Geologi Regional Jampang , Jawa Barat

Zona Fisiografi Jawa Barat  (Van Bemmelen , 1949).

1  Fisiografi Regional

Berdasarkan Van Bemmemlen (1949) fisiografi Jawa Barat dapat dibagi menjadi 6 zona antara lain :

1.      Dataran Pantai Jakarta
2.      Antiklinorium Bogor
3.      Kubah dan Punggungan pada zona depresi tengah
4.      Gunung api Kuarter
5.      Zona depresi Tengah ( Zona Bandung)
6.      Pegunungan Selatan Jawa Barat

2  Stratigrafi Regional

Rab Sukamto (1975) dalam Peta Geologi Lembar Jampang dan Balekambang , Jawa dengan skala 1 : 100.000 membagi ke dalam beberapa formasi antara lain :

Peta Regional Jampang dan Balekambang (Sukamto, 1975)

Batuan Pra – Tersier

Satuan batuan pra- Tersier ini terdiri atas batuan metamorf. Batuan ini merupakan batuan yang tertua yang tersingkap di daerah ini. Satuan ini terdiri atas sekis, amfibolit, filit, kwarsit, gabro yang berselingan dengan peridotit.

Formasi Ciletuh

Satuan ini terdiri dari batupasir kwarsa, konglomerat kwarsa, batulempung kelabu, serpih , batusabak, breksi polimik. Satuan ini menindih secara tidak selaras dengan batuan metamorf yang merupakan batuan dasar dari pulau jawa. Selain itu batuan ini termetamorfiskan lemah dan dekat dengan persentuhan dengan batuan pra – Tersier.

Formasi Rajamandala

Satuan ini menindih secara selaras Formasi Ciletuh terdiri dari konglomerat polimik , batupasir kwarsa, batulempung, napal, dan tufa. Sebagian menagndung serpihan batubara. Diperkirakan satuan ini dikorelasikan dengan anggota lempung, napal,dan batupasir kwarsa dari Formasi Rajamandala di Lembar Cianjur (Sudjatmiko, 1972).

Formasi Jampang

Satuan ini terdiri atas 3 satuan yaitu : Breksi Volkanik , Tufa dari anggota Cikarang dan Lava dari anggota Ciseureuh. Satuan ini tidak selaras dangan Formasi Rajamandala dan Formasi Ciletuh. Satuan ini diendapkan di lingkungan laut. Umur satuan ini diperkirakan Miosen Awal.

Formasi Lengkong

Satuan ini terdiri atas napal, batulempung, batupasir gampingan, tufa ,dan bapa bagian bawah terdapat tufa lapili dan breksi gampingan. Satuan ini diendapkan secara selaras dari Formasi Jampang. Umur satuan ini diperkirakan  Miosen Awal.

Formasi Cimandiri

Satuan ini terdiri atas tiga satuan antara lain : Satuan Batulempung (Anggota Nyalindung), Satuan Batugamping (Anggota Bojonglopang), dan Satuan Batupasir. Bagian utama formasi ini adalah batupasir, dengan perselingan dengan konglomerat, batulempung dan batugamping. Satuan ini diperkirakan berumur Akhir Miosen Tengah. Satuan ini diendapkan secara tidak selaras di atas Formasi Lengkong dan Formasi Jampang.

Formasi Beser

Satuan ini terdiri atas 2 satuan antara lain : Satuan Klastika gunungapi dan Satuan Lava. Bagian utama dari formasi ini terdiri atas breksi gunungapi, breksi lahar, breksi tufa, tufa , dan konglomerat. Sedangkan Lava andesit (anggota Cikondang) membentuk bukit – bukit kasar. Formasi Beser ini menindih secara tak selaras Formasi Cimandiri dan Formasi Jampang. Satuan ini diperkirakan diendapkan  di lingkungan darat dan pantai.

Formasi Bentang

Satuan ini dibagi menjadi 2 yaitu : Formasi Bentang bagian bawah dan bagian atas. Formasi Bentang bagian atas terdiri atas : Tufa kristal, tufa abu , tufa batu, pada umumnya napalan dan berbatu apung. Sedangkan Foramsi Bentang bagian bawah terdiri atas : batupasir, batulempung, batupasir gampingan , breksi tufa, batugamping, dan konglomerat. Formasi ini menindih secara tidak selaras dengan Formasi jampang dan di daerah barat berubah secara berangsur menjadi formasi beser. Umur Formasi diperkirakan Miosen akhir.

Formasi Cibodas

Satuan ini terdiri atas : batugamping, sebagian tufaan, batupasir gampingan. Bagian tara dan timur berangsur berubah menjadi formasi Bentang. Formasi ini diperkirakan berumur Miosen Akhir.

 Endapan Kuarter

Endapan Kuarter ini berupa endapan pantai , endapan batugamping terumbu koral, dan endapan undak muda. Ciri dari endapan ini berupa material lepas yang belum terkompaksi. Endapan ini diendapkan secara tidak selaras dengan satuan lainnya. Satuan ini merupakan endapan yang palin muda.

Selain endapan sedimen di daerah ini terdapat beberapa intrusi batuan antara lain

Dasit Ciemas

Intrusi Dasit dengan ciri : Fanerik, porfir, kelabu terang, fenokris bersudut, beberapa kristal kwarsa sepanjang 2 cm; intrusi berada di sekitar Kampung Ciemas, Kabupaten Sukabumi, Jawa Barat. Intrusi ini merupakan pembawa zona mineralisasi emas . Satuan Dasit Ciemas ini menerobos Formasi Jampang.

Porfir Cilegok

Menerobos secara konkordan di Anggota Cikarang, Formasi Jampang. Terdiri dari andesit dan basal porfir, kelabu gelap dan terubah secara hidrotermal batuan sekitarnya.

Struktur Geologi Regional`

Struktur geologi regional Jawa Barat dibagi menjadi tiga pola utama yaitu Pola Meratus, Pola Sumatera, dan Pola Sunda (Martodjojo, 1984) yang diilustrasikan pada Gambar 3. Pola-pola tersebut merupakan hasil dari aktivitas lempeng-lempeng yang bekerja di sekitar wilayah regional penelitian dengan arah tegasan utama yang berbeda-beda yang diinterpretasikan sebagai adanya perubahan rezim tektonik dari waktu ke waktu.

Pola Meratus mempunyai arah timur laut-barat daya (NE-SW). Pola ini tersebar di daerah lepas pantai Jawa Barat dan Banten. Pola ini diwakili oleh Sesar Cimandiri, Sesar Naik Rajamandala, dan sesar-sesar lainya. Meratus lebih diartikan sebagai arah yang mengikuti pola busur umur Kapus yang menerus ke Pegunungan Meratus di Kalimantan (Katili, 1974, dalam Martodjojo, 1984).

Pola Sumatera mempunyai arah baratlaut-tenggara (NW-SE). Pola ini tersebar di daerah Gunung Walat dan sebagian besar bagian selatan Jawa Barat. Pola ini diwakili oleh Sesar Baribis, sesar-sesar di daerah Gunung Walat, dan sumbu lipatan pada bagian selatan Jawa Barat. Arah Sumatera ini dikenal karena kesejajaranya dengan Pegunungan Bukit Barisan (Martodjojo, 1984).

Pola Sunda mempunyai arah utara-selatan (N-S). Pola ini tersebar di daerah lepas pantai utara Jawa Barat berdasarkan data-data seismik. Arah ini juga terlihat pada Sesar Cidurian, Blok Leuwiliang. Arah sunda ini diartikan sebagai pola yang terbentuk pada Paparan Sunda (Martodjojo, 1984)

 Daftar Pustaka

Martodjojo. 1984. Evolusi Cekungan Bogor. Bandung : ITB. Tidak dipublikasikan

Sudjatmiko.1972.Peta Geologi Lembar Cianjur , Jawa. Bandung : Pusat Penelitian dan Pengembangan Geologi.

Sukamto, Rab.1975. Peta Geologi Lembar Jampang dan Balekambang, Jawa. Bandung : Pusat Penelitian dan Pengembangan Geologi.

Van Bemmelen , 1949.The Geology of Indonesia vol. 1 A. Government Printing Office, The Hague, Martinus Nijhoff, vol. 1A, Netherlands

Read More

Geologi Struktur Daerah Jawa

Perkembangan tektonik pulau Jawa dapat dipelajari dari pola-pola struktur geologi dari waktu ke waktu. Struktur geologi yang ada di pulau Jawa memiliki pola-pola yang teratur. Secara geologi pulau Jawa merupakan suatu komplek sejarah penurunan basin, pensesaran, perlipatan dan vulkanisme di bawah pengaruh stress regime yang berbeda-beda dari waktu ke waktu. Secara umum, ada tiga arah pola umum struktur yaitu arah Timur Laut –Barat Daya (NE-SW) yang disebut pola Meratus, arah Utara – Selatan (N-S) atau pola Sunda dan arah Timur – Barat (E-W) (Gambar 7).

Perubahan jalur penunjaman berumur kapur yang berarah Timur Laut – Barat Daya (NE-SW) menjadi relatif Timur – Barat (E-W) sejak kala Oligosen sampai sekarang telah menghasilkan tatanan geologi Tersier di Pulau Jawa yang sangat rumit disamping mengundang pertanyaan bagaimanakah mekanisme perubahan tersebut. Kerumitan tersebut dapat terlihat pada unsur struktur Pulau Jawa dan daerah sekitarnya

Gambar 7. Pola stuktur di Pulau Jawa berupa pola Meratus , pola Sunda dan arah Timur – Barat (Sujanto dan Sumantri , 1977 dalam Natalia dkk., 2010).

Pola Meratus di bagian barat terekspresikan pada Sesar Cimandiri, di bagian tengah terekspresikan dari pola penyebarab singkapan batuan pra- Tersier di daerah KarangSambung. Sedangkan di bagian timur ditunjukkan oleh sesar pembatas Cekungan Pati, “Florence” timur, “Central Deep”. Cekungan Tuban dan juga tercermin dari pola konfigurasi Tinggian Karimun Jawa, Tinggian Bawean dan Tinggian Masalembo. Pola Meratus tampak lebih dominan terekspresikan di bagian timur. 

