Geologi Struktur Indonesia

29 03 2010

Evolusi Morfotektonik Zona Rembang

BAB I.  STRATIGRAFI

Mandala Rembang termasuk dalam cekungan Jawa Timur utara. Secara historis penggunaan nama-nama satuan stratigrafis pada zona ini semula hanya digunakan secara terbatas, tak terpublikasikan, pada dilingkungan perusahaan minyak Belanda BPM (Batafsche Petroleum Maatschapij), yaitu pendahulu perusahaan Shell, yang dulu memegang konsesi daerah Cepu. Nama-nama formasi secara resmi baru mulai digunakan oleh Van Bemmelen (1949) dan Stratigraphic Lexicon of Indonesia oleh Marks (1957). Harsono (1983) melakukan perubahan dari nama-nama tak resmi seperti globigerina marl atau Orbitoiden-Kalk dengan memberikan nama yang baru, menetapkan lokasi tipe, sesuai dengan Sandi Stratigrafi Indonesia. Penentuan umur secara teliti dari setiap formasi dengan menggunakan pertolongan fosil foraminifera plangtonik telah dilakukan oleh Harsono (1983).

Zona rembang dimulai dari ujung barat perbukitan di selatan Demak, memanjang ke arah timur dan timur laut memasuki wilayah Jawa Timur, memanjang melewati Pulau Madura, terus ke arah timur hingga ke Pulau Kangean. Arah memanjang perbukitan tersebut mengikuti sumbu-sumbu lipatan, yang pada umumnya berarah barat-timur. Di beberapa tempat sumbu-sumbu ini mengikuti pola en echelon yang menandakan adanya sesar geser lateral kiri (left lateral wrenching faulting).

Bagian utara dari antiklinorium rembang yang mengandung formasi batuan berumur miosen awal, telah mengalami pengangkatan dan erosi. Suatu kelompok antiklin yang terdapat di bagian selatan dikenal sebagai zona rembang tengah dan selatan, juga sering disebut sebagai Cepu Trend. Batuan tertua yang tersingkap di bagian ini berumur miosen akhir, yang kebanyakan mengandung minyak. Batuan yang berfungsi sebagai reservoar hidrokarbon yang utama di daerah rembang adalah batupasir ngrayong (miosen tengah) sedangkan penyumbat atau (seal)nya adalah batulempung wonocolo yang berumur miosen akhir.

Pada zona rembang bagian utara terdapat 2 gunung api pleistosen, yaitu Gunung Muria dan Lasem. Gunung api yang telah padam ini mempunyai komposisi batuan yang lain apabila dibandingkan dengan gunung api yang lain. Komposisinya bukan andesit tetapi berupa batuan beku yang kaya akan leucite (feldspatoid), mirip dengan batuan yang tergolong pada kelompok gunung api mediteranian suite, seperti yang dijumpai di Atlantika.

Zona Rembang terbentang sejajar dengan zona Kendeng dan dipisahkan oleh depresi Randublatung, suatu dataran tinggi terdiri dari antiklinorium yang berarah barat-timur sebagai hasil gejala tektonik Tersier Akhir membentuk perbukitan dengan elevasi yang tidak begitu tinggi, rata-rata kurang dari 500 m. Beberapa antiklin tersebut merupakan pegunungan antiklin yang muda dan belum mengalami erosi lanjut dan nampak sebagai punggungan bukit. Zona Rembang merupakan zona patahan antara paparan karbonat di utara (Laut Jawa) dengan cekungan yang lebih dalam di selatan (cekungan Kendeng). Litologi penyusunnya campuran antara karbonat laut dangkal dengan klastika, serta lempung dan napal laut dalam.

Stratigrafi Zona Rembang tersusun atas Formasi Ngimbang, F. Kujung, F. Prupuh, F. Tuban, F. Tawun, F. Ngrayong, F. Bulu, F. Wonocolo, F. Ledok, F. Mundu, F. Selorejo, dan F. Lidah.

Formasi Kujung

Tersusun oleh serpih dengan sisipan lempung dan secara setempat berupa batugamping baik klastik maupun terumbu. Diendapkan pada lingkungan laut dalam sampai dangkal pada kala Oligosen Akhir sampai Miosen Awal.

Formasi Tuban

Tersusun oleh lapisan batulempung dengan sisipan batugamping. Semakin ke selatan berubah menjadi fasies serpih dan batulempung (Soejono, 1981, dalam Panduan Fieldtrip GMB 2006). Diendapkan pada lingkungan neritik sedang-neritik dalam.

Formasi Tawun

Tersusun oleh serpih lanauan dengan sisipan batugamping. Pada bagian atas formasi ini didominasi oleh batupasir yang terkadang lempungan dan secara setempat terdapat batugamping. Satuan di bagian atas ini sering disebut sebagai Anggota Ngrayong. Diendapkan pada laut terbuka agak dalam sampai laut dangkal di bagian atas pada Miosen Tengah (N9-N13) (Rahardjo & Wiyono, 1993, dalam Panduan Fieldtrip GMB 2006).

