0 Academic des sciences / Elsevier. Paris

Godynamique / Geodynamics

Article r4digC 5 I’attention du Comite de lecture.

Article remis le 30 mars 1998, accept6 apr& rbvision le 3 aoirt 1998.

*E-mail : mville@newsup. univ-mrs.fr

C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la terre et des planetes / Earfh & Planetary Sciences 1998. 327,291-302

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M. Villeneuve et al

Abridged version

The eastern part of Indonesia includes a lot of islands Arafura shelf. These studies are supported by geological inves- separated by large sea basins Qigure 1). The Banda Sea, tigations on the Aru and Kai islands. The metamorphic base- surrounded by the Banda arc, includes four basins separated ment has been dated as Upper Precambrian in the western part by submerged ridges or volcanic arcs. These basins are: the and as Palaeozoic in the eastern part (Struckmeyer et al., 1993) Wetar and Damar basins separated from the Sula Basin by the of the Arafura shelf. The overlying sediments are mainly Tukang Besi and Banda ridges. The young Weber Basin is elastics from the Carboniferous to the Cretaceous and mainly of separated from the Damar Basin by the inner Banda volcanic carbonate platform-type from the Palaeocene to the Upper arc. Miocene.

Since the Late Eocene, the eastern part of Indonesia, which is located at the triple junction of the Asiatic, Australian and Pacific plates, has undergone several geodynamic changes within a large convergent tectonic regime. Apart from two main plates (Asiatic and Australian plates) which are respectively represented by the Western Sulawesi block and the Australian margin block, six other blocks or terranes have been distin- guished f$gure2). These blocks are respectively: the Banda block(21, including the eastern part of Sulawesi and the Islands of Buton, Buru, Seram and the submerged Sinta ridge (Ville- neuve et a1.,1994), the BanggaCSuZa block (31, outcropping in the Banggai and Sula islands, the ZrianJaya black(4), including the northern part of the Irian jaya island, the Lucipara bZock(5), outcropping only in the Kur and North Tanimbar islands and the Halmahera block (71, which is the southern part of the Philippine terrane.

The Banda block yigure 3, log. 2) is characterised by a Late Triassic thick carbonate platform covered by Jurassic to Early Miocene deep sea sediments such as radiolarites and calcilu- tites.

The Banggai-Sula block Cjgure 3, log. 3) is characterised by a Palaeozoic metamorphic basement at the base of a Cretaceous to Lower Pliocene shallow water sedimentary plat- form.

The main characteristics of each block are summarised in figure 3. The Banda block is very different from the Lucipara, Banggai-Sula and Halmahera blocks. These latter blocks have some very strong affinities whith the northeastern Australian plate margin (with ophiolitic nappes covering a thick section of elastic and carbonate sediments).

The ZrianJaya block yigure 3log.4) includes at least fifteen microblocks (Struckmeyer et al., 1993). The southern part is quite similar to the Australian margin with a pile of elastic sediments (from the Trias to the Eocene) capped by a carbon- ate platform (from Eocene to Middle Miocene). These deposits rest upon a Palaeozoic metamorphic basement. The northern part of Irian Jaya is characterised by several Cretaceous to Eocene ophiolitic nappes and Oligocene to Middle Miocene volcanic arcs.

Block description

The Asiatic margin yigure 3, log. 11, outcropping along the western arm of Sulawesi, is characterised by a Middle Creta- ceous metamorphic basement covered by several superim- posed Eocene to Pliocene volcano-sedimentary basins.

The Australian margin @gure 3, log. 6) is very well known thanks to the petroleum research groups operating on the

The Lucipara block (figure 3 log.5). Geological data pro- vided by both dredging and outcrop investigations indicate an Eocene to Oligocene metamorphic basement associated with Oligocene to Lower Miocene volcanic arc material. All these are covered by Lower Miocene shallow water sediments and by Upper Miocene to Upper Pliocene volcanic arc materials (Honthaas et al., 1997). Timor island displays Cretaceous and Oligocene age metamorphic terranes thrusted over the para- autochton Triassic to Lower Pliocene deep sea sediments. These terranes are pierced by volcanic island arc material of Upper Miocene age. Provisionally, and highly hypothetically, we link the Timor terranes to the Lucipara block.

The Halmahera block contains a Cretaceous ophiolitic basement (Hall, 1987) covered by several volcanic arcs ranging

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holution gbodynamique de I’lndonbsie orientale de I’ioc&ne au Pliocene

from Palaeocene to Eocene in age (figure3, log. 7). A new ophioiitic and volcanic arc association occurs from the Oli- gocene to the Lower Miocene under a Miocene carbonate platform. Volcanic arcs have been active there since the Pliocene.

Geodynamic evolution

During the Upper Eocene to the Oligocene yigure 4, the Banda block, which is probably a continental fragment, drifted away from the Gondwana by the Jurassic time reaching the Asiatic margin in Sulawesi Island. Part of the Asiatic marginal basins (Celebes sea) was directly abducted onto the northern part of this Banda block (Monnier et al., 1995). According to Priadi (19931, the west arm of Sulawesi was a ‘back arc basin’ filled with carbonate platforms and volcano-sedimentary de- posits. The subduction zone between the Asiatic plate and the Indian Ocean was located to the east of this western arm. On the eastern part, according to Rangin et al. (19901, another ophiolitic nappe was thrust over the Philippine terrane.

From the Late Oligocene to the end of the Early Miocene (Fgure 3, several collisions between blocks occurred in east- ern Indonesia. The first one corresponds to the collision between the Banda block carrying the ophiolitic nappe and the western part of Sulawesi. According to the Parkinson radiomet- ric dating on blueschist, this collision occurred in the Late Oligocene (25 to 32 My). These dates are consistent with the Lower Miocene carbonates (Aquitanian) found in the Poso graben (Butterlin, pers. comm.). Towards the end of the Lower Miocene, the Lucipara. block collided the Banda block, firstly in Buton (SE Sulawesi), according to Smith and Silver (19911, and

secondly in Scram. On Kur Island (eastern part of the Banda arc, recent investigations (Honthaas et al. 1997) highlighted a metamorphic complex thrust over a sedimentary sequence. This metamorphic complex provides several radiometric ages of around 18 to 15 My. The post metamorphic fluvio- sedimentary sequence displays a Lower Miocene age. In the Irian Jaya area, according to Rangin et al (19901, the Australian block moved northward.