Pola Sunda berarah Utara - Selatan, di bagian barat tampak lebih dominan sementara perkembangan ke arah timur tidak terekspresikan.Ekspresi yang mencerminkan pola ini adalah pola sesar-sesar pembatas Cekungan Asri, Cekungan Sunda dan Cekungan Arjuna.

Pola Sunda pada Umumnya berupa struktur regangan.Pola Jawa di bagian barat pola ini diwakili oleh sesar-sesar naik seperti sesar Beribis dan sesar-sesar dalam Cekungan Bogor. Di bagian tengah tampak pola dari sesar-sesar yang terdapat pada zona Serayu Utara dan Serayu Selatan (Gambar 8). Di bagian Timur ditunjukkan oleh arah Sesar Pegunungan Kendeng yang berupa sesar naik.

Dari data stratigrafi dan tektonik diketahui bahwa pola Meratus merupakan pola yang paling tua. Sesar-sesar yang termasuk dalam pola ini berumur Kapur sampai Paleosen dan tersebar dalam jalur Tinggian Karimun Jawa menerus melalui Karang Sambung hingga di daerah Cimandiri Jawa Barat. Sesar ini teraktifkan kembali oleh aktivitas tektonik yang lebih muda. Pola Sunda lebih muda dari pola Meratus. Data seismik menunjukkan Pola Sunda telah mengaktifkan kembali sesar-sesar yang berpola Meratus pada Eosen Akhir hingga Oligosen Akhir. 

Pola Jawa menunjukkan pola termuda dan mengaktifkan kembali seluruh pola yang telah ada sebelumnya (Pulunggono, 1994 dalam Natalia dkk., 2010 ). Data seismik menunjukkan bahwa pola sesar naik dengan arah barat-timur masih aktif hingga sekarang.

Gambar 8. Pola struktur dan sesar di Pulau Jawa ( Natalia dkk., 2010)

Referensi ;

Natalia, Eka P., Taufiq Andhika , Roid Faqih M., Dharmaleksa S.E.P, Ade AkhyarNurdin , Belly Dharana Kertiyasa , Novianto Dwi Nugrohao, Bayu Hari Utomo. 2010.”Geologi Pulau  Jawa”. Univesitas Jenderal Soedirman : Purbalingga.

Read More

Tektonik Cekungan Kutai

Tektonik Cekungan Kutai di sebelah utara berbatasan dengan Bengalon dan Zona Sesar Sangkulirang, di selatan berbatasan dengan Zona Sesar Adang, di barat dengan sedimen-sedimen Paleogen dan metasedimen Kapur yang terdeformasi kuat dan terangkat dan membentuk daerah Kalimantan Tengah, sedangkan di bagian timur terbuka dan terhubung denganlaut dalam dari Cekungan Makassar bagian Utara.

Elemen Struktur bagian timur Cekungan Kutai. (Beicip, 1992, op.cit. Allen dan Chambers, 1998. )

Cekungan Kutai dapat dibagi menjadi fase pengendapan transgresif Paleogen  dan pengendapan regresif  Neogen. Fase Paleogen dimulai dengan ekstensi pada tektonik dan pengisian cekungan selama Eosen dan memuncak pada fase longsoran tarikan post-rift dengan diendapkannya serpih laut dangkal dan karbonat selama Oligosen akhir. Fase Neogen dimulai sejak Miosen Bawah sampai sekarang, menghasilkan progradasi delta dari Cekungan Kutai sampai lapisan Paleogen. Pada Miosen Tengah dan lapisan yang lebih muda di bagian pantai dan sekitarnya berupa sedimen klastik regresif yang mengalami progradasi ke bagian timur dari Delta Mahakam secara progresif lebih muda menjauhi timur.

Sedimen-sedimen yang mengisi Cekungan Kutai banyak terdeformasi oleh lipatan-lipatan yang subparalel dengan pantai.  Intensitas perlipatan semakin berkurang ke arah timur, sedangkan lipatan di daerah dataran pantai dan lepas pantai terjal, antiklin yang sempit dipisahkan oleh sinklin yang datar. Kemiringan cenderung meningkat sesuai umur lapisan pada antiklin. Lipatan-lipatan terbentuk bersamaan dengan sedimentasi berumur Neogen. Banyak lipatan-lipatan yang asimetris terpotong oleh sesar-sesar naik yang kecil, secara umum berarah timur, tetapi secara lokal berarah barat.

Cekungan Kutai dari Oligosen akhir – sekarang. (Beicip, 1992, op.cit. Allen dan Chambers, 1998.)

Pada Kala Oligosen (Tersier awal) Cekungan Kutai mulai turun dan  terakumulasi sediment-sediment laut dangkal khususnya mudstone, batupasir sedang dari Formasi serpih Bogan dan Formasi Pamaluan. Pada awal Miosen, pengangkatan benua ( Dataran Tinggi Kucing) ke arah barat dari tunjaman menghasilkan banyak sedimen yang mengisi Cekungan Kutai pada formasi delta-delta sungai, salah satunya di kawasan Sangatta. Ciri khas sedimen-sedimen delta terakumulasi pada Formasi Pulau Balang, khususnya sedimen dataran delta bagian bawah dan sedimen batas laut, diikuti lapisan-lapisan dari Formasi Balikpapan yang terdiri atas mudstone, bataulanau, dan batupasir dari lingkungan pengendapan sungai yang banyak didominasi substansi gambut delta plain  bagian atas yang kemudian membentuk lapisan-lapisan batubara pada endapan di bagian barat kawasan Pinang. Subsidenceyang berlangsung terus pada waktu itu kemungkinan tidak seragam dan meyebabkan terbentuknya sesar-sesar pada sedimen-sedimen.Pengendapan pada Formasi Balikpapan dilanjutkan dengan akumulasi lapisan-lapisan Kampung Baru pada kala Pliosen. Selama Kala Pliosen, serpih dari serpih Bogan dan Formasi Pamaluan yang sekarang terendapkan sampai kedalaman 2000 meter, menjadi  kelebihan tekanan dan tidak stabil, menghasilkan pergerakan diapir dari serpih ini melewati sedimen-sedimen diatasnya menghasilkan struktur antiklin-antiklin rapat yang dipisahkan oleh sinklin lebih datar melewati Cekugan Kutai dan pada kawasan Pinang terbentuk struktur Kerucut Pinang dan Sinklin Lembak.

Referensi :

Allen, G.P., dan Chambers,J.L.C.,1998, Sedimentation in the Modern and Miocen Mahakam Delta. IPA, hal. 156-165

Read More

Struktur Batuan Sedimen Beserta Diskripsinya

Struktur batuan sedimen dapat diklasifikasikan menjadi :

1. Struktur Primer (sygenetic); struktur yang terbentuk bersama dengan pembentukan batuan sedimen itu sendiri :

a. Struktur Fisika; struktur yang terbentuk karena proses fisika (berupa arus/gelombang)

• Bedding, Cross-bedding, Graded-bedding, Inverted graded-bedding, Lamination.
• Tidak ada kenampakan struktur; Massif.
• Berdasar kenampakannya di permukaan batuan; Ripple marks, Tool marks, Flute cast, Mud cracks, Rain print.
• Karena proses deformasi; Load cast, Convolute structure.

b. Struktur Biologi; struktur  yang terbentuk karena aktivitas organisme biologis.

• Track, Trail (jejak)
• Burrow (galian)
• Cast, Mold (cetakan)

c. Struktur Kimia; struktur yang terbentuk karena aktivitas kimiawi.

• Nodule, Konkresi.

2. Struktur Sekunder (epigenetic); struktur yang terbentuk setelah terbentuknya batuan sedimen tersebut, seperti fault, fold, jointing.

Dari klasifikasi tersebut, beberapa struktur yang umum ditemukan pada batuan sedimen antara lain :

1. BeddingAtau biasa dikenal sebagai Struktur Berlapis. Struktur ini merupakan ciri khas batuan sedimen yang memperlihatkan susunan lapisan-lapisan (beds) pada batuan sedimen dengan ketebalan setiap lapisan ≥ 1 cm.

2. Cross-BeddingPerlapisan Silang-Siur (Cross-Bedding), batuan sedimen berstruktur ini memperlihatkan struktur perlapisan yang saling potong memotong. Terbentuk karena pengaruh perubahan energi ataupun arah arus pada saat sedimentasi berlangsung.

3. Graded-BeddingStruktur Perlapisan Bergradasi (Graded-Bedding), memiliki ciri-ciri ukuran butir penyusun batuan sedimen yang berubah secara gradual, yaitu makin ke atas ukuran butir yang semakin halus, dimana pada proses pembentukkannya butiran yang lebih besar terendapkan terlebih dahulu sedangkan yang lebih halus terendapkan di atasnya.

4. Lamination/LaminasiMerupakan Struktur Perlapisan (Bedding) dengan ketebalan masing-masing lapisan (bed thickness) yang kurang dari 1 cm.

5. Inverted Graded-BeddingNormalnya, struktur graded-bedding memperlihatkan perubahan gradual butiran yang semakin ke atas semakin halus. Akan tetapi karena suatu pengaruh tertentu, perubahan gradual butiran yang terbalik (makin ke bawah semakin halus) dapat terbentuk pada suatu batuan sedimen dan menyebabkan suatu kenampakan struktur Bergradasi Terbalik (Inverted Graded-Bedding).

6. Slump

Struktur Slump (luncuran), salah satu struktur batuan sedimen yang berbentuk lipatan kecil meluncur ke bawah karena adanya suatu pengangkatan pada suatu lapisan yang belum terkonsolidasi sempurna.

7. Load CastMerupakan struktur batuan sedimen yang berupa lekukan di permukaan ataupun bentukan tak beraturan karena pengaruh suatu beban di atas batuan tersebut.

8. Flute CastSuatu struktur batuan sedimen yang berupa gerusan di permukaan lapisan batuan karena pengaruh suatu arus.

9. Wash Out

Wash out adalah kenampakan struktur batuan sedimen sebagai hasil dari erosi tiba-tiba karena pengaruh suatu arus kuat pada permukaannya.

10. StromatoliteStromatolite adalah struktur lapisan batuan sedimen dengan susunan berbentuk lembaran mirip terumbu yang terbentuk sebagai hasil dari aktivitas cyanobacteria.

11. Tool MarksStruktur ini hampir sama dengan flute cast, namun bentuk gerusan pada permukaan/lapisan batuan sedimen diakibatkan oleh gesekan benda/suatu objek yang terpengaruh arus.

