (rift) ini dikelompokkan sebagai Kelompok Pematang yang tersusun oleh batulempung, serpih karbonan, batupasir halus dan batulanau aneka warna. Lemahnya refleksi seismik dan amplitudo yang kuat pada data seismik memberikan indikasi fasies yang berasosiasi dengan lingkungan lakustrin.Pengendapan pada awal prosesriftingberupa sedimentasi klastika darat dan lakustrin dariLower Red Bed FormationdanBrown Shale Formation. Ke arah atas menuju faselate rifting, sedimentasi berubah sepenuhnya menjadi lingkungan lakustrin dan diendapkan Formasi Pematang sebagaiLacustrine Fill sediments.1. FormasiLower Red BedTersusun oleh batulempung berwarna merah hijau, batulanau, batupasir kerikilan dan sedikit konglomerat serta breksi yang tersusun olehpebblekuarsit dan filit. Kondisi lingkungan pengendapan diinterpretasikan berupaalluvial braid-plaindilihat dari banyaknyamuddy matrixdi dalam konglomerat dan breksi2. FormasiBrown ShaleFormasi ini cukup banyak mengandung material organik, dicirikan oleh warna yang coklat tua sampai hitam. Tersusun oleh serpih dengan sisipan batulanau, di beberapa tempat terdapat selingan batupasir, konglomerat dan paleosol. Ketebalan formasi ini mencapai lebih dari 530 m di bagiandepocenter.Formasi ini diinterpretasikan diendapkan di lingkungan danau dalam dengan kondisianoxicdilihat dari tidak adanya bukti bioturbasi. Interkalasi batupasir batupasirkonglomerat diendapkan oleh prosesfluvial channel fill. Menyelingi bagian tengah formasi ini, terdapat beberapa horisonpaleosolyang dimungkinkan terbentuk pada bagian pinggiran/batas danau yang muncul ke permukaan (lokalhorst), diperlihatkan oleh rekaman inti batuan di komplek Bukit Susah.Secara tektonik, formasi ini diendapkan pada kondisi penurunan cekungan yang cepat sehingga aktivitas fluvial tidak begitu dominan.3. FormasiCoal ZoneSecara lateral, formasi ini dibeberapa tempat equivalen dengan FormasiBrown Shale. Formasi ini tersusun oleh perselingan serpih dengan batubara dan sedikit batupasir.Lingkungan pengendapan dari formasi ini diinterpretasikan berupa danau dangkal dengan kontrol proses fluvial yang tidak dominan. Ditinjau dari konfigurasi cekungannya, formasi ini diendapkan di daerah dangkal pada bagian aktif graben menjauhidepocenter(gambar 6).4. FormasiLake FillTersusun oleh batupasir, konglomerat dan serpih. Komposisi batuan terutama berupa klastika batuan filit yang dominan, secara vertikal terjadi penambahan kandungan litoklas kuarsa dan kuarsit. Struktur sedimen gradasi normal dengan beberapa gradasi terbalik mengindikasikan lingkungan pengendapanfluvial-deltaic.Formasi ini diendapkan secara progradasi pada lingkungan fluvial menuju delta pada lingkungan danau. Selama pengendapan formasi ini, kondisi tektonik mulai tenang dengan penurunan cekungan yang mulai melambat (late rifting stage). Ketebalan formasi mencapai 600 m.5. FormasiFanglomerateDiendapkan disepanjang bagian turun dari sesar sebagai seri dari endapan aluvial. Tersusun oleh batupasir, konglomerat, sedikit batulempung berwarna hijau sampai merah. Baik secara vertikal maupun lateral, formasi ini dapat bertransisi menjadi formasiLower Red Bed, Brown Shale, Coal ZonedanLake Fill.Di beberapa daerah sepertihalnya di Sub-Cekungan Aman, dua formasi terakhir (Lake FilldanFanglomerat) dianggap satu kesatuan yang equivalen dengan Formasi Pematang berdasarkan sifat dan penyebarannya pada penampang seismik. SagSecara tidak selaras diatas Kelompok Pematang diendapkan sedimen Neogen. Fase sedimentasi ini diawali oleh episode transgresi yang diwakili oleh Kelompok Sihapas dan mencapai puncaknya pada Formasi Telisa.