By the Late Miocene to Early Pliocelze (/igure 6’) the new blocks. including the former Banda and Tukang Besi blocks, were dismembered (due to collapse processing) and large basins opened under a hv-SE extensional regime (for ex- ample: the North and South Banda basins). According to Rehault et al. (19941, the Sula basin floor spreading occurred between 9 and 7 My. The South Banda basins (Damar and Wetar basins) split a volcanic arc of 10 to 7 My in age. During that period, the Banggai Sula block moved westward, bringing with it the northern part of the Salawati basin (Charlton, 1996).

By the Late Pliocene (figure 7) most of these basins began to close. Meanwhile the Bangai Sula block, coming from the east, reached the eastern part of Sulawesi. The subsequent defor- mations affected all of the northern part of Sulawesi including the western Pliocene basins (Bergman et al., 1996). To the south, the Australian continent collided with the Lucipara and Timor blocks (Harsolumakso, 1993). Another tectonic defor- mation has been registered in the Buton Neogene basins, but we do not consider this to be a collision between the Tukang Besi platform and the south-east Sulawesi mainland (Ali et al., 1996). The Late Pliocene was a period of large molassic deposition mainly around the Mid-Pliocene collisions zones.

1. Introduction

Ce travail de synthese est le resultat d’un programme de coop&ation franco-indonksien qui s’est poursuivi de .l989 & 1996. La zone d/investigation (figure 1) corres- pond ?I la partie orientale de I’lndon&ie (de Sulawesi jusqu’a I’extr@mite est de I’arc de Banda). Cette zone s’&end sur plus de 2 000 km de long, pour environ 1 500 km de large. La figure 1 rnontre que cette zone est centrke sur la mer de Banda, les iles ne constituant qu’une guirlande entourant cette mer. Les deux plus grandes iles sont : Sulawesi ?I I’ouest et lrian jaya 2 I’est.

La partie accessible & I’observation directe est bien inf&ieure en surface Fi la partie immergee. Cela a n&essitk un travail conjoint terre/mer. La mer de Banda est elle- meme subdivisee en deux bassins &par& par une suite de rides sous-marines (rides de Banda et ride de Tukang Besi). Les bassins principaux sont le bassin de Sula au nord (bassin de Banda Nord) et les bassins de Damar et Wetar (Banda Sud) au sud.

La mer de Banda est bordGe par deux zones de subduc- tion, I’une au sud, absorbant la remontt+e vers le NNE de

I’Australie, et I’autre au nord, absorbant une partie du deplacement d’lran Jaya vers I’ouest. Ces zones de sub- duction sont a I’origine des chapelets d’iles constituant deux enveloppes : une enveloppe externe correspondant aux bassins d/avant-arc et une enveloppe interne corres- pondant 3 l’arc volcanique.

Dans la partie nord du secteur d/etude, la mer des Moluques &pare le bras nord de Sulawesi de I’archipel d’Halmahera.

Le programme de recherche associait des bquipes tra- vaillant i terre (iles de Sulawesi, Timor, S&am, Buton, Kur et Kai) et des equipes travaillant & bord du N.O. Baruna laya 111 (missions Geobandut et Banda Sea 1,2 et 3) sur les bassins de Sula, Damar et Wetar, ainsi que sur la marge australienne d’Arafura.

Notre zone d’&ude, qui se situe au point de conver- gence de trois grandes plaques (Asiatique, Indo- Australienne et Philippines-Pacifique), a et6 I’objet de nombreux travaux de recherche et, du fait de sa situation geodynamique, de nombreuses mod4isations.

En effet, entre 1978 (Katili) et 1996 (Hall), on ne compte pas moins d’une quinzaine de reconstitutions gGodynami-

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M. Villeneuve et al

ques differentes. Les principales sont celles de : Audley-

Charles (1979), Hamilton, (1979), Silver (1985), Charlton

(1986), Jolivet et al. (1989), De Smet (1989), Nishimura et

Suparka (1990), Rangin et al. (1990), Daly et al. (1991),

MC Caffrey et Abers (1991) et Struckmeyer et al. (1993).

Le cceur du debat scientifique tournait autour de I’gge

d’ouverture des bassins de Banda. Pour certains, comme

Bowin et al. (1980), Lapouille et al. (1985) et Charlton

(1986), il s’agit de panneaux d’ocean lndien (Jurassique)

pi&es par la formation de I’arc de Banda. Pour d’autres

(Hamilton, 1979 ; Rehault et al., 1994), il s’agit de bassins

ouverts au Neogene.

Hormis cette difference, la majorit des synth&es (a part

celles de Silver et al. (1985) et de Struckmeyer et al.

(1993), qui s’appuient sur la cinbmatique) n’envisagent

pas la presence de plusieurs blocs d’origines diverses, pris

dans la tectonique de collision entre les trois grandes

plaques. Notre approche pluridisciplinaire, s’appuyant

sur des don&es fines de stratigraphie, de pal&oenvironne-

ment et de tectonique, a mis en evidence la presence de

deux nouveaux blocs (Banda et Lucipara) au sein du

p&im&tre delimit@ par l’arc de Banda. Ces blocs se sont

accr&& & I’Asie 2 des epoques diffbrentes.

La reconstruction de cette zone, a des &apes cl& de son

&olution, permet de mieux comprendre les phenomenes

de micro-collisions qui precedent la formation des gran-

des chaines de montagne.

Figure 1. Schema struc- tural de I’Est indonCsien. : ~, i:“:,/ - ,

The main features of

Eastern Sulawesi.