12. Rain PrintRain print atau rain marks merupakan suatu kenampakan/struktur pada batuan sedimen akibat dari tetesan air hujan.

13. Burrow
Struktur kenampakan pada lapisan batuan sedimen berupa lubang atau galian hasil dari suatu aktivitas organisme.

14. TrailKenampakan jejak pada batuan sedimen berupa seretan bagian tubuh suatu makhluk hidup/organisme.

15. TrackSeperti struktur trail, track merupakan kenampakan jejak berupa tapak kaki suatu organisme.

16. Mud CracksBentuk retakan-retakan (cracks) pada lapisan lumpur (mud) yang umumnya berbentuk polygonal.

17. Flame StructureFlame structure, kenampakan struktur yang seperti lidah/kobaran api. Struktur ini dapat terbentuk ketika suatu sedimen yang belum terlitifikasi sempurna terbebani oleh suatu lapisan sedimen yang lebih berat di atasnya.

Read More

KLASIFIKASI BATUAN BEKU

Fenton menggolongkan batuan beku berdasarkan tekstur dan tempat terbentuknya. Batuan beku memiliki beragam tekstur yang dipengaruhi oleh tempat dan kedalaman terbentuknya. Kedalaman yang berbeda menyebabkan batuan beku memiliki tekstur yang berbeda pula.

Kelompok batuan beku menurut Fenton :

• Batuan berbutir kasar; terbentuk jauh di kedalaman, dan memiliki ukuran kristal yang cukup besar.
• Batuan berbutir halus; terbentuk di dekat permukaan atau di permukaan, dan memiliki kristal yang sangat kecil.
• Batuan glassy; umumnya terbentuk/membeku pada permukaan aliran lava, karena pendinginannya yang sangat cepat menyebabkan mineral-mineralnya tidak sempat mengkristal.
• Batuan fragmental; terbentuk dari lemparan kuat material letusan suatu gunung berapi. Terdiri dari banyak butiran dan pecahan yang telah disatukan oleh panas gunung berapi.

Fenton juga menjelaskan bahwa batuan beku akan berwarna cerah apabila mengandung sedikit “iron-magnesian minerals”, dan akan berwarna gelap apabila mengandung banyak “iron-magnesian minerals”. Contoh batuan beku yang digolongkan menurut Fenton adalah Granit dan Sianit.

Penggolongan batuan beku menurut Fenton memiliki kelebihan, yaitu digunakannya plagioklas sebagai kunci mineral sehingga lebih terperinci. Namun memiliki kekurangan pada ukuran butir batuan berbutir kasar yang masih dalam satu golongan.

Sampel Granit.

.

Klasifikasi Batuan Beku Menurut Russel B. Travis

Travis menggolongkan batuan beku berdasarkan tekstur dan komposisi kimia.

1. Tekstur

Oleh Travis, batuan beku dapat digolongkan berdasar syarat teksturalnya :

a. Tingkat kristalinitas (degree of crystalline)

• Holocrystalline, seluruhnya kristalin.
• Hypocrystalline (hyalocrystalline/merocrystalline), sebagian tersusun dari kaca (glass).
• Holohyaline (glassy), seluruhnya tersusun dari glass.

b. Ukuran butir (grain size)

1) Phaneritic, tersusun dari butiran yang kasat mata;

• Butiran kasar (coarse grained), tersusun dari butiran berdiameter >5mm.
• Butiran sedang (medium grained), tersusun dari butiran berdiameter 1-5mm.
• Butiran halus (fine grained), tersusun dari butiran <1mm.

2) Aphanitic, tersusun dari butiran tak kasat mata.

• Microcrystalline, tersusun dari butiran yang dapat diamati dengan mikroskop.
• Cryptocrystalline, tersusun dari butiran yang tidak dapat diamati dengan mikroskop, tetapi keseluruhannya merupakan kristalin.
• Glassy, keseluruhan tersusun atas glass.

c. Susunan butiran (grain relationship)

• Granular, tersusun dari butiran berdimensi hampir serupa (equidimensional).
• Equigranular, tersusun dari butiran berukuran hampir seragam.
• Granitic, hypidiomorphic granular.
• Porphyritic, tersusun dari butiran berukuran sama atau berbeda di dalam satu kelompok yang mempunyai butiran yang lebih halus dan seragam.
• Diabasic, tersusun dari piroksen anhedral (atau amfibol) yang terletak di antara lembaran plagioklas yang tidak terarah.
• Ophitic, tersusun dari lembaran plagioklas yang dikelilingi oleh lembaran piroksen.
• Pegmatitic, tersusun dari butiran yang menunjukkan rentang ukuran lebar, namun umumnya terlihat lebih besar dibandingkan pada batu induk.
• Aplitic, Allotrimorphic-granular, menyerupai gula dan umumnya memiliki butiran halus.

d. Tingkat perkembangan kristal pada butiran

1) Ketentuan untuk butiran tunggal/individu

• Euhedral (idiomorphic, automorphic), seluruh atau hampir seluruhnya dikelilingi permukaan kristal.
• Subhedral, sebagian dikelilingi permukaan kristal.
• Anhedral (xenomorphic), seluruhnya tidak dikelilingi permukaan kristal.

2) Ketentuan untuk tekstur batuan beku

• Panidiomorphic, tersusun seluruhnya oleh butiran euhedral.
• Hypidiomorphic (hypautomorphic), tersusun atas campuran butiran anhedral dan subhedral dan/atau euhedral.
• Allotriomorphic, tersusun seluruhnya atas butiran anhedral.

e. Beberapa tekstur batuan vulkanik umum

• Vesikular, memiliki vasikel (permulaan) menyerupai tabung, oval atau bulst.
• Amygdaloidal, memiliki amygdules (vesikel pengisi yang tersusun atas mineral sekunder).
• Pumiceous, banyak vasikel dengan tekstur halus, dimana vesikel umumnya tubular (pada batuan vulkanik bersilika).
• Scoriaceous, banyak vasikel dengan tekstur kasar, dimana vasikel umumnya membulat (pada batuan vulkanik basaltik).
• Spherulitic, mempunyai bentuk membulat yang terbentuk dari material kristalin (spherulites).

2. Komposisi Kimia

Oleh Travis, penggolongan batuan beku berdasarkan komposisi kimia adalah dengan menghitung kuantitas silika (SiO₂) dan komposisi mineral feldspar (K,Na,Ca). Unsur kimia batuan beku ditentukan oleh sumber magma dan interaksi magma dengan batuan yang dilaluinya. Komposisi kimia batuan beku umumnya dapat dilihat dari mineral atau warnanya, dimana ada empat komposisi utama batuan beku, yaitu :

• Felsic, merupakan tipe batuan dari lempeng samudera, felsik kaya akan feldspar dan silika (kandungan silika 55% – ~70%). Potasium feldspar menyusun >1/3 total feldspar keseluruhan, dan plagioklas menyusun <2/3 total feldspar keseluruhan.
• Mafic, adalah tipe batuan dari lempeng benua, mafik kaya magnesium dan besi serta sedikit silika (kandungan silika antara 45%-50%). Feldspar didominasi plagioklas kaya kalsium dengan hanya sedikit mengandung atau bahkan tanpa K- atau Na-feldspar.
• Intermediet, di antara felsik dan mafik, kandungan silika antara 55%-65%. Plagioklas feldspar menyusun >2/3 keseluruhan feldspar, dan plagioklas kaya Na lebih banyak dari plagioklas kaya Ca. Batuan intermediet ditemukan dalam zona subduksi.
• Ultramafic, mengandung banyak magnesium dan besi, sedikit silika (kandungan silika <45%), dengan hanya mengandung sedikit atau tanpa feldspar. Batuan ultramafic berasal dari mantel Bumi.

Contoh batuan bekunya adalah basal dan riolit. Kelebihan penggolongan batuan beku oleh Travis adalah penggunaan feldspatoid dalam penggolongan dan penamaan batuannya yang lebih detail. Namun akan menjadi lebih rumit karena harus menentukan kandungan feldspar batuan beku.

Sampel Basal

.

Klasifikasi Batuan Beku Menurut Hamblin & Howard

Pengelompokan batuan beku oleh Hamblin & Howard menekankan pada komposisi dan tekstur.

1. Komposisi

Sekitar 99% batuan beku tersusun atas delapan unsur; oksigen, silikon, aluminium, besi, sodium, kalsium, potasium dan magnesium. Sebagian besar elemen-elemen tersebut terdapat dalam struktur kristal mineral pembentuk batuan dan membentuk feldspar, olivin, piroksen, amfibol, kuarsa, dan mika, yang menyusun lebih dari 95% volume semua batuan beku. Magma kaya besi, magnesium dan kalsium termasuk dalam mafik, membentuk sebagian besar olivin, piroksen, amfibol, kalsium plagioklas. Magma yang kaya silika dan aluminium disebut sialik, dan cenderung membentuk kuarsa, kalium feldspar, dan natrium plagioklas. Terdapat tiga kriteria utama dalam penggolongan batuan beku :

• Keberadaan atau ketiadaan kuarsa; kuarsa, mineral penting batuan sialik karena kuarsa merupakan elemen batuan intermediet dan mafik.
• Komposisi feldspar; kalium feldspar dan natrium plagioklas adalah mineral penting pada batuan sialik dan jarang ditemukan dalam batuan intermediet dan mafik.
• Perbandingan dan jenis mineral feromagnetik; umumnya, batuan mafik kaya mineral ferromagnesian, dan batuan sialik kaya kuarsa.

Proses kristalisasi mineral terjadi pada suhu magma antara 1200^oC hingga 600^oC. Mineral dengan titik beku tertinggi akan terkristalisasi terlebih dahulu dan memiliki kebebasan mengembangkan permukaannya lebih baik. Sedangkan mineral yang mengkristal pada suhu yang lebih rendah terpaksa berkembang dengan tidak cukup ruang di antara kristal-kristal yang terbentuk terlebih dahulu. Hal ini menyebabkan mineral tersebut memiliki ketidakteraturan permukaan dan karakteristik.