(Siklis Sihapastransgresi awal)Kelompok Sihapas yang terbentuk pada awal episode transgresi terdiri dari Formasi Menggala, Formasi Bangko, Formasi Bekasap dan Formasi Duri. Kelompok ini tersusun oleh batuan klastika lingkunganfluvial-deltaicsampai laut dangkal. Pengendapan kelompok ini berlangsung pada Miosen awal Miosen tengah.1. Formasi MenggalaTersusun oleh batupasir konglomeratan dengan ukuran butir kasar berkisar dari gravel hingga ukuran butir sedang. Secara lateral, batupasir ini bergradasi menjadi batupasir sedang hingga halus. Komposisi utama batuan berupa kuarsa yang dominan, dengan struktur sedimentrough cross-beddingdanerosional basal scour. Berdasarkan litologi penyusunnya diperkirakan diendapkan padafluvial-channellingkunganbraided stream.Formasi ini dibedakan denganLake Fill Formationdari kelompok Pematang bagian atas berdasarkan tidak adanya lempung merah terigen pada matrik (Wain et al., 1995). Ketebalan formasi ini mencapai 250 m, diperkirakan berumur awal Miosen bawah.2. Formasi BangkoFormasi ini tersusun oleh serpih karbonan dengan perselingan batupasir halus-sedang. Diendapkan pada lingkungan paparan laut terbuka. Dari fosil foraminifera planktonik didapatkan umur N5 (Blow, 1963). Ketebalan maksimum formasi kurang lebih 100 m.3. Formasi BekasapFormasi ini tersusun oleh batupasir masif berukuran sedang-kasar dengan sedikit interkalasi serpih, batubara dan batugamping. Berdasarkan ciri litologi dan fosilnya, formasi ini diendapkan pada lingkungan air payau dan laut terbuka. Fosil pada serpih menunjukkan umur N6 N7. Ketebalan seluruh formasi ini mencapai 400 m.4. Formasi DuriDi bagian atas pada beberapa tempat, formasi ini equivalen dengan formasi Bekasap. Tersusun oleh batupasir halus-sedang dan serpih. Ketebalan maksimum mencapai 300 m. Formasi ini berumur N6 N8.

(Formasi Telisatransgresi akhir)Formasi Telisa yang mewakili episode sedimentasi pada puncak transgresi tersusun oleh serpih dengan sedikit interkalasi batupasir halus pada bagian bawahnya. Di beberapa tempat terdapat lensa-lensa batugamping pada bagian bawah formasi. Ke arah atas, litologi berubah menjadi serpih mencirikan kondisi lingkungan yang lebih dalam. Diinterpretasikan lingkungan pengendapan formasi ini berupa lingkungan Neritik Bathyal atas.Secara regional, serpih marine dari formasi ini memiliki umur yang sama dengan Kelompok Sihapas, sehingga kontak Formasi Telisa dengan dibawahnya adalah transisi fasies litologi yang berbeda dalam posisi stratigrafi dan tempatnya. Ketebalan formasi ini mencapai 550 m, dari analisis fosil didapatkan umur N6 N11.

(Formasi Petaniregresi)Tersusun oleh serpih berwarna abu-abu yang kaya fosil, sedikit karbonatan dengan beberapa lapisan batupasir dan batulanau. Secara vertikal, kandungan tuf dalam batuan semakin meningkat.Selama pengendapan satuan ini, aktivitas tektonik kompresi dan volkanisme kembali aktif (awal pengangkatan Bukit Barisan), sehingga dihasilkan material volkanik yang melimpah. Kondisi air laut global (eustasi) berfluktuasi secara signifikan dengan penurunan muka air laut sehingga terbentuk beberapa ketidakselarasan lokal di beberapa tempat.Formasi ini diendapkan pada episode regresif secara selaras diatas Formasi Telisa. Walaupun demikian, ke arah timur laut secara lokal formasi ini memiliki kontak tidak selaras dengan formasi di bawahnya. Ketebalan maksimum formasi ini mencapai 1500 m, diendapkan pada Miosen tengah Pliosen.