2. La structure de I’Est indon6sien

2.1. Description des blocs

La figure I montre les differents blocs ou (c terranes )),

ainsi que les principaux bassins interieurs a I’arc de Banda.

Le bassin de Sulawesi et la mer des Moluques se sont

ouverts ?I I’ioche, tandis que le bassin de Banda Nord

s’est ouvert au MiocPnesup&ieur(Rkhault et al., 1994). Le

bassin de Banda Sud se serait ouvert au Mioche sup& rieur, avec une forte subsidence au Plioche infkieur. Quant au bassin de Weber, sit& en avant de l’arc volca-

nique de Banda, il se serait forme, d’aprPs Charlton et al.

(1991), au Plioche supheur. Le bassin de Savu, sit&

entre Timor et l’arc de Banda, daterait de la fin du MiocPne moyen (Reed et al, 1987).

Malgre le peu d’affleurements sur une grande partie des

blocs, nous avons ainsi pu mettre en evidence sept entites

ayant des caractgres stratigraphiques, palbonvironnemen-

taux et tectoniques bien individualis& (figure 2). Ces ca-

racteres r&urn& sur les logs stratigraphiques de la figure 3 permettent de distinguer les blocs entre eux.

La marge de /a plaque Asiatique (figure 3, log.1) est

caract&iske par un substratum m&amorphique d’gge Cre-

tace moyen, qui affleure dans le bras ouest de Sulawesi.

D’apr& Sukamto (1975, 1982), Kustomo (1990) et Parkin-

son (1991), ce substratum se serait form6 lors d’une colli-

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ivolution geodynamique de I’lndon&ie orientate de I’cocene au PliocGne ir

Figure 2. Les principaux blocs ou

terranes dans I’Est indon&ien. 1 :

marge Asiatique ; 2 : bloc de

Banda ; 3 : bloc de Banggai-Sula ;

4 : bloc d’lrian Jaya; 5 : bloc de Lucipara ; 6 : marge Australienne ;

7 : bloc d’Halmahera. 6 : Banggai ; Ha : Halmahera ; MI : Misool ; Bu :

Euru ; Sr : Seram ; Su : Sula ; Tn :

Tanimbar ; L : Babar ; NBS : bassin Nord Banda; SBS : bassin Sud

Banda ; SB : bassin de Saw, WT :

bassin de Weber. ,(( :

The main blocks or terranes in east- ern Indonesia. 1: Asiatic margin; 2: Banda block; 3: Banggai-Sula block; 4: lrian Jaya block; 5: Luci- para block; 6: Australian margin, 7: Halmahera block. 6: Banggai; Ha: Halmahera; Ml: Misool; Bu: Buru; Sr: Seram; Su: Sula; Tn: Tanimbar; NBS: North Banda Sea; SBS: South Banda Sea; SB: Savu Basin; WT: Weber Trough.

' ' /!!\I LOCATION OF CRUSTAL

IN EASTERN INDONESIA

sion (succedant a une subduction vers I’ouest) ayant per-

mis la remontee de schistes bleus et de materiel

ophiolitique vers 115 Ma.

Sur ce substratum m&amorphique se sont install& des

bassins d’2ge variable (Cr&ace supbrieur, PalbocGne, io-

c&ne sup&ieur a Miocene moyen et Miocgne supbrieur a

PIioc&ne infbrieur). Ces bassins, g&Gralement emboWs,

sont caract&is& par une alternance de plates-formes car-

bonatees et de mat&iaux volcanique et volcano-

sedimentaire de type arc et arri&e-arc... Les principales

discordances tectoniques sont celles du C&ace supkrieur,

du MiocPne inferieur, visible dans les profils sismo-

stratigraphiques, et du PliocGne moyen, qui &pare les

formations volcano-sbdimentaires du MiocGne sup&ieur - PliocPne inf&ieur des dkp&s molassiques ou recifaux

qui remplissent les vallees actuelles.

Le bloc de Banda (figure 3, log. 2), actuellement d&

membre, est identifie dans les iles de Seram et Buru, ainsi

que dans quelques fragments immerg&, comme la ride de

Sinta, qui constitue la partie nord des rides de Banda

(Villeneuve et al., 1994). Le log stratigraphique montre

qu’il est caract&ise par une plate-forme carbonat&e du

Trias terminal servant de niveau rep&e (Corn6e et al., 1994). Cette plate-forme est surmontee par des dep8ts de

pente externes au Lias, puis par des dep6ts phlagiques 2

carbonates et radiolarites, du Lias supbrieur B I’Oligoc&ne

terminal - MiocGne basal (Cornee et al., 1997). Sur ces

calcilutites terranes repose (en contact tectonique) une

nappe ophiolitique qui, d’apr&s Monnier et al. (1995),

proviendrait de la partie sud de la mer des CGbes. Le

sommet de la colonne stratigraphique est occupe par des

PACIFICOCEAN

- Australia

dbpbts d’2ge compris entre le MiocGne sup&ieur et I’Ac-

tuel. Ces dbp6ts sont, soit de type molassique, soit de type

marin profond, comme par exemple le bassin de Banda

Nord. Les series sedimentaires ant&ophiolite sont done

relativement homogPnes sur I’ensemble des affleurements

Par contre, Ie substratum ante-triasique n’affleure nuIIe

part. Ce type de succession ne se retrouve pas sur les

autres blocs.

Le bloc de Banggai-Sula (figure 3, log. 3) est sit& entre

le bassin de Banda Nord (bassin de Sula) et la mer des

Moluques. Les principaux affleurements sont sur le bras est

de Sulawesi (Simanjuntak, 1986) et sur les iles de Banggai

et de Sula (Garrard et al., 1988). Ce bloc est caract&i.+ par

un substratum metamorphique fournissant des Ages PalGo-

zo’ique terminal et des epanchements rhyolitiques da&

du Trias, sur lesquels reposent des d&p&s transgressifs

clastiques du Jurassique. Du C&act? au PliocPne inferieur,

la succession est occupke par des dbpbts de marge passive

peu profonde, en grande partie carbonat&. Les molasses

supkrieures sont d’dge Pliochne sup&ieur 2 Pl&stoc&ne.