2. Tekstur

Oleh Hamblin dan Howard, tekstur batuan beku dibagi dalam jenis-jenisnya :

• Phaneritic Texture, kristal-kristal individual cukup besar untuk diamati langsung.
• Pophyritic-Phaneritic Texture, terdiri dari dua kristal yang berbeda ukuran dan dapat diamati langsung, dimana kristal yang lebih besar (phenocryst) dikelilingi matriks atau groundmass (kristal yang lebih kecil).
• Aphanitic Texture, kristal individual berukuran sangat kecil dan tidak dapat diamati langsung (harus dengan mikroskop), terlihat massif dan tidak berstruktur.
• Porphyritic-Aphanitic Texture, dimana phenocryst terletak dalam matriks afanitik.
• Glassy Texture, tidak mengandung kristal dan menyerupai kaca (glass).
• Fragmental Texture, tersusun atas fragmen ash, pumice, dan batuan afanitik. Material berukuran <4 mm disebut tuff, sedang yang berukuran >4 mm disebut breksi vulkanik.

Contoh batuan beku dari penggolongan ini adalah diorit dan andesit. Kelebihan dari penggolongan ini adalah mudah dipahami dan kemudahan dalam penamaan batuan. Sedangkan kekurangannya adalah penggolongannya tidak dapat memuat seluruh jenis batuan.

Read More

LEMPENG TEKTONIK INDONESIA

Bumi merupakan salah satu planet dari galaksi bimasakti. Manusia dan ciptaan Tuhan melangsungkan kehidupan di bumi. Kita hidup di bumi berada di bagian kerak bumi (lithospher) atau di permukaan bumi. Permukaan bumi terbentuk dari berbagai macam batuan yang kurang lebih 80% adalah diselimuti oleh batuan sedimen dengan volume kurang lebih 0,32% dari volume bumi. Setiap daratan di bumi ini di bentuk oleh batuan – batuan ang bermacam – macam. Dari sejumlah batuan yang memiliki ciri khas yang berbeda – beda terangkum dalam sebuah lempeng – lempeng yang tersebar di seluruh dunia. Lempeng – lempeng di permukaan bumi bersifat dinamis, karena adanya perbedaan perlapisan dan tenaga endogen yang mengakibatkan pergerakan lempeng. Dari pergerakan lempeng dapat menimbulkan sebuah siklus batuan yang tak dapat dipungkri adanya

Lempeng tektonik adalah bagian dari kerak bumi dan lapisan paling atas, yang disebut juga lithosphere. Atau menjelaskan tentang gerakan bumi dengan skala besar dari lithoepher bumi. Teori yang meliputi konsep-konsep lama (kontinental drift) dikembangkan selama satu setengah abad sejak abad ke-20 oleh Alfred Wegner tentang lantai samudra (seafloor) pada tahun 1960-an. Lempeng tektonik memiliki tebal sekitar 100 km (60 mill) yang terdiri dari dua jenis bahan pokok yaitu kerak samudra (disebut juga sima yang terdiri dari silikon dan magnesium) dan kerak benua (disebut juga sial yang terdiri dari silicon dan megnesium). Komposisi dari dua jenis lapisan terluar atau kulit dari kerak samudra adalah batuan basalt (mafic) dan kerak benua terdiri dari batuan granitic yang prinsip kepadatannya rendah. Permukaan bumi terdiri dari 15 lempeng besar (mayor) dan 41 lempeng kecil (minor), 11 lempeng kuno dan 3 dalam orogens, dengan jumlah keseluruhan 70 lempeng tektonik yang tersebar di seluruh permukaan bumi. Lempeng mayor di bumi di anataranya :

 Jenis batas antara kedua lempeng ini adalah konvergen. Lempeng Indo-Australia adalah lempeng yang menunjam ke bawah lempeng Eurasia. Selain itu di bagian timur, bertemu 3 lempeng tektonik sekaligus, yaitu lempeng Philipina, Pasifik, dan Indo-Australia. Seperti telah dijelaskan sebelumnya, subduksi antara dua lempeng menyebabkan Lempeng Indo-Australia dan Lempeng Eurasia menyebabkan terbentuknya deretan gunung berapi yang tak lain adalah Bukit Barisan di Pulau Sumatra dan deretan gunung berapi di sepanjang Pulau Jawa, Bali dan Lombok, serta parit samudra yang tak lain adalah Parit Jawa (Sunda). Lempeng tektonik terus bergerak. Suatu saat gerakannya mengalami gesekan atau benturan yang cukup keras. Bila ini terjadi, timbullah gempa dan tsunami, dan meningkatnya kenaikan magma ke permukaan. Jadi, tidak heran bila terjadi gempa yang bersumber dari dasar Samudra Hindia, yang seringkali diikuti dengan tsunami, aktivitas gunung berapi di sepanjang pulau Sumatra dan Jawa juga turut meningkat.

Pada Propinsi Sumatera Utara - Nikobar, di sebelah barat Pulau Simalur sumbu palung menajam ke barat, dan di barat-laut Pulau Simalur cenderung ke utara – barat-laut. Palung mempunyai kedalaman berkisar antara 3.500 – 5.000 m. Pertemuan di sepanjang propinsi ini sangat miring dan kecepatan penunjaman ke arah utara mengalami penurunan 5,6 – 4,1 cm/tahun.

Sesar Sumatra: Produk Geodinamika Busur Sunda Sesar besar Sumatra dan Pulau Sumatra merupakan contoh rinci yang menarik untuk menunjukkan akibat tektonik regional pada pola tektonik lokal. Pulau Sumatera tersusun atas dua bagian utama, sebelah barat didominasi oleh keberadaan lempeng samudera, sedang sebelah timur didominasi oleh keberadaan lempeng benua. Berdasarkan gaya gravitasi, magnetisme dan seismik ketebalan lempeng samudera sekitar 20 kilometer, dan ketebalan lempeng benua sekitar 40 kilometer (Hamilton, 1979). 

Bagian utara Pulau Sumatera memberikan kenampakan pola tektonik: (1) sesar Sumatera berbentuk tidak beraturan, berada pada posisi 125 ~ 140 kilometer dari garis penunjaman, (2) busur vulkanik berada di sebelah utara sesar Sumatera, (3) kedalaman cekungan busur muka 1 ~ 2 kilometer, (4) punggungan busur muka secara struktural dan kedalamannya sangat beragam, (5) homoklin di belahan selatan sepanjang beberapa kilometer sama dengan struktur Mentawai yang berada di sebelah selatannya, dan (6) sudut kemiringan penunjaman sangat tajam.

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 Sumatera dan zona penunjaman yang disebut sebagai lempeng mikro Sumatera (Suparka dkk, 1991). Oleh karena itu slip-vector komponen sejajar 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 Sumatera ke arah barat-laut. Pengukuran offset sesar dan penentuan radiometrik dari unsur yang terofsetkan di sepanjang sesar Sumatera membuktikan bahwa kenaikan slip-rate memang benar-benar terjadi (Natawidjaja, Sieh, 1994). Pengukuran slip-rate di daerah Danau Toba menunjukkan kecepatan gerak sebesar 27 milimeter / tahun, di Bukit Tinggi sebesar 12 milimeter / tahun, di Kepahiang sebesar 11 milimeter / tahun (Natawidjaja, 1994) demikian pula di selat Sunda sebesar 11 milimeter / tahun (Zen dkk, 1991)

Tektonik Indonesia Barat dan Timur

Jebakan emas dapat terjadi di lingkungan batuan plutonik yang tererosi, ketika kegiatan fase akhir magmatisme membawa larutan hidrotermal dan air tanah. Proses ini dikenal sebagai proses epitermal, karena terjadi di daerah dangkal dan suhu rendah. Proses ini juga dapat terjadi di lingkungan batuan vulkanik (volcanic hosted rock) maupun di batuan sedimen (sedimen hosted rock), yang lebih dikenal dengan skarn. Contoh cukup baik atas skarn terdapat di Erstberg (Sudradjat, 1999). Skarn Erstberg berupa roofpendant batugamping yang diintrusi oleh granodiorit. Sebaran skarn dikontrol oleh oleh struktur geologi setempat. Sebagai sebuah roofpendant, zona skarn bergradasi dari metasomatik contact sampai metamorphic zone (Juharlan, 1993)

Proses mineralisasi dalam di lingkungan batuan vulkanik ini dikenal sebagai sistem porfiri (porphyry). Contoh baik atas porfiri terdapat di kompleks Grasberg di Papua, dengan mineralisasi utama bersifat disseminated sulfide dengan mineral bijih utama kalkopirit yang banyak pada veinlet (MacDonald, 1994). Contoh lain terdapat di Pongkor dan Cikotok di Jawa Barat, Batu Hijau di Sumbawa, dan Ratotok di Minahasa. Lingkungan lain adalah kondisi gunungapi di daerah laut dangkal. Air laut yang masuk ke dalam tubuh bumi berperan membawa larutan mineral ke permukaan dan mengendapkannya. Contoh terbaik atas proses ini terjadi di Pulau Wetar, yang menghasilkan mineral barit. Proses pengkayaan batuan karena pelapukan dikenal dengan nama pengkayaan supergen. Batuan granitik yang lapuk akan menghasilkan mineral pembawa aluminium, antara lain bauxit. Proses ini sangat berhubungan dengan keberadaan jalur magmatik, berupa subduksi pada lempeng benua bersifat asam, sehingga menghasilkan baruan bersifat asam. Contoh pelapukan granit ini antara lain terjadi di Kalimantan Barat, Bangka, Belitung dan Bintan. Peridotit terbentuk di lingkungan lempeng samudera yang akan kaya mineral berat besi, nikel, kromit, magnesium dan mangan. Keberadaannya di permukaan disebabkan oleh lempeng benua Pasifik yang terangkat ke daratan oleh proses obduksi dengan lempeng benua Eurasia, yang kemudian “disebarkan” oleh sesar Sorong (Katili, 1980) sebagai pulau-pulau kecil di berada di kepulauan Maluku. Pelapukan akan menguraikan batuan ultrabasa tersebut menjadi mineral terlarut dan tak terlarut. Air tanah melarutkan karbonat, kobalt dan magnesium, serta membawa mineral besi, nikel, kobalt, silikat dan magnesium silikat dalam bentuk koloid yang mengendap. Endapan kaya nikel dan magnesium oksida disebut krisopas, dan cebakan nikel ini disebut saprolit. Proses pelapukan peridotit akan menghasilkan saprolit, batuan yang kaya nikel. Pelapukan ini terjadi di sebagian kepulauan Maluku, antara lain di pulau Gag, Buton dan Gebe (Sudrajat, 1999).