InversiPada akhir tersier terjadi aktivitas tektonik mayor berupa puncak dari pengangkatan Bukit Barisan yang menghasilkan ketidakselarasan regional pada Plio-Pleistosen. Aktivitas tektonik ini mengakibatkan terjadinya inversi struktur sesar turun menjadi sesar naik. Pada fase tektonik inversi ini diendapkan Formasi Minas yang tersusun oleh endapan darat dan aluvium berupa konglomerat, batupasir, gravel, lempung dan aluvium berumur Pleistosen Resen.Stratigrafi regional Cekungan Sumatra Tengah tersusun dari beberapa unit formasi dan kelompok batuan dari yang tua ke yang muda, yaitu batuan dasar (basement), Kelompok Pematang, Kelompok Sihapas, Formasi Petani dan Formasi Minas.A. Batuan Dasar (Basement)Batuan dasar (basement) berumur Pra Tersier berfungsi sebagai landasan Cekungan Sumatra Tengah. Eubank dan Makki (1981) serta Heidrick dan Aulia (1993) menyebutkan bahwa batuan dasar Cekungan Sumatra Tengah terdiri dari batuan berumur Mesozoikum dan batuan metamorf karbonat berumur Paleozoikum-Mesozoikum. Batuan tersebut dari timur ke barat terbagi dalam 3 (tiga) satuan litologi, yaitu Mallaca Terrane, Mutus Assemblage, dan Greywacke Terrane. Ketiganya hampir paralel berarah NNW-NW.1. Mallaca TerraneMallaca Terrane disebut juga Quartzite Terrane, litologinya terdiri dari kuarsit, argilit, batugamping kristalin serta intrusi pluton granodioritik dan granitik yang berumur Jura. Kelompok ini dijumpai pada Coastal Plain, yaitu pada bagian timur dan timur laut Cekungan Sumatra Tengah.2. Mutus AssemblageMutus Assemblage atau Kelompok Mutus merupakan zona sutura yang memisahkan antara Mallaca Terrane dan Greywacke Terrane. Kelompok Mutus ini terletak di sebelah barat daya coastal plain. Litologinya terdiri dari baturijang radiolaria, meta-argilit, serpih merah, lapisan tipis batugamping dan batuan beku basalt serta sedimen laut dalam lainnya.3. Greywacke TerraneGreywacke Terrane disebut juga Deep Water Mutus Assemblage. Kelompok ini tersusun oleh litologi greywacke, pebbly mudstone dan kuarsit. Kelompok ini terletak di bagian barat dan barat daya Kelompok Mutus yang dapat dikorelasikan dengan pebbly mudstone Formasi Bahorok (Kelompok Tapanuli) yang berumur Perm - Karbon.Secara tidak selaras diatas batuan dasar diendapkan suksesi batuan-batuan sedimen Tersier. Stratigrafi Tersier di Cekungan Sumatra Tengah dari yang tua ke yang paling muda adalah Kelompok Pematang, Kelompok Sihapas (Formasi Menggala, Bangko, Bekasap, dan Duri), Formasi Telisa, Formasi Petani dan diakhiri oleh Formasi Minas.

B. Kelompok Pematang (Pematang Group)Kelompok Pematang merupakan lapisan sedimen tertua berumur Eosen-Oligosen yang diendapkan secara tidak selaras di atas batuan dasar. Sedimen Kelompok Pematang disebut sebagai Syn Rift Deposits. Kelompok ini diendapkan pada lingkungan fluvial dan danau dengan sedimen yang berasal dari tinggian sekelilingnya. Pada lingkungan fluvial litologinya terdiri dari konglomerat, batupasir kasar, dan batulempung aneka warna. Sedangkan pada lingkungan danau litologinya terdiri dari batulempung dan batupasir halus berselingan dengan serpih danau yang kaya material ornagik. Serpih organik dari Kelompok Pematang merupakan batuan induk (source rock) bagi hidrokarbon yang ada di Cekungan Sumatra Tengah Kelompok ini tersusun oleh Formasi Lower Red Bed, Formasi Brown Shale, dan Formasi Upper Red Bed.1. Formasi Lower Red BedFormasi Lower Red Bed tersusun atas litologi batulumpur (mudstone), batulanau, batupasir, dan sedikit konglomerat. Formasi ini diendapkan pada lingkungan darat dengan sistem pengendapan kipas alluvial dan berubah secara lateral menjadi lingkungan fluviatil dan lakustrin.2. Formasi Brown ShaleFormasi Brown Shale menumpang di atas Lower Red Bed namun di beberapa tempat menunjukkan adanya kesamaan lingkungan pengendapan secara lateral. Litologi penyusunnya terdiri dari serpih berlaminasi baik, kaya akan material organik, berwarna cokelat sampai hitam mengindikasikan lingkungan pengendapan dengan kondisi air tenang seperti lakustrin. Pada bagian cekungan yang lebih dalam dijumpai perselingan batupasir yang diperkirakan diendapkan oleh mekanisme arus turbidit.3. Formasi Upper Red BedFormasi Upper Red Bed di beberapa tempat dijumpai ekivalen secara lateral dengan Formasi Brown Shale dan di tempat lain menunjukkan menumpang di atasnya. Litologinya terdiri atas serpih, batubara, dan sedikit batupasir yang diendapkan pada lingkungan lakustrin.