Elles cachettent aussi bien les plates-formes carbonatees

c&ozoiques que les ophiolites du bras nord-est de Su-

lawesi. A la diffkrence du bloc p&c&dent, la sedimenta-

tion est principalement de milieu peu profond et le Trias

est metamorphique ou volcanique, rarement carbonatC.

Les principales discontinuit& sont celles du Jurassique

inf&ieur et du Pliocene moyen.

Le bloc d’/rian laya (figure 3, log. 4), qui comprend la

grande ile d’lrian Jaya ainsi que les petites iles voisines,

notamment celle de Misool, est lui-meme un bloc compo-

site. D’aprGs Struckmeyer et al. (1993), il serait constitue

C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la terre et des planBtes / Earth & Planetary Sciences 1998.327,291-302

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M. Villeneuve et al.

Figure 3. Logs stratigraphiques des differents blocs de I’Est indonesien. 1 : marge Asiatique ; 2 : bloc de Banda ; 3 : bloc de Banggai-Sula ;4 : bloc

d’trian Jaya ; 5 : bloc de Lucipara ; 6 : marge Australienne ; 7 : bloc d’Halmahera. R6ferences 6Miographiques. 1 : Sukamto (1975) ; 2 : Bergman

et al. (1996) ; 3 : CornCe et al. (1994) ; 4-5 : Carrard et al. (1993) ; 6 : Struckmeyer et al. (1993) ; 7 : Honthaas et al. (1997) ; 8 : Charlton et al., (1991) ; 9 : CornCe et al. (1997) ; 10 : Hall (1996). Mro/ogy. 1 : radiolarites ; 2 : plate-forme carbonatee ; 3 : calcilutites ; 4 : argilites ; 5 : gres ;

6 : clastique grossier ; 7 : recifal ; 8 : ophiolites, 9 : metamorphique, 10 : substratum metamorphique et granitique ; 11 : volcanisme ; 12 : intrusions granitiques et dioritiques. ,.:: ! : g

Stratigraphic successions in the main blocks of eastern Indonesia. 1: Asiatic margin; 2: Banda block; 3: Banggai-Sula block; 4: lrian Jaya block, 5: Lucipara block; 6: Australian margin; 7: Halmahera block. References. 1: Sukamto (1975); 2: Bergman et al. (1996); 3: Cornee et al. (1994);

4-5: Carrard et al. (1993); Struckmeyer et al. (1993); 7: Honthaas et al. (1997); 8: Charlton et al, (1991); 9: Cornee et al. (1997); 10: Hall (1996).

Lithology. 1: radiolarites; 2: carbonate platform; 3: calcilutites; 4: argillites; 5: sandstones; 6: coarse elastic rocks; 7: reef limestones; 8: ophiolites;

9: metamorphic rocks; 10: metamorphic and granitic basement; 11: volcanic rocks; 13: granitic and dioritic intrusions.

par plus d’une quinzaine de microblocs accoles les uns

aux autres. Cependant, ces auteurs distinguent trois types

de blocs : des blocs a sedimentation de type continental

ou de marge continentale, des blocs a materiaux de type

oceanique ou d’art volcanique et des blocs mixtes ayant

des materiaux de deux types.

Au sud, les depots de bassin sont comparables a ceux de

la marge Australienne : ciastiques du Trias a I’iocene et de

type plate-forme carbonatee de I’iocene au Miocene

moyen. Le substratum est constitue d’une chaine paleo-

zo’ique, deformee a I’est et dans la peninsule de la tete de

I’oiseau (Ouest d’lrian Jaya) et, au contraire, de series

precambriennes non deformees dans la partie centrale.

Dans la partie nord, on trouve des ophiolites d’dge C&ace

et Eocene, avec des temoins d’art volcanique d’age Oli-

gocene a Miocene moyen. On note quelques analogies

avec le bloc de Banggai-Sula, notamment dans le subs-

tratum metamorphique. Par contre, les discordances mar-

quant les evenements tectoniques majeurs sont differen-

tes : elles indiquent un evenement orogenique au

Miocene superieur, avec intrusions granitiques, ainsi

qu’un autre a la limite Pliocene/Pleistocene.

Le bloc de Lucipara (figure 3, log. 5) est, pour sa plus

grande partie, immerge, et n’a pu etre atteint que par les

quelques dragages effect&s tant par Silver et al. (1985)

que par les equipes franco-indonesiennes dirigees par I’un

d’entre nous (J.-P. R.). Les seuls affleurements de surface se

trouvent a Kur et a Tanimbar, dans la partie est de I’arc de

Banda. Les parties immergees sont representees par la

partie meridionale des rides de Banda et par la ride de

Tukang Besi. Les travaux recents sur I’ile de Kur (Honthaas

et al., 1997) mettent en evidence un socle metamorphique

d’affinite ophiolitique, date de 30 Ma, et des temoins d’art

volcanique dates a 20 a 18 Ma. Les datations sur les

metamorphites qui accompagnent ces series indiquent un

age de recristallisation de 18 a 15 Ma.

A Kur, tous ces materiaux sont recouverts par des depots

de type fluvio-lacustre (molasses), d’age probablement

Miocene ou Pliocene indetermine. Des microfaunes re-

maniees d’dge Miocene inferieur ont ete trouvees dans un

materiel identique, sur le flanc est du bassin de Weber.