Urutan kualitas batubara cenderung menggambarkan umurnya. Selama ini batubara di Indonesia dihasilkan oleh cekungan berumur Tersier. Gambut berumur Resen sampai Paleosen, batubara sub bituminus berumur Miosen dan batubara bituminus berumur Eosen.

Jalur penyebaran gunungapi di Indonesia terdiri dari jalur gunungapi tua (Tersier) dan muda (Kwarter), yang sejajar dengan jalur penunjaman. Kegiatan vulkanisma Tersier terjadi dalam dua perioda, yaitu perioda Eosen Akhir – Miosen Awal yang sebagian besar berafinitas toleitik dan perioda Miosen Akhir – Pliosen yang sebagian besar berafinitas alkali kapur K tinggi (Soeria-Atmadja dkk, 1991) beberapa batuan berafinitas shosonitik terdapat di Pacitan dan Jatiluhur (Sutanto, 1993). Berdasarkan pentarikhan umur dengan menggunakan metoda K/Ar, batuan volkanik Tersier tertua terdapat di Pacitan dengan umur 42,7, juta tahun, sedang termuda terdapat di Bayah dengan umur 2,65 juta tahun (Soeria-Atmadja, 1991). Kegiatan vulkanisma umumnya menghasilkan komposisi batuan bersifat andesitik. Beberapa singkapan batuan beku bersifat dasitik terdapat di beberapa tempat, misalnya intrusi dasit Ciemas Jawa Barat dan granodiorit Meruberi Jawa Timur serta retas-retas basalt yang banyak terdapat di Kulonprogo Yogyakarta dan Pacitan Jawa Timur (Soeria-Atmadja, 1991; Sutanto, 1993; Paripurno dan Sutarto, 1996). Pola ritmik initerjadi karena adanya perubahan sudut penunjaman.

• African Plate covering Africa - Continental plate Afrika Plate meliputi Afrika - Benua piring
• Antarctic Plate covering Antarctica - Continental plate Antarctic Plate meliputi Antartika - Benua piring
• Australian Plate covering Australia - Continental plate Australia Plate meliputi Australia - Benua piring
• Indian Plate covering Indian subcontinent and a part of Indian Ocean - Continental plate Indian Plate meliputi anak benua India dan merupakan bagian dari Samudra Hindia - Benua piring
• Eurasian Plate covering Asia and Europe - Continental plate Eurasian Plate meliputi Asia dan Eropa - Benua piring
• North American Plate covering North America and north-east Siberia - Continental plate
• South American Plate covering South America - Continental plate
• Pacific Plate covering the Pacific Ocean - Oceanic plate

Lempeng tetonik memiliki nama yang berbeda – beda sesuai tempat atau asal lempeng itu berada. Pada 225 juta tahun yang lalu, seluruh daratan di bumi ini merupakan satu kesatuan yang disebut dengan Benua Pangaea pada zaman permian. Pergerakan lapisan bumi terus terjadi saat 200 juta tahun yang lalu pada zaman triassic terbagi menjadi 2 Benua Laurasia dan Benua Gondwanaland. Pergerakan lapisan bumi terjadi hingga saat ini terbagi menjadi 5 belahan benua. Perubahan keadaan permukaan bumi terjadi selama 4 zaman kurang lebih selama 225 juta tahun. Perubahan permukaan bumi ini yang mengakibatkan adanya batas – batas lempeng tektonik di masing – masing lapisan bumi. Pergerakan yang berasal dari tenaga endogen ini mengakibatkan sebuah siklus batuan dalam peroses pergeseran lempeng.

Lempeng tektonik merupakan sebuah siklus batuan di bumi yang terjadi dalam skala waktu geologi. Sikklus batuan tersebut terjadi dari pergerakan lempeng bumi yang bersifat dinamis. Dengan pergerakan lempeng tektonik yang terjadi mampu membentuk muka bumi serta menimbulkan gejala – gejala atau kejadian – kejadian alam seperti gempa tektonik, letusan gunung api, dan tsunami. Pergerakan lempeng tektonik di bumi digolongkan dalam tiga macam batas pergerakan lempeng, yaitu konvergen, divergen, dan transform (pergeseran).

Batas Transform.

Terjadi bila dua lempeng tektonik bergerak saling menggelangsar (slide each other),

yaitu bergerak sejajar namun berlawanan arah. Keduanya tidak saling memberai maupun saling menumpu. Batas transform ini juga dikenal sebagai sesar ubahan-bentuk (transform fault).

Batas Divergen.

Terjadi pada dua lempeng tektonik yang bergerak saling memberai (break apart). Ketika sebuah lempeng tektonik pecah, lapisan litosfer menipis dan terbelah, membentuk batas divergen. Pada lempeng samudra, proses ini menyebabkan pemekaran dasar laut (seafloor spreading). Sedangkan pada lempeng benua, proses ini menyebabkan terbentuknya lembah retakan (rift valley) akibat adanya celah antara kedua lempeng yang saling menjauh tersebut. Pematang Tengah-Atlantik (Mid-Atlantic Ridge) adalah salah satu contoh divergensi yang paling terkenal, membujur dari utara ke selatan di sepanjang Samudra Atlantik, membatasi Benua Eropa dan Afrika dengan Benua Amerika.

Batas Konvergen.

Terjadi apabila dua lempeng tektonik tertelan (consumed) ke arah kerak bumi, yang mengakibatkan keduanya bergerak saling menumpu satu sama lain (one slip beneath another). Wilayah dimana suatu lempeng samudra terdorong ke bawah lempeng benua atau lempeng samudra lain disebut dengan zona tunjaman (subduction zones). Di zona tunjaman inilah sering terjadi gempa. Pematang gunung-api (volcanic ridges) dan parit samudra (oceanic trenches) juga terbentuk di wilayah ini.

Dari ketiga batas lempeng yang mendukung adanya siklus batuan di bumi ini. Setiap daratan atau negara atau benua di dunia di batasi oleh lempeng yang berbeda – beda. Dikarenakan sifatnya dinamis dan kekuatan masing – masing lempeng berbeda – beda, maka terbentuk 3 batas lempeng tektonik Gempa yang terjadi di akibatkan oleh pergerakan lempeng tektonik. Dan apabila dilihat pada daerah Indonesia yang merupakan daerah ternbanyak yang dilewati oleh titik – titik gempa yang tersebar di seluruh nusantara. Disebelah barat hingga ke selatan dari Indonesia dibatasi oleh lempeng tektonik, disebelah utara dibatasi dengan lempeng yang berbeda, dan dibagian timur dibatasi dengan lempeng yang berbeda pula. Jadi Indonesia dibatasi oleh 3 lempeng mayor dunia yang berbeda. Maka  dari itu Indonesia memiliki titik gempa yang tersebar hampir diseluruh nusantara. Negeri kita tercinta berada di dekat batas lempeng tektonik Eurasia dan Indo-Australia. 

Indonesia terletak pada jalur gunungapi tersebut dan merupakan negara dengan jumlah gunungapi terbanyak. Pola penyebaran gunungapi menunjukkan jalur yang hampir mirip dengan pola penyebaran fokus gempa dan tipe aktivitas kegunungapiannya tergantung pada batas lempengnya. Hubungan ini menunjukkan bahwa volkanismamerupakan salah satu produk penting sistem tektonik.

Akibatnya berbagai gejala alam di Indonesia sering terjadi. Yang salah satunya banyak di jumpai gunung api di bagian selatan Indonesia yang merupakan buah karya dari pergerakan lempeng Ino-Australian dengan lempeng Eurasian. Jumlah gunung api di Indonesia 177 gunung api, Sert gunung api juga di temui di daerah sebagain dari pulau halmahera dan sebagian dari pulau sulawesi yang merupakan tempat pertemuan lempeng pasifik dengan lempeng eurasian.

Dari segi ilmu kebumian, Indonesia benar-benar merupakan daerah yang sangat menarik. Kepentingannya terletak pada rupabuminya, jenis dan sebaran endapan mineral serta energi yang terkandung di dalamnya, keterhuniannya, dan ketektonikaannya. Oleh sebab itulah, berbagai anggitan (konsep) geologi mulai berkembang di sini, atau mendapatkan tempat untuk mengujinya (Sukamto dan Purbo-Hadiwidjoyo, 1993).

Inilah wilayah yang memiliki salah satu paparan benua yang terluas di dunia (Paparan Sunda dan Paparan Sahul), dengan satu-satunya pegunungan lipatan tertinggi di daerah tropika sehingga bersalju abadi (Pegunungan Tengah Papua), dan di sini pulalah satu-satunya di dunia terdapat laut antarpulau yang terdalam (-5000 meter) (Laut Banda), dan laut sangat dalam antara dua busur kepulauan (-7500 meter) (Dalaman Weber). Dua jalur gunungapi besar dunia bertemu di Nusantara. Beberapa jalur pegunungan lipatan dunia pun saling bertemu di Indonesia. Indonesia pun dibentuk oleh pertemuan dua dunia : asal Asia dan asal Australia. Ini mengakibatkan begitu kayanya biodiversitas Indonesia.

Meskipun Indonesia hanya meliputi sekitar 4 % dari luas daratan di Bumi, tidak ada satu negeri pun selain Indonesia yang mempunyai begitu banyak mamalia, 1/8 dari jumlah yang terdapat di dunia). Bayangkan, satu dari enam burung, amfibia, dan reptilia dunia terdapat di Indonesia; satu dari sepuluh tumbuhan dunia terdapat di Indonesia (Kartawinata dan Whitten, 1991). Indonesia juga memiliki keanekaragaman ekosistem yang lebih besar dibandingkan dengan kebanyakan negara tropika lainnya. Sejarah geologi dan geomorfologinya yang beranekaragam, dan kisaran ikim dan ketinggiannya telah mengakibatkan terbentuknya banyak jenis hutan daratan dan juga hutan rawa, sabana, hutan bakau dan vegetasi pantai lainnya, gletsyer, danau-danau yang dalam dan dangkal, dan lain-lain.