C. Kelompok Sihapas (Sihapas Group)Kelompok Sihapas diendapkan di atas Kelompok Pematang, merupakan suatu seri sedimen pada saat aktifitas tektonik mulai berkurang, terjadi selama Oligosen Akhir sampai Miosen Tengah. Kompresi yang terjadi bersifat setempat yang ditandai dengan pembentukan sesar dan lipatan pada tahap inversi yang terjadi bersamaan dengan penurunan muka air laut global. Proses geologi yang terjadi pada saat itu adalah pembentukan morfologi hampir rata (peneplain) yang terjadi pada Kelompok Pematang dan basement yang tersingkap. Periode ini diikuti oleh terjadinya subsiden kembali dan transgresi ke dalam cekungan tersebut.Kelompok Sihapas ini terdiri dari Formasi Menggala, Formasi Bangko, Formasi Bekasap, Formasi Duri dan Formasi Telisa.1. Formasi MenggalaFormasi Menggala merupakan bagian terbawah dari Kelompok Sihapas yang berhubungan secara tidak selaras dengan Kelompok Pematang yang dicirikan oleh kontak berupa hiatus. Litologinya tersusun atas batupasir konglomeratan berselang-seling dengan batupasir halus sampai sedang. Diendapkan pada saat Miosen Awal pada lingkungan Fluvial Channel dengan ketebalan pada tengah cekungan sekitar 900 kaki, sedangkan pada daerah yang tinggi ketebalannya tidak lebih dari 300 kaki. Sedimen klastik diendapkan pada Fluvial Braided Stream dan secara lateral berubah menjadi Marine Deltaic ke arah utara.Formasi Menggala onlap terhadap basement dan struktur yang dihasilkan oleh inversi Oligosen dan jarang dijumpai pengendapan di atas tinggian. Formasi ini berubah secara lateral dan vertikal ke arah barat menjadi Marine Shale yang termasuk Formasi Bangko dan menjadi lingkungan transisi dan laut terbuka ke arah timur yang merupakan Formasi Bekasap. Batupasir formasi ini merupakan reservoir yang penting pada Cekungan Sumatra Tengah.

2. Formasi BangkoFormasi Bangko diendapkan secara selaras di atas Formasi Menggala. Litologinya tersusun atas batulempung yang diendapkan pada lingkungan laut terbuka (Open Marine Shelf) mulai dari lingkungan paparan (shelf) sampai delta plain dan batulempung karbonatan yang berselingan dengan batupasir lanau dan berubah secara lateral menjadi batugamping pada daerah yang sedikit menerima suplai material klastik. Pengaruh lingkungan laut menyebabkan pengendapan foraminifera yang berfungsi sebagai penunjuk umur formasi ini yaitu Miosen Awal. Ketebalan formasi ini mencapai 300 kaki. Formasi ini merupakan batuan tudung (seal) bagi batupasir yang ada di bawahnya.

3. Formasi BekasapFormasi Bekasap disusun oleh litologi batupasir glaukonit halus sampai kasar, struktur sedimen masif, berselang-seling dengan serpih tipis, dan diendapkan secara selaras di atas Formasi Bangko. Kadang kala dijumpai lapisan tipis batubara dan batugamping. Formasi ini diendapkan pada Miosen Awal di lingkungan delta plain dan delta front atau laut dangkal. Ketebalan formasi ini mencapai 1300 kaki. Batupasir Formasi Bekasap adalah sedimen yang secara diacronous menutup Cekungan Sumatra Tengah yang pada akhirnya menutup semua tinggian yang terbentuk sebelumnya. Kandungan fosil foraminifera menunjukkan umur Miosen Awal.

4. Formasi DuriFormasi Duri diendapkan secara selaras di atas Formasi Bekasap dan merupakan bagian teratas dari Kelompok Sihapas. Di beberapa tempat Formasi Duri mempunyai umur yang sama dengan Formasi Bekasap. Litologinya tersusun atas suatu seri batupasir yang terbentuk pada lingkungan inner neritic-deltaic di bagian utara dan tengah cekungan. Seri tersebut dicirikan oleh batupasir berbutir halus sampai sedang yang secara lateral menjadi batupasir laut dalam dari Formasi Telisa. Formasi ini berumur Miosen Tengah dengan ketebalan mencapai 900 kaki.