Formasi Tawun dimasa lalu disebut sebagai Lower Orbitoiden-Kalk (Lower OK) dan dimasukkan dalam apa yang disebut Rembang beds (Van Bemmelen, 1949). Selanjutnya Koesoemadinata (1978) menamakannya sebagai Anggota Tawun dari Formasi Tuban. Pada tahun 1983, Harsono menaikkan status anggota ini menjadi Formasi (tabel III.1). Menurut Harsono Formasi Tawun ini tersusun oleh perselingan antara gypsiferous carbonaceous shale dengan struktur gelembur arus, serta batugamping yang kaya akan foraminifera besar golongan Orbitoidae seperi Lepidocyclina. Singkapan yang dijumpai merupakan bagian teratas dari Formasi ini, tersusun oleh batulempung abu-abu kehijauan dengan sisipan batugamping dan batupasir. Didaerah sekitar desa Ngampel terdapat singkapan dari Formasi ini setebal 30 m. Perlapisannya mengandung fosil foraminifera plangtonik yang menunjukkan umur N 8 (Akhir Miosen Awal) berupa kumpulan spesies : Globigerinoides diminutus, Pareorbulina transtoria dan Globigerinoides sicanus. Sedangkan kandungan foraminifera bentoniknya menunjukkan bahwa Formasi ini diendapkan pada kondisi laut sangat dangkal pada kondisi penguapan yang sangat tinggi. Ke arah atas litologi ini ditumpuki oleh batupasir merah hingga merah jambu, dengan gejala struktur silang siur yang menjadi ciri dari batupasir Ngrayong.

Formasi Ngrayong

Anggota ini juga disebut “Upper Orbitoiden-Kalak” oleh Trooster (1937), Van Bemmelen (1949) menamakan Upper Rembang beds. Nama batupasir anggota Ngrayong telah diperkenalkan Brouwer (1957), yang mengajukan tipe local pada desa Ngrayong, Jatirogo, dimana susunan utamanya batupasir dengan intercalation batubara dan sandy clay.

Harsono (1983), mendeskripsi Ngrayong sebagai anggota formasi Tawun, terdiri dari orbitoid limestone dan shale dalam bagian bawah dan batupasir dengan intercalation batugamping dan lignit di bagian atas. Umur dari unit ini Miosen Tengah, pada area N9-N12. Lingkungan pengendapan dari anggota ini fluvial atau submarine dalam singkapan di sebelah utara (Jatirogo, Tawun) dan menjadi lingkungan laut pada bagian selatan. Di dekat Ngampel sekuen pasir endapan laut yang mendangkal ke atas dari shore face ke pantai akan terlihat anggota ini mungkin berhubungan dengan haitus di atas area mulut laut jawa. Anggota ini merupakan reservoar utama dari lapangan minyak Cepu, tetapi terlihat adanya shale yang hadir di bagian selatan dan timur dari lapangan ini. Ketebalan dari unit ini bervarian (lebih dari 300 m).

Formasi Bulu

Semula formasi ini disebut sebagai Platen–Complex oleh Trooster (1937). Tersusun oleh batugamping pasiran yang keras, berlapis baik, berwarna putih abu-abu, dengan sisipan napal pasiran. Pada batugampingnya dijumpai banyak foraminifera yang berukuran sangat besar dari spesies Cycloclypeus (Katacycloclypeus) annulatus berasosiasi dengan fragmen koral dan alga serta foramnifera kecil. Harsono (1983) menggunakan nama Formasi Bulu sebagai nama Resmi, dengan memasang lokasi tipe di Sungai Besek, dekat desa Bulu, Kabupaten Rembang. Posisi stratigrafi, umur dan litologinya dapat dilihat pada tabel III.1.

Pada peta geologi lembar Rembang (1 : 100.000), formasi ini melampar luas terutama di wilayah antiklonorium Rembang Utara. Satuan ini menebal ke arah barat, mencapai ketebalan hingga 360 m di sungai Larangan. Dibagian timur di sungai Besek dekat desa Bulu ketebalannya hanya 80 meter. Kondisi litologi dan kandungan fosilnya menunjukkan bahwa Formasi ini diendapkan pada laut dangkal, terbuka pada Kala Miosen Tengah – Awal Miosen Akhir (N 13 – N 15).

Formasi Wonocolo

Tersusun dari napal kuning-coklat, mengandung glaukonit, terdapat sisipan kalkarenit dan batulempung. Menurut Purwati (1987, dalam Panduan Fieldtrip GMB 2006) lingkungan pengendapan formasi ini adalah neritik dalam hingga bathyal tengah pada Miosen Tengah-Miosen Atas (N14-N16).

Formasi Wonocolo semula disebut sebagai anggota bawah dari Formasi Globigerina oleh Trooster (1937). Formasi ini menumpang secara selaras di atas formasi bulu dan ditumpangi oleh Formasi Ledok. Pada umumnya tersusun oleh napal dan napal lempungan yang tidak berlapis, kaya akan kandungan foraminifera plangtonik. Pada bagian bawahnya dijumpai sisipan batugamping pasiran dan batupasir gampingan dengan ketebalan bervariasi antara 5–20 cm. Urutan ini menunjukkan bahwa selama pengendapannya terjadi kondisi transgresif. Marks (