Salah satu jalur timah terkaya di dunia menjulur sampai di Nusantara, daerahnya mempunyai akumulasi minyak dan gasbumi yang tergolong besar. Meskipun berumur muda, batubara Indonesia yang jumlahnya cukup besar dapat dimanfaatkan untuk berbagai keperluan. Tak kalah pentingnya adalah endapan nikel dan kromit yang terbawa oleh tesingkapnya kerak Lautan Pasifik di beberapa wilayah di Indonesia Timur.

Bagian tertentu Indonesia sangat baik untuk dihuni. Ini tidak hanya berlaku saat ini yang memungkinkan orang dapat bercocok tanam dan memperoleh hasil yang baik karena tanah subur dan air yang berlimpah, tetapi juga pada masa lampau, sebagaimana terbukti dengan temuan fosil manusia purba di beberapa tempat di Indonesia. Maka, Indonesia penting dalam dunia paleoantropologi sebagai salah satu pusat buaian peradaban manusia di dunia. Semua kepentingan dan keunikan geologi Indonesia ini timbul karena latar belakang perkembangan tektonik wilayah Nusantara. Di sinilah wilayah tempat saling bertemunya tiga lempeng besar dunia : Eurasia - Hindia-Australia - Pasifik yang menghasilkan deretan busur kepulauan dan jajaran gunungapi, tanah yang subur, pemineralan yang kaya dan khas, pengendapan sumber energi yang melimpah, dan rupabumi yang menakjubkan

(Sukamto dan Purbo-Hadiwidjoyo, 1993).

Busur Sunda: Produk Geodinamika Regional

Sistem penunjaman Sunda merupakan salah satu contoh yang baik untuk menunjukkan hubungan geodinamika Indonesia dengan geodinamika regional. Sistem penunjaman Sunda berawal dari sebelah barat Sumba, ke Bali, Jawa, dan Sumatera sepanjang 3.700 km, serta berlanjut ke Andaman-Nicobar dan Burma. Busur ini menunjukkan morfologi berupa palung, punggungan muka busur, cekungan muka busur, dan busur vulkanik. Arah penunjaman menunjukkan beberapa variasi, yaitu relatif menunjam tegak lurus di Sumba dan Jawa serta menunjam miring di sepanjang Sumatera, kepulauan Andaman dan Burma. Kemiringan ini terjadi karena adanya perbedaan arah gerak dengan arah tunjaman yang tidak 90o. Sistem penunjaman Sunda ini merupakan tipe busur tepi kontinen sekaligus busur kepulauan, yang berlangsung selama Kenozoikum Tengah – Akhir (Katili, 1989; Hamilton, 1989) Menurut Hamilton (1989) Palung Sunda bukan menunjukkan batas litosfer samudera India, tetapi merupakan salah satu jejak sistem penunjaman busur Sunda. Penunjaman mempunyai kemiringan sekitar 7o. Sedimen dalam palung terdiri dari sedimen klastik turbidit longitudinal, serta menunjukkan pembentuk lantai samudera dan asal turbidit. Sedimen klastik tersebut terutama berasal dari Sungai Gangga dan Brahmaputra di India, yang berjarak 3.000 km dari palung. Busur akresi terbentuk selebar 75 – 150 km dari palung dengan ketebalan material terakresi mencapai 15 km. Dinamika akresi dapat ditunjukkan oleh imbrikasi internal serta pertumbuhan vertikal dan horisontal material terakresi, yang merupakan hasil penggilasan simultan yang disertai pemencaran oleh gravitasi. Punggungan muka busur mengalami migrasi, relatif menuju ke arah kraton. Formasi bancuh di busur akresi dihasilkan oleh oleh penggerusan yang berhubungan dengan subduksi, bukan oleh luncuran di lereng punggungan akresi. Cekungan muka busur berada di antara punggungan muka busur dan garis pantai sistem penunjaman Sunda dengan lebar 150 - 200 km. Bagian dasar cekungan Jawa dan Sumatera mempunyai kecepatan tipikal litosfer samudera, dengan kecepatan di sektor Sumatera lebih besar dari litosfer samudera. Busur vulkanik yang sekarang aktif di atas zona Benioff berada pada kedalaman 100 – 130 km. Busur magmatik ini berubah dari kecenderungan bersifat kontinen di Sumatera, transisional di Jawa ke busur kepulauan (oceanic island arc) di Bali dan Lombok. Komposisi vulkanik muda bervariasi secara sistematis yang berkesesuaian antara karakter litosfer dengan magma yang dierupsikan.

Berdasarkan karakteristik morfologi, ketebalan endapan palung busur dan arah penunjaman, busur Sunda dibagi menjadi beberapa propinsi. Dari timur ke barat terdiri dari propinsi Jawa, Sumatera Selatan dan Tengah, Sumatera Utara – Nicobar, Andaman dan Burma. Diantara Propinsi Jawa dan Sumatera Tengah – Selatan terdapat Selat Sunda yang merupakan batas tenggara lempeng Burma. Provinsi Jawa bermula dari Sumba sampai Selat Sunda. Di propinsi ini palung Sunda mempunyai kedalaman lebih dari 6.000 m. Saat ini konvergensi sepanjang propinsi Jawa mencapai 7,5 cm/tahun dengan sudut penunjaman antara 5o – 8o. Sedimen memiliki ketebalan antara 200 – 900 m. Imbrikasi di bawah punggungan muka busur mempunyai ketebalan lebih dari 10 km. Palung hanya berisi sedimen tipis dengan sedikit sedimen pelagis. Kerangka tektonik utama antara Jawa dan Sumatera secara umum dipotong oleh selat Sunda yang dianggap sebagai zona diskontinyuitas. Selat Sunda adalah unsur utama pemisah propinsi Jawa dan Sumatera busur Sunda. Selat ini diasumsikan batas sebagai batas tenggara lempeng Burma. Namun apabila dicermati dari data geofisika tang ada, batas Jawa dan Sumatera terletak di sekitar Banten dan Jawa Barat.

Provinsi Sumatera Selatan dan Tengah mempunyai kedalaman palung yang berangsur menurun dari 6.000 – 5.000 m. Sedimen dasar palung mempunyai ketebalan sekitar 2 km di utara dan 1 km di selatan. Penunjaman miring dengan komponen penunjaman menurun ke utara antara 7,0 – 5,7 cm/tahun. Komponen pergeseran lateral yang bekerja di lempeng ini diasumsikan sangat berperan dalam membentuk sistem strike slip fault di Sumatera.

Di Pulau Andaman palung cenderung berarah utara – selatan dengan kedalaman sekitar 3.000 m. Di propinsi ini pertemuan lempeng sangat miring, dengan kisaran kecepatan penunjaman berkisar antara 0,7 – 0,2 cm/tahun. Komponen lateral ini dipengaruhi oleh pemekaran di laut Andaman, dengan lempeng Burma memisah ke arah barat daya dari lempeng Eurasia.

Palung Burma mempunyai kedalaman kurang dari 3.000 m. Di sini punggungan muka busur menjadi punggungan Indoburman dan cekungan muka busur menjadi palung sebelah barat dari Lembah Burma. Sudut penunjaman yang sangat miring. Ketebalan endapan di propinsi ini sekitar 8.000 – 10.000 m. Komponen gerak lateral ini mempengaruhi terbentuknya sesar Sagaing di Burma.

Sejarah tektonik Pulau Sumatera berhubungan erat dengan dimulainya peristiwa pertumbukan antara lempeng India-Australia dan Asia Tenggara, sekitar 45,6 juta tahun lalu, yang mengakibatkan rangkaian perubahan sistematis dari pergerakan relatif lempeng-lempeng disertai dengan perubahan kecepatan relatif antar lempengnya berikut kegiatan ekstrusi yang terjadi padanya. Gerak lempeng India-Australia yang semula mempunyai kecepatan 86 milimeter / tahun menurun secara drastis menjadi 40 milimeter/tahun karena terjadi proses tumbukan tersebut. Penurunan kecepatan terus terjadi sehingga tinggal 30 milimeter/tahun pada awal proses konfigurasi tektonik yang baru (Char-shin Liu et al, 1983 dalam Natawidjaja, 1994). Setelah itu kecepatan mengalami kenaikan yang mencolok sampai sekitar 76 milimeter/tahun (Sieh, 1993 dalam Natawidjaja, 1994). Proses tumbukan ini, menurut teori “indentasi” pada akhirnya mengakibatkan terbentuknya banyak sistem sesar geser di bagian sebelah timur India, untuk mengakomodasikan perpindahan massa secara tektonik (Tapponier dkk, 1982).

Keadaan Pulau Sumatera menunjukkan bahwa kemiringan penunjaman, punggungan busur muka dan cekungan busur muka telah terfragmentasi akibat proses yang terjadi. Kenyataan menunjukkan bahwa adanya transtensi (trans-tension) Paleosoikum tektonik Sumatera menjadikan tatanan tektonik Sumatera menunjukkan adanya tiga bagian pola (Sieh, 2000). Bagian selatan terdiri dari lempeng mikro Sumatera, yang terbentuk sejak 2 juta tahun lalu dengan bentuk, geometri dan struktur sederhana, bagian tengah cenderung tidak beraturan dan bagian utara yang tidak selaras dengan pola penunjaman. Bagian selatan Pulau Sumatera memberikan kenampakan pola tektonik: (1) Sesar Sumatera menunjukkan sebuah pola geser kanan en echelon dan terletak pada 100 ~ 135 kilometer di atas penunjaman, (2) lokasi gunungapi umumnya sebelah timur-laut atau di dekat sesar, (3) cekungan busur muka terbentuk sederhana, dengan kedalaman 1 ~ 2 kilometer dan dihancurkan oleh sesar utama, (4) punggungan busur muka relatif dekat, terdiri dari antiform tunggal dan berbentuk sederhana, (5) sesar Mentawai dan homoklin, yang dipisahkan oleh punggungan busur muka dan cekungan busur muka relatif utuh, dan (6) sudut kemiringan tunjaman relatif seragam.