5. Formasi TelisaFormasi Telisa berumur Miosen Awal-Miosen Tengah. Formasi ini diendapkan secara selaras di atas Formasi Bangko, memiliki hubungan menjari dengan Formasi Bekasap di sebelah barat daya dan menjari dengan Formasi Duri di sebelah timur laut (Yarmanto & Aulia, 1998). Litologinya tersusun oleh suksesi batuan sedimen yang didominasi oleh serpih dengan sisipan batu lanau yang bersifat gampingan, berwarna abu kecoklatan dan terkadang dijumpai batugamping. Lingkungan pengendapannya berupa neritic sampai non-marine (Dawson, et. al, 1997). Ketebalan formasi ini mencapai 1600 kaki. Formasi ini dikenal sebagai batuan tudung dari reservoar Kelompok Sihapas di Cekungan Sumatra Tengah.

D. Kelompok Petani (Petani Group)Formasi Petani berumur Miosen Tengah-Pliosen. Formasi ini diendapkan secara tidak selaras di atas Formasi Telisa dan Kelompok Sihapas. Formasi ini berisi sikuen monoton shale-mudstone dan berisi interkalasi batupasir minor dan lanau yang ke arah atas menunjukkan pendangkalan. Lingkungan pengendapan berubah dari laut pada bagian bawah menjadi daerah delta pada bagian atasnya.Formasi Petani merupakan awal dari fase regresif yang menunjukkan akhir periode panjang transgresif di Cekungan Sumatra Tengah. Formasi ini diendapkan mulai dari lingkungan laut dangkal, pantai dan ke atas sampai lingkungan delta yang menunjukkan regresi laut. Litologinya terdiri dari batupasir, batulempung, batupasir glaukonitan, dan batugamping yang dijumpai pada bagian bawah, sedangkan batubara banyak dijumpai di bagian atas dan terjadi pada saat pengaruh laut semakin berkurang. Komposisi dominan batupasir adalah kuarsa, berbutir halus sampai kasar, umumnya tipis dan mengandung sedikit lempung yang secara umum mengkasar ke atas.

E. Formasi Minas (Minas Formation)Formasi Minas merupakan endapan Kuarter yang diendapkan secara tidak selaras di atas Formasi Petani. Disusun oleh pasir dan kerikil, pasir kuarsa lepas berukuran halus sampai sedang serta limonit berwarna kuning. Formasi ini berumur Plistosen dan diendapkan pada lingkungan fluvial-alluvial. Pengendapan yang terus berlanjut sampai sekarang menghasilkan endapan alluvium yang berupa campuran kerikil, pasir dan lempung. Proses penunjaman miring di sekitar Pulau Sumatra ini mengakibatkan adanya pembagian/penyebaran vektor tegasan tektonik, yaitu slip-vector yang hampir tegak lurus dengan arah zona peminjaman yang diakomodasi oleh mekanisme sistem sesar anjak. Hal ini terutama berada di prisma akresi dan slip-vector yang searah dengan zona penunjaman yang diakomodasi oleh mekanisme sistem sesar besar Sumatra. Slip-vector sejajar palung ini tidak cukup diakomodasi oleh sesar Sumatra tetapi juga oleh sistem sesar geser lainnya di sepanjang Kepulauan Mentawai, sehingga disebut zona sesar Mentawai (Diament,1992)Selanjutnya sebagai respon tektonik akibat dari bentuk melengkung ke dalam dari tepi lempeng Asia Tenggara terhadap Lempeng Indo-Australia, besarnya slip-vector ini secara geometri akan mengalami kenaikan ke arah barat laut sejalan dengan semakin kecilnya sudut konvergensi antara dua lempeng tersebut. Pertambahan slip-vector ini mengakibatkan terjadinya proses peregangan di antara sesar Sumatra dan zona penunjaman yang disebut sebagai lempeng mikro Sumatra (Suparka dkk, 1991). Oleh karena itu slip-vector komponen seiajar palung harus semakin besar ke arah barat-laut.Sebagai konsekuensi dari kenaikan slip-vector pada daerah busur-muka ini, maka secara teoritis akan menaikkan slip-rate di sepanjang sesar Sumatra ke arah barat-laut. Pengukuran offset sesar dan penentuan radiometrik dari unsur yang terofsetkan di sepanjang sesar Sumatra membuktikan bahwa kenaikan slip-rate memang benar-benar terjadi (Natawidjaja, Sieh, 1994). Pengukuran slip-rate di daerah Danau Toba menunjukkan kecepatan gerak sebesar 27 mm/tahun, di Bukit Tinggi sebesar 12 mm/tahun, di Kepahiang sebesar 11 mm/tahun (Natawidjaja, 1994) demikian pula di selat Sunda sebesar 11 mm/tahun (Zen dkk, 1991).