Sur la partie sud des rides de Banda, les dragages ont mis

en evidence des basaltes de type MORB N dates a 46 Ma

(Honthaas et al., sous presse), des metamorphites ayant

fourni un age de recristallisation de 22 Ma (Silver et al.,

1985) et du materiel volcanique d’affinite principalement

calco-alcaline, dont les ages sont repartis en trois grou-

pes : 8,6 a 6 Ma, 5 Ma et 4 a 3,5 Ma (Honthaas et al., sous

presse). La couverture sedimentaire est de type clastique a

recifale au Miocene inferieur, puis de type pelagique du

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holution gbodynamique de I’lndon&ie orientale de I’ioche au Pliocene

Miocene superieur au Pliocene inferieur (Cornee et al., forme ; du Miocene moyen a I’Actuel, il s’agit de depots

1998). L’ensemble des rides est recouvert par des argiles grossiers carbonates, avec des approfondissements signi-

vertes Pliocene superieur a Holocene. ficatifs au Plio-Quaternaire.

La ride immergee de Tukang Besi, qui est entree en

collision avec le bras sud-est de Sulawesi dans I’ile de

Buton, au Miocene inf&ieur/moyen (Smith et Silver,

1991), est constituee d’un socle metamorphique gneissi-

que et amphibolitique, d’age encore inconnu. Ce socle est

intrude sur son flanc nord par du materiel basaltique de

type bassin d’arriere-arc, lie probablement a la formation

du bassin de Sula (Rehault et al., 1994). Comme a Buton,

ce substratum metamorphique est recouvert par du mate-

riel sedimentaire du Miocene superieur a Pliocene (Saint-

Marc, comm pers., 1997).

II y a, bien entendu, des variations laterales de facies

likes a la paleogeographie, ainsi que des variations

d’epaisseur dues a la tectonique cassante qui a affect6

cette marge passive au tours du temps Les discordances

principales se situent a la base des formations carbonatees

du Paleocene-Eocene et a la base du Pliocene.

Le bloc d’Ha/mahera (figure 3, log.7) correspond a la

partie meridionale du Philippine terrane.

Au total, cette zone est interpretee comme un socle

constitue de materiel oceanique ancien (46 a 30 Ma) et de

ceintures volcaniques Oligocene a Miocene inferieur,

ayant subi un metamorphisme vers 22 Ma et 18 a 15 Ma.

Cet ensemble est recouvert par des materiaux detritiques

(fluviatiles ?) ou recifaux temoignant d’un environnement

emerge ou proche de I’emersion au Miocene. Puis, la plus

grande partie du bloc s’est enfoncee dans la mer, par suite

d’une forte periode d’extension qui a don& lieu aux

grands bassins du Miocene superieur et du Pliocene infe-

rieur.

Ce bloc a ete etudie par Hall et al. (1987) et, recemment,

par Hall et al. (1996). II est constitue d’un substratum

ophiolitique d’dge C&ace, sur lequel reposent des series

sedimentaires et des series d’art volcanique d’dge Paleo-

cene a Eocene. Une nouvelle serie ophiolitique et d’art

volcanique associe se developpe a I’oligocene et au

debut du Miocene. Au tours du Miocene, on trouve

surtout des plate-formes carbonatees et, enfin, du Pliocene

a I’Actuel, de nouvelles series d’arcs et de fore-arcs volca-

niques, qui en font encore une zone a forte activite volca-

nique.

2.2. Comparaisons entre les blocs

Pour la plupart des auteurs (Barber, 1979 ; Charlton,

1991), Timor fait partie integrante de la marge Austra-

lienne ; mais, considerant les intrusions calco-alcalines

d’age Miocene superieur qui traversent la partie nord de

I’ile, nous pensons, au contraire, qu’elle faisait partie de

I’arc volcanique de Banda avant sa collision avec I’Aus-

tralie au Pliocene moyen (Harsolumakso, 1993).

La marge Asiatique a une histoire et des facies tres

specifiques, avec des discordances au Cretace, au Mio-

cene moyen et au Pliocene, correspondant aux collisions

qui se sont succede le long de cette marge. Le bloc de

Banda (2) est egalement tres different des autres ; son

evolution sedimentologique n’a pas d’equivalent dans la

region.

La marge Australienne (figure 3, log.6) est I’une des

mieux connues, notamment grace aux nombreux forages

petroliers. Les syntheses de Bradshaw et al. (1988) et de

Struckmeyer et al. (1993), ainsi que de nombreux docu-

ments petroliers inedits, permettent de reconstituer la suc-

cession des depots de cette marge passive.

La marge Australienne (6) est aussi tres caracteristique,

avec ses grandes series sedimentaires continues qui, au

contraire du bloc de Banda, montrent une evolution d’un

bassin profond jurassique vers des series cenozoi’ques de

type plate-forme carbonatee.

Les principaux affleurements sont localises, soit sur la

bordure nord du continent australien, soit sur la bordure

sud d’lrian Jaya, soit encore sur les iles d’Aru et de Kai, qui

constituent les parties emergees du plateau d’Arafura. L’ile

de Kai, dans la partie la plus orientale de I’arc de Banda, a

et@ etudiee a terre par Achdan et Turkandi (1982) et

Charlton et al. (1990). Les affleurements ne concernent

toutefois que les sediments cenozo’iques et actuels. Les

recents dragages effect&s sur le flanc ouest du fosse d’Aru

ont permis de completer cette succession jusqu’au Carbo-

nifere (Cornee et al., 1997). Sur un socle, d’age Precam-

brien dans la partie orientale du plateau d’Arafura et

Paleozo’ique dans sa partie orientale (Struckmeyer et al,

1993), on trouve des series sedimentaires non deformees,

qu’on peut repartir en trois ensembles superposes : du

Carbonifere au Cretace, il s’agit principalement de depots

clastiques fins (shales, gres et marnes) ; du Paleocene au

Miocene superieur, il s’agit de carbonates de type plate-

Par contre, les blocs 3, 4, 5 et 7 (figure 2) ont des

caracteres communs : Banggai-Sula (3) et certaines par-

ties d’lrian Jaya (car ce dernier est composite) ont un

substratum metamorphique d’age fin Paleozo’ique ou de-

but Mesozo’ique. Lucipara (5), Halmahera (7) et certaines

parties d’lrian Jaya (4) contiennent du materiel oceanique

et volcanique d’dge Oligocene et Miocene inferieur. La

presence de materiel metamorphique indiquant des ages

Miocene inferieur, ainsi que des ceintures d’art volcani-

que, les distingue des autres blocs. Les affinites petrogra-

phiques et geodynamiques entre ces blocs sont renforcees

par des affinites geochimiques, mises en evidence par De

Vroon et al. (1993).