Bagian tengah Pulau Sumatera memberikan kenampakan tektonik: (1) sepanjang 350 kilometer potongan dari sesar Sumatera menunjukkan posisi memotong arah penunjaman, (2) busur vulkanik memotong dengan sesar Sumatera, (3) topografi cekungan busur muka dangkal, sekitar 0.2 ~ 0.6 kilometer, dan terbagi-bagi menjadi berapa blok oleh sesar turun miring , (4) busur luar terpecah-pecah, (5) homoklin yang terletak antara punggungan busur muka dan cekungan busur muka tercabik-cabik, dan (6) sudut kemiringan penunjaman beragam. Proses penunjaman miring di sekitar Pulau Sumatera ini mengakibatkan adanya pembagian / penyebaran vektor tegasan tektonik, yaitu slip-vector yang hampir tegak lurus dengan arah zona penunjaman 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 Sumatera. Slip-vector sejajar palung ini tidak cukup diakomodasi oleh sesar Sumatera tetapi juga oleh sistem sesar geser lainnya di sepanjang Kepulauan Mentawai, sehingga disebut zona sesar Mentawai (Diament, 1992).

Sesar Sumatera sangat tersegmentasi. Segmen-segmen sesar sepanjang 1900 kilometer tersebut merupakan upaya mengadopsi tekanan miring antara lempeng Eurasia dan India–Australia dengan arah tumbukan 10°N ~ 7°S. Sedikitnya terdapat 19 bagian dengan panjang masing-masing segmen 60 ~ 200 kilometer, yaitu segmen Sunda (6.75°S ~ 5.9°S), segmen Semangko (5.9°S ~ 5.25°S), segmen Kumering (5.3°S ~ 4.35°S), segmen Manna (4.35°S ~ 3.8°S), segmen Musi (3.65°S ~ 3.25°S), segmen Ketaun (3.35°S ~ 2.75°S), segmen Dikit (2.75°S ~ 2.3°S), segmen Siulak (2.25°S ~ 1.7°S), segmen Sulii (1.75°S ~ 1.0°S), segmen Sumani (1.0°S ~ 0.5°S), segmen Sianok (0.7°S ~ 0.1°N), segmen Barumun (0.3°N ~ 1.2°N), segmen Angkola (0.3°N ~ 1.8°N), segmen Toru (1.2°N ~ 2.0°N), segmen Renun (2.0°N ~ 3.55°N), segmen Tripa (3.2°N ~ 4.4°N), segmen Aceh (4.4°N ~ 5.4°N), segmen Seulimeum (5.0°N ~ 5.9°N)

Tatanan tektonik regional sangat mempengaruhi perkembangan busur Sunda. Di bagian barat, pertemuan subduksi antara lempeng benua Eurasia dan lempeng samudra Australia mengkontruksikan busur Sunda sebagai sistem busur tepi kontinen (epi-continent arc) yang relatif stabil; sementara di sebelah timur pertemuan subduksi antara lempeng samudra Australia dan lempeng-lempeng mikro Tersier mengkontruksikan sistem busur Sunda sebagai busur kepulauan (island arc) kepulauan yang lebih labil. Perbedaan sudut penunjaman antara propinsi Jawa dan propinsi Sumatera Selatan busur Sunda mendorong pada kesimpulan bahwa batas busur Sunda yang mewakili sistem busur kepulauan dan busur tepi kontinen terletak di selat Sunda. Penyimpulan tersebut akan menyisakan pertanyaan, karena pola kenampakan anomali gaya berat (gambar 2.6) menunjukkan bahwa pola struktur Jawa bagian barat yang cenderung lebih sesuai dengan pola Sumatera dibanding dengan pola struktur Jawa bagian Timur. Secara vertikal perkembangan struktur masih menyisakan permasalahan namun jika dilakukan pembangingan dengan struktur cekungan Sumatra Selatan, struktur-struktur di Pulau Sumatra secara vertikal berkembang sebagai struktur bunga.

Pembahasan tatanan teknonik Indonesia menggunakan pendekatan tektonik lempeng telah lama dilakukan. Aplikasi teori ini untuk menerangkan gejala geologi regional di Indonesia dilakukan oleh Hamilton (1970, 1973, 1978), Dickinson (1971), dan Katili (1975, 1978, 1980). Secara setempat-setempat Audley-Charles (1974) menerapkan teori ini untuk menjelaskan gejala geologi kawasan Pulau Timor, Rab Sukamto (1975) dan Simanjuntak (1986) menerapkannya untuk memahami keruwetan Sulawesi. Sartono (1990) mengemukakan bahwa tatanan tektonik Indoenesia selama Neogen yang dipengaruhi oleh tatanan geosinklin pasca Larami. Busur-busur geosiklin ini merupakan zona akibat proses tumbukan kerak benua dan samudra. Kerak benua yang bekerja pada waktu itu terdiri dari kerak benua Australia, kerak benua Cina bagian selatan, benua mikro Sunda, kerak samudra Pasifik, dan kerak samudra Sunda. Tumbukan Larami tersebut membentuk busur-busur geosinklin Sunda, Banda, Kalimantan utara dan Halmahera-Papua. Peta anomali gaya berat dapat menunjukkan dengan baik pola hasil tektonik ini. Tatanan tektonik Indonesia bagian barat menunjukkan pola yang relatif lebih sederhana dibanding Indonesia timur. Kesederhanaan tatanan tektonik tersebut dipengaruhi oleh keberadaan Paparan Sunda yang relatif stabil. Pergerakan dinamis menyolok hanya terjadi pada perputaran Kalimantan serta peregangan selat Makassar. Hal ini terlihat pada pola sebaran jalur subduksi Indonesia Barat (Katili dan Hartono, 1983, dan Katili, 1986; dalam Katili 1989). Sementara keberadaan benua mikro yang dinamis karena dipisahkan oleh banyak sistem  sesar (Katili, 1973 dan Pigram dkk., 1984 dalam Sartono, 1990) sangat mempengaruhi bentuk kerumitan tektonik Indonesia bagian timur.

Manfaat dari tatanan lempeng tektonik Indonesia

Penyebaran mineral ekonomis di Indonesia ini tidak merata. Seperti halnya penyebaran batuan, penyebaran mineral ekonomis sangat dipengaruhi oleh tatanan geologi Indonesia yang rumit. Berkenaan dengan hal tersebut, maka usaha-usaha penelusuran keberadaan mineral ekonomis telah dilakukan oleh banyak orang. Mineral ekonomis adalah mineral bahan galian dan energi yang mempunyai nilai ekonomis. Mineral logam yang termasuk golongan ini adalah tembaga, besi, emas, perak, timah, nikel dan aluminium. Mineral non logam yang termasuk golongan ini adalah fosfat, mika, belerang, fluorit, mangan. Mineral industri adalah mineral bahan baku dan bahan penolong dalam industri, misalnya felspar, ziolit, diatomea. Mineral energi adalah minyak, gas dan batubara atau bituminus lainnya. Belakangan panas bumi dan uranium juga masuk dalam golongan ini walaupun cara pembentukannya berbeda. (Sudradjat, 1999)

Keberadaan Mineral Logam

Pembentukan mineral logam sangat berhubungan dengan aktivitas magmatisme dan vulkanisme, pada saat proses magmatisme akhir (late magmatism), pada suhu sekitar 200oC. Westerveld (1952) menerbitkan peta jalur kegiatan magmatik. Dari peta tersebut dapat diperkirakan kemungkinan keterdapatan mineral logam dasar yang pembentukannya berkaitan dengan kegiatan magmatik. Carlile dan Mitchell (1994), berdasarkan data-data mutakhir Simanjuntak (1986), Sikumbang (1990), Cameron (1980), Adimangga dan Trail (1980), memaparkan busur-busur magmatik seluruh Indonesia sebagai dasar eksplorasi mineral. Teridentifikasikan 15 busur magmatik, 7 diantaranya membawa jebakan emas dan tembaga, dan 8 lainnya belum diketahui. Busur yang menghasilkan jebakan mineral logam tersebut adalah busur magmatik Aceh, Sumatera-Meratus, Sunda-Banda, Kalimantan Tengah, Sulawesi-Mindanau Timur, Halmahera Tengah, Irian Jaya. Busur yang belum diketahui potensi sumberdaya mineralnya adalah Paparan Sunda, Borneo Barat-laut, Talaud, Sumba-Timor, Moon-Utawa dan dataran Utara Irian Jaya. Jebakan tersebut merupakan hasil mineralisasi utama yang umumnya berupa porphyry copper-gold mineralization, skarn mineralization, high sulphidation epithermal mineralization, gold-silver-barite-base metal mineralization, low sulphidation epithermal mineralization dan sediment hosted mineralization.

Konsep cebakan emas epitermal merupakan hal baru yang memberikan perubahan signifikan pada potensi emas Indonesia. Cebakan yang terbentuk secara epitermal ini terdapat pada kedalaman kurang dari 200 m, dan berasosiasi dengan batuan gunungapi muda berumur kurang dari 70 juta tahun. Sebagian besar host rock merupakan batuan vulkanik, dan hanya beberapa yang merupakan sediment hosted rock. Cebakan emas epitermal umumnya terbentuk pada bekas-bekas kaldera dan daerah retakan akibat sistem patahan.

Keberadaan Minyak dan Gas Bumi

Energi minyak dan gas bumi mempunyai peran yang sangat strategis dalam berbagai kegiatan ekonomi dan kehidupan masyarakat. Pada umumnya minyak bumi dewasa ini memiliki peran sekitar 80% dari total pasokan energi untuk konsumsi kebutuhan energi di Indonesia. Dengan demikian peran minyak dan gas bumi dalam peningkatan perolehan devisa negara masih sangat diperlukan. Nayoan dkk. (1974) dalam Barber (1985) menjelaskan bahwa terdapat hubungan yang erat antara cekungan minyak bumi yang berkembang di berbagai tempat dengan elemen-elemen tektonik yang ada. Cekungan-cekungan besar di wilayah Asia Tenggara merepresentasikan kondisi setiap elemen tektonik yang ada, yaitu cekungan busur muka (forearc basin), cekungan busur belakang (back-arc basin), cekungan intra kraton (intracratonic basin), dan tepi kontinen (continent margin basin), dan zona tumbukan (collision zone basin). Berdasarkan data terakhir yang dikumpulkan dari berbagai sumber, telah diketahui ada sekitar 60 basin yang diprediksi mengandung cebakan migas yang cukup potensial. Diantaranya basin Sumatera Utara, Sibolga, Sumatera Tengah, Bengkulu, Jawa Barat Utara, Natuna Barat, Natuna Timur, Tarakan, Sawu, Asem-Asem, Banda, dll.