En resume, a I’exception des blocs qui correspondent

aux marges Asiatique et Australienne, on note trois ensem-

bles geologiques differents : un ensemble correspondant

au bloc de Banda, un ensemble correspondant au bloc de

Timor et un ensemble comprenant les blocs de

Banggai-Sula, de Lucipara, d’lrian Jaya et d’Halmahera,

qui ont des caracteres communs avec la plaque Pacifique.

C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la terre et des plan&es / Earth & Nanefary Sciences 297 1998. 327,291-302

M. Villeneuve et al.

3. Les principales Ctapes de I’Cvolution gbodynamique

En rassemblant les elements geologiques des differents blocs, on peutdbduire I’&olution ghodynamique suivante depuis la fin de l’ioc&ne.

3.1. iochne supbrieur - Oligockne infbieur (figure 4)

La presence d’un volcanisme calco-alcalin sur Sulawesi Ouest et sur Sumba temoignent de la continuation de la subduction oceanique sous la plaque Asiatique. La limite de cette subduction en bordure de la plaque Asiatique s’est dkplacee vers I’est de Sulawesi, aprPs I’orog&-+se du Cr&tack moyen. En effet, des bassins d’arriere-arc (Priadi, 1993) se forment dans la partie centrale du bras ouest de Sulawesi. Les parties orientales de Sulawesi montrent la presence d’une nappe ophiolitique obductee sur un bloc continental, que nous appellons (( bloc de Banda )). Cette nappe ophiolitique se serait formbe vers 45 Ma (Monnier et al., 1995) et aurait obducte avant I’Oligocene superieur (Parkinson, 1991). D’aprPs Monnier, cette nappe ophioli- tique proviendrait de la partie sud de la mer des GlPbes,

et non d’une partie de l’ocean lndien (Audley-Charles, 1979 ; Sukamto, 1975). La prise en compte de cette hypo- thi?se nous oblige & supposer une limite d&crochante dextre entre la mer de C&bes et la par-tie occidentale de Sulawesi.

Dans la partie orientale du secteur, une autre nappe ophiolitique d’origine Pacifique obducterait sur le Bloc d’lrian Jaya vers la m$me p&iode (Monnier, 1996)

3.2. Oligoche suphieur i Miocene inferieur (figure 5)

A cette periode, le bloc de Banda est entre en collision avec la partie occidentale de Sulawesi, ainsi qu’en tbmoi- gne I’age des schistes bleus du complexe metamorphique de Sulawesi central (Parkinson, 1991). Des dkp8ts de type recifal et d’sge Mioc&ne inferieur sont signal& 2 la base des formations molassiques qui recouvrent les ophiolites de la partie orientale de Sulawesi (Surono,l994). Au Mio- c&e moyen, le bloc de Lucipara entre en collision avec I’ile de Buton au sud-est de Sulawesi (Smith et Silver, 1991), et probablement aussi d’autres parties du bloc de Banda, comme I’ile de Seram. Les sges des &hantiIlons metamorphiques drag&s sur la ride de Lucipara (22 Ma) seraient ant&rieurs 2 la mise en place de materiel ri?cifal

Figure 4. Reconstruction paleogeographique B l’l!oc&ne supCrieur - Oligoctine inferieur. 1 : plaque Asiatique ; 2 : bloc de Banda ; 3 : bloc de

Banggai-Sula ; 4 : bloc d’lrian Jaya ; 5 : bloc de Lucipara ; 6 : marge Australienne ; 7 : bloc de Halmahera. Toponymie. WS : Ouest Sulawesi ; Su :

Sumba, CeS : mer des Celi?bes, SES : Sud-Est Sulawesi, NES : Nord-Est Sulawesi ; Cab : bassin de Cagayan ; Lu : Luzon, SE : S&am ; SR et BU : cf.

figure 7. Symboles. 1 : volcanisme tholeiitique ; 2 : volcanisme calco-alcalin ; 3 : volcanisme alcalin ; 4 : chevauchements ; 5 : subductions ;

6 : ouverture de bassin ; 7 : sens de dbplacement, 8 : dCcrochements ; 9 : limites de bassins, 10 : zones emergees, 11 : ophiolites de la mer des Celebes.

Reconstructions for the Upper Eocene to the Lower Oligocene. 1 : Asiatic margin; 2: Banda block; 3: Banggai-Sula block; 4: lrian Jaya Block; 5: Lucipara block; 6: Australian margin, 7: Halmahera block. Toponymy. WS: West Sulawesi; Su: Sumba, Ces: Celebes Sea, SES: South-East Sulawesi;

NES: North-East Sulawesi; Cab: Cagayan basin; Lu: Luzon. SR, BU et SE: cf. figure 1. Symbols. 1 : tholeitic volcanic rocks; 2: calck-alkaline rocks;

3: alkaline rocks; 4: thrusts; 5: subductions; 6: basin opening; 7: motion direction, 8: strike-slips; 9: basin boundary; 10: islands, 11: ophiolites from Celebes Sea.

Figure 5. Reconstruction pa&ogCographique au Miocene infbrieur. 1 : marge Asiatique ; 2 : bloc de Banda ; 3 : bloc de Banggai-Sula ; 4 : bloc

d’lrian Jaya, 5 : bloc de Lucipara ; 6 : bloc Australien ; 7 : bloc d’Halmahera. Toponymie. NSVA : arc volcanique de Sulawesi nord ;

Tkb : plate-forme de Tukang Besi ; LU.R : Lucipara ridge ; So.B : bassin de Salomon, To : bassin de Tomori, Sw.b : bassin de Sulawati, IJ : lrian

Jaya ; B : tie de Babar ; Tn : tie de Tanimbar ; Em : Mindanao. Les autres abreviations sont identiques h celles de la figure 3. Les symboles sont

identiques i ceux de la figure 3.

Reconstruction for the Lower Miocene. 1: Asiatic margin; 2: Banda block; 3: Banggai-Sula block; 4: lrian Jaya block; 5: Lucipara block; 6: Australian

margin; 7: Halmahera block. Toponymy. NSVA: North Sulawesi volcanic arc; Tkb: Tukang Besi platform; LU.R: Lucipara ridge; So.B: Salomon basin; To.b: Tomori basin; Sw.b: Sulawati basin; IJ-lrian Jaya, B: Babar island, Tn: Tanimbar island. Other abbreviations: cf. figure 3. Symbols.

Cf. f;gure 3.

Figure 6. Reconstruction paleoghgraphique au Miocene superieur et au Pliocene infbrieur. 1 : marge Asiatique ; 2 : bloc de Banda ; 3 : bloc de

Banggai-Sula ; 4 : bloc d’lrian Jaya, 5 : bloc de Lucipara ; 6 : marge Australienne ; 7 : bloc d’Halmahera. Toponymie : Bone b. : bassin de Bone ; Tm : Timor ; Saw.b : bassin de Savu ; SF : faille de Sorong, Mo.S : mer des Moluques, W : ile de Waigio. Les autres abrhiations sont identiques

B celles des figures prCcCdentes. Les symboles sont identiques ?I ceux de la figure 3. _(

Reconstruction for the Upper Miocene and Lower Pliocene. 1: Asiatic block; 2: Banda block; 3: Banggai-Sula block; 4: lrian Jaya block; 5: Lucipara

block, 6: Australian block; 7: Halmahera block; 8: Timor block. Toponymy. Bone b: Bone basin; Tm: Timor, Saw.b: Savu basin; SF: Sorong fault; Mo.S: Moluques Sea, W: Waigio. Other abbreviations: cf. previous figures. Symbols. Cf. figure 3.

Figure 7. Reconstruction paleogCographique au Plioc&ne supbrieur. 1 : marge Asiatique ; 2 : bloc de Banda ; 3 : bloc de Banggai-Sula ; 4 : bloc

d’lrian Jaya ; 5 : bloc de Lucipara, 6 : marge Australienne, 7 : bloc d’Halmahera. Toponymie. Ph. Sea : mer des Philippines, WB.b : bassin de

Weber, Flo. : ile de Flores, Sa.b : bassin de Savu. Les autres abrkviations sont identiques a celles des figures precbdentes. Les symboles sont

identiques kt ceux de la figure 3. j (.

Reconstruction for the Upper Pliocene. 1: Asiatic margin; 2: Banda block; 3: Banggai-Sula block; 4: lrian Jaya block; 5: Lucipara block; 6: Australian

margin; 7: Halmahera block, Toponymy. Ph. Sea: Philippine Sea; WB.b: Weber basin, Flo.: Flores; Sa.b: Savu basin. Other abbreviations: cf.

previous figures. Symbols. Cf. figure 3.

298 C. R. Acad. SCI. Paris, Sciences de la terre et des plan&es / Earfh & Plonetarysciences 1998. 327,291-302

ivolution geodynamique de I’lndonksie orientale de I’ioche au Plioche

C. R. Acad. Sci. Paris. Sciences de la terre et des plan&es / Earth & Planetary Sciences 1998. 327.291-302 299

M. Villeneuve et al.

aquitanien sur cette ride (Cornee et al., 1998). Un meta-

morphisme d’age semblable vient d’etre mis en evidence

sur le flanc oriental du bassin de Weber, qui la aussi

semble recouvert par des depots grossiers comprenant des

microfossiles aquitaniens reman& (Honthaas et al.,

1997). Le metamorphisme observe entre 16 et 18 Ma sur

I’ile de Kur (Honthaas et al., 1997) apparait, quanta Iui, en

relation avec la formation d’un arc volcanique, qui pour-

rait etre lie a la subduction du bloc australien sous le bloc

de Lucipara. Le bloc de Lucipara serait done, au Miocene

inferieur, emerge ou faiblement immerge. Dans I’Est, le

bloc encore uni d’lrian Jaya et de Banggai Sula continue-

rait sa progression vers le nord (Rangin et al.,1990). II

pourrait, soit etre en contact par faille avec la partie

orientale du bloc de Lucipara, comme I’indique la

figure 5, soit au contraire se situer plus a I’est.

3.3. Mioche supbrieur - Plioche infbrieur (figure 6)

Apres les collisions des blocs de Banda et de Lucipara,

le MiocPne superieur est caracterise par I’ouverture de

nombreux bassins, dont les plus representatifs sont les

bassins de Banda Nord (Sula) et de Banda Sud (Damar et

Wetar). Cette extension globale de la zone s’effectue selon

une direction NW-SE. Ces ouvertures ont dir etre ampli-

frees par la poussee vers I’ouest de la plaque Pacifique. On

note que le bassin de Sula s’est ouvert vers 7 a 9 Ma

(Rehault et al.,1994). L’ouverture des bassins de Wetar et

Damar, en position d’arriere-arc par rapport a la zone de

subduction meridionale, doit etre posterieure, puisqu’elle

coupe en deux I’arc volcanique (7 a 10 Ma) qui frangeait

la partie sud du bloc de Lucipara. La migration de I’arc de

Banda vers le sud a du entrainer la formation d’un bassin

intra-arc (bassin de Banda Sud). Le maximum d’approfon-

dissement du bassin de Banda Sud est attest6 par les boues

noires pelagique, du Pliocene inferieur qui tapissent son

fond (Saint-Marc, comm. pers.). On note egalement le

deplacement du bloc de Banggai-Sula vers I’ouest.