Cekungan busur belakang di timur Sumatera dan utara Jawa merupakan lapangan-lapangan minyak paling poduktif. Pematangan minyak sangat didukung oleh adanya heat flow dari proses penurunan cekungan dan pembebanan. Proses itu diperkuat oleh gaya-gaya kompresi telah menjadikan berbagai batuan sedimen berumur Paleogen menjadi perangkap struktur sebagai tempat akumulasi hidrokarbon (Barber, 1985). Secara lebih rinci, perkembangan sistem cekungan dan perangkap minyak bumi yang terbentuk sangat dipengaruhi oleh tatanan struktur geologi lokal. Sebagai contoh, struktur pull apart basin menentukan perkembangan sistem cekungan Sumatera Utara (Davies, 1984). Perulangan gaya kompresif dan ekstensional dari proses peregangan berarah utara-selatan mempengaruhi pola pembentukan antiklinorium dan cekungan Palembang yang berarah  N300oE (Pulunggono, 1986). Demikian pula pola sebaran cekungan Laut Jawa sebelah selatan sangat dipengaruhi oleh pola struktur berarah timur-barat (Brandsen & Mattew, 1992), sedang pola cekungan di Laut Jawa bagian barat-laut berarah berarah timur-laut – baratdaya, sedang pola cekungan di timur-laut berarah barat-laut – tenggara. Cekungan Kutai dan Tarakan merupakan cekungan intra kraton (intracratonic basin) di Indonesia. Pembentukan cekungan terjadi selama Neogen ketika terjadi proses penurunan cekungan dan sedimentasi yang bersifat transgresif, dan dilanjutkan bersifat regresif di Miosen Tengah (Barber, 1985). Pola-pola ini menjadiken pembentukan delta berjalan efektif sebagai pembentuk perangkap minyak bumi maupun batubara.

Zona tumbukan (collision zone), tempat endapan-endapan kontinen bertumbukan dengan kompleks subduksi, merupakan tempat prospektif minyak bumi. Cekungan Bula, Seram, Bituni dan Salawati di sekitar Kepala burung Papua, cekungan lengan timur Sulawesi, serta Buton, merupakan cekungan yang masuk dalam kategori ini. (Barber, 1985). Keberadaan endapan aspal di Buton berasosiasi dengan zona tumbukan antara mikro kontinen Tukang Besi dengan lengan timur-laut Sulawesi, dengan Banggai Sula sebagai kompleks ofiolit (Barber, 1985; Sartono, 1999). Kehadiran minyak di Papua berasosiasi dengan lipatan dan patahan Lenguru, yang merupakan tumbukan mikro kontinen Papua Barat dengan tepi benua Australia (Barber, 1985). Sumber dan reservoar hidrokarbon terperangkap struktur di bagian bawah foot-wall sesar normal serta di bagian bawah hanging-wall sesar sungkup (Simanjuntak dkk, 1994.

Keberadaan Batubara dan Bituminus

Parameter yang mengendalikan bembentukan batubara adalah (1) sumber vegetasi, (2) posisi muka air tanah (3) penurunan yang terjadi bersamaan dengan pengendapan, (4) penurunan yang terjadi setelah pengendapan, (5) kendali lingkungan geotektonik endapan batubara dan (6) lingkungan pengendapan terbentuknya batubara. Batubara lazim terbentuk di lingkungan (1) dataran sungai teranyam, (2) lembah aluvial, (3) dataran delta, (4) pantai berpenghalang dan (5) estuaria (Diessel, 1992). Batubara di Indonesia umumnya menyebar tidak merata, 60% terletak di Sumatera Selatan dan 30% di Kalimantan Timur dan Selatan. Sebagian besar batubara terbentuk di lingkungan litoral, paralik dan delta, sedang beberapa terbentuk di lingkungan cekungan antar pegunungan. Kualitas batubara umumnya berupa bituminous, termasuk dalam steaming coal. Antrasit berkualitas rendah karena pemanasan oleh intrusi ditemukan di Bukit Asam, Sumatera dan Kalimantan Timur sedang pematangan karena tekanan tektonik terbentuk di Ombilin, Sumatera Barat (Sudradjat, 1999).

Keberadaan Panasbumi

Indonesia merupakan salah satu negara yang memiliki panas bumi terbesar di dunia. Panasbumi sebaai energi alternatif tidak mempunyai potensi bahaya seperti energi nuklir, serta dari sisi pencemaran jauh lebih rendah dari batubara. Keberadaan lapangan panas bumi tersebut secara umum dikontrol oleh keberadaan sistem gunungapi. Di Indonesia lapangan panasbumi tersebar di sepanjang jalur gunungapi yang memperlihatkan kegiatan sejak Kwarter hingga saat ini. Jalur ini merentang dari ujung barat-laut Sumatera sampai kepulau Nusatenggara, kemudian melengkung ke Maluku dan Sulawesi Utara. Pada jalur memanjang sekitar 7.000 km, dengan lebar 50-200 km tersebut, terdapat 217 lokasi prospek, terdiri dari 70 lokasi prospek entalpi tinggi (t > 200oC) dan selebihnya entalpi menengah dan rendah. Lapangan prospek tersebut tersebar di Sumatera (31), Jawa-Bali (22), Sulawesi (6), Nusatenggara (8) dan Maluku (3), dengan seluruh potensi mencapai 20.000 MWe, dengan total cadangan sekitar 9.100 Mwe. Pengembangan geotermal di Indonesia saat ini dikonsentrasikan di Sumatera, Jawa-Bali dan Sulawesi Utara. Hal ini dikarenakan kawasan tersebut telah memiliki infrastruktur yang memadai serta memiliki pertumbuhan kebutuhan listrik yang tinggi. (Sudrajat, 1982: Sudarman dkk., 1998)

Mineralisasi Busur Vulkanik Jawa:

Sebuah Contoh Busur vulkanik Jawa merupakan bagian dari busur vulkanik Sunda-Banda yang membentang dari Sumatera hingga Banda, sepanjang 3.700 km yang dikenal banyak mengandung endapan bijih logam (Carlile & Mitchell, 1994). Batuan vulkanik hasil kegiatan gunungapi yang berumur Eosen hingga sekarang merupakan penyusun utama pulau Jawa. Terbentuknya jalur gunungapi ini merupakan hasil dinamika subduksi ke arah utara lempeng Samudera Hindia ke Lempeng Benua Eurasia (Katili, 1989) yang berlangsung sejak jaman Eosen (Hall, 1999). Kerak kontinen yang membentuk tepi benua aktif (active continent margin) mempengaruhi kegiatan vulkanisme Tersier Jawa bagian barat, sedang kerak samudera yang membentuk busur kepulauan (island arc) mempengarui kegiatan vulkanisme Tersier Jawa bagian timur (Carlile & Mitchell, 1994).

Sutanto (1993) mengelompokkan batuan vulkanik Jawa berdasarkan waktu terbentuknya, yaitu batuan-batuan vulkanik yang terbentuk oleh (1) Eosen-Oligosen awal, (2) vulkanisme Eosen-Miosen Akhir, (3) vulkanisme Eosen Akhir – Miosen Awal, (4) vulkanisme Miosen Tengah – Pliosen, serta (5) vulkanisme Kwarter. Batuan-batuan volkanik Tersier di atas dikenal sebagai batuan vulkanik kelompok Andesit Tua (van Bemmerlen, 1933), yang saat ini lebih dikenal dengan nama Formasi Jampang, Formasi Cikotok dan Formasi Cimapag untuk wilayah Jawa Barat; Formasi Gabo, Formasi Totogan, untuk wilayah Kebumen dan sekitarnya; Formasi Kebo, Formasi Butak, Formasi Semilir, Formasi Nglanggran, Formasi Semilir, untuk kawasan Gunungsewu dan sekitarnya; serta Formasi Kaligesing, Formasi Dukuh, Formasi Giripurwo untuk wilayah Kulonprogo dan sekitarnya; serta di Jawa Timur dikenal dengan nama Formasi Besole, Formasi Mandalika dan Fomasi Arjosari.

Proses hidrotermal di Jawa yang terdapat mulai dari Pongkor Jawa Barat sampai Sukamade Jawa Timur. Sebagian besar cebakan merupakan tipe low sulphidation epithermal mineralization. Tipe lain berupa volcanogenic massive sulphide mineralization, misalnya terdapat di Cibuniasih; sedang tipe veins assosiated with porphyry system misalnya terdapat di Ciomas, dan sediment hosted mineralization hanya terdapat di beberapa tempat, misalnya di Cikotok.

Secara umum cadangan yang terdapat di Jawa bagian barat lebih besar dibanding yang terdapat di Jawa bagian timur. Cadangan terbesar di Jawa bagian barat terdapat di Pongkor dengan kadar rata-rata 17,4 (Sumanagara dan Sinambela, 1991) dan jumlah cadangan lebih dari 98 ton Au dan 1.026 Ag  (Milesi dkk, 1999). Vulkanisme yang terkait dengan mineralisasi umumnya menunjukkan umur yang relatif muda, Miosen Tengah – Pliosen. Pentarikhan pada beberapa urat di Pongkor menunjukkan umur 2,7 juta tahun, di Cirotan menujukkan umur 1,7 juta tahun, serta di Ciawitali menujukkan umur 1,5 juta tahun. Di Cirotan urat-urat tersebut memotong ignimbrit riodasit berumur 9,5 juta tahun yang diintrusi oleh mikrodiorit berumur 4,5 juta tahun (Milesi dkk., 1994). Di Pongkor urat-urat tersebut berada pada lingkungan vulkanik kaldera purba yang terdiri dari batuan tufa breksi, piroklastika dan lava bersusunan andesit-basalt yang diintrusi oleh andesit, dasit dan basalt (Sumanagara dan Sinambela, 1991).

Gempa dan bencana lain suatu saat dan kapan saja akan terjadi pada kita. Namun daibalik dari semua itu ada sisi baik dari sebuah bencana yang terjadi selama ini dengan kelimpahan selain sumber daya alam adalah berupa bahan tambang yang telah dapat kita nimati. Rasa syukur kita senantiasa menjauhkan kita dari bencana dan marabahaya yang sewaktu – waktu datang pada kita.

Read More