3.4. PliocZtne SupCrieur (figure 7)

Le Pliocene moyen est une periode importante, car c’est

celle de la collision entre le continent australien et la zone

de Banda. Cette collision est bien enregistree a Timor

(Harsolumakso, 1993) avec, pour consequence probable,

la fermeture progressive du bassin de Savu et I’approfon-

dissement du bassin de Weberdans I’Est. La collision entre

le bloc de Banggai-Sula et la partie nord de Sulawesi

(Daly et al., 1991) est egalement datee du sommet du

Pliocene inferieur. Cette collision a entraine la deforma-

tion et la translation des bassins Miocene a Pliocene du

bras ouest de Sulawesi (Bergman et al., 1996). Un autre

mouvement tectonique du Pliocene est enregistrb dans les

bassins neogenes de Buton (sud-est de Sulawesi), mais ils

sont de si faible ampleur que nous supposons une reacti-

vation tectonique locale, plutot qu’une collision entre

Buton et la ride de Tukang Besi, comme I’affirment Ali et

al. (1996).

4. Discussion

La difference essentielle entre notre modele et les pre-

cedentes reconstructions tient essentiellement au nombre,

a I’origine et a la periode d’accretion de ces blocs a la

marge Asiatique.

En dehors des blocs 1 et 6 et 7 de la figure& qui

correspondent en fait aux bordures des plaques Asiatique,

Australienne et Pacifique, nous distinguons quatre autres

blocs accretes a la marge Asiatique, respectivement a

I’OligocPne superieur - Miocene inferieur (bloc de

Banda), au Miocene moyen (bloc de Lucipara), au Plio-

cene inferieur-moyen (blocs de Banggai-Sula et d’lrian

Jaya). Le bloc australien s’est accrete a I’ensemble indo-

nesien au Pliocene moyen, tandis que le bloc d’Halma-

hera n’a toujours pas rejoint la marge Asiatique.

Les reconstructions anterieures sont de deux types : - celles qui ne considerent que trois plaques et supposent

que la fragmentation de la zone est-indonesienne est

posterieure a la collision de ces trois plaques (au Neogene

principalement) : c’est le cas des reconstitutions de Katili

(1978), de Hamilton (1979), de Charlton (1986), de Letou-

zay et Sage (1988), de Jolivet et al. (1989), de Rangin

(1990) et de Hall (1996) ; - celles qui prennent en compte des blocs intermediaires,

qui se sont detaches de la plaque gondwanienne pour

venir s’accreter aux marges Pacifique ou Asiatique. II s’agit

des reconstitutions de Pigram et Panggabean (1983), de

Silver et al. (1985), de de Smet et al. (1989), de Nashimura

et Suparka (1990), de Daly et al. (1991) et finalement de

Struckmeyer et al. (1993).

Notre reconstitution se situe clairement dans la

deuxieme categoric, mais avec des differences sensibles

par rapport aux auteurs precedents. Pour ces derniers

(hormis Nishimura et Suparka, 1990), les microblocs sont

originaires du Nord d’lrian Jaya (Nord-Est Gondwana), et

se seraient accretes a la marge Asiatique de Sulawesi au

tours du Miocene superieur et du Pliocene. Ceci ne tient

evidemment compte, ni des mouvements tectonique im-

portants enregistres a I’Oligo-Miocene sur Sulawesi, ni des

differences geologiques essentielles entre le bloc de

Banda et les autres blocs. Notre reconstitution presente

I’avantage d’integrer, dans un meme schema evolutif,

toutes les informations actuellement disponibles, y com-

pris celles acquises recemment aussi bien a terre (Su-

lawesi, Seram, Kur et Kai) qu’en mer de Banda.

5. Conclusions

Ce bref resume de I’evolution geodynamique de la

partie orientale de I’lndonesie montre la complexite de

cette zone, comprise entre les trois grandes plaques que

sont I’Asie, I’Australie et le Pacifique. La presence, au

milieu de ce dispositif, de petits blocs dont la plupart sont

issus du Gondwana (ou presentent des affinites avec le

Gondwana), et dont il ne reste que des fragments, est

certainement a I’origine des differences d’interpretation

entre les auteurs.

300 C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la terre et des planetes / faffh & Plcmetary Sciences 1998. 327,291.302

ivolution geodynamique de I’lndonS?sie orientale de I’Eoc&ne au Pliocene

Une partie de ces blocs se trouvant actuellement immer- etait I’dge d’accr6tion de ces blocs, ce qui a nkcessit6 des

&e, il etait nkessaire de coupler des etudes B terre et en relev& p&is dans les zones de contact. Le troisieme 6tait

mer. la maitrise de I’abondante Iittkature gkologique, plus

Pour proposer cette synth&se, nous avons eu A resoudre riche en interprktations qu’en donnees de terrain.

un certain nombre de probkmes. Le premier 6tait I’origine Si les mouvements des grandes plaques sont bien caks

des blocs. Nous I’avons aborde grke A des 6tudes strati- grdce ZI la cinematique, il en va tout autrement des depla-

graphiques fines (plus de 400 datations palkontologiques cementsdes petits blocs, qui en ktaient r6duits 2 utiliser les

et 30 datations radiometriques nouvelles). Le deuxiPme espaces disponibles entre les plaques.

Remerciements. Ces travaux ont 6% men& dans le cadre de plusieurs programmes de coopitration : le programme de coopkation entre I’lnsu et la DGGMR d’lndon&e, initie par R. Blanchet, d’une part, et J. Katili et A. Sudradjat, d’autre part : le PIGS-IndonBsie, conduit par C. Rangin, d’une part, et H. Haryono, d’autre part ; I’accord Insu/lfremer et BBPT, fortement soutenu par le professeur M.-T. Zen et realis par J.-P. RBhault : le programme Geodyssea, dirigb par P. Wilson et X. Le Pichon, d’une part, et J. Rais (Bakosurtanal), d’autre part ; le programme soutenu par le Fends suisse de la recherche scientifique, dirige par L. Zaninetti et R. Martini, Nous remercions aussi tous les coll&ues qui nous ant apport& leur aide, notamment les stratigraphes qui. bien que ne faisant pas partie du groupe Geobanda, ont collabor& C?I ces recherches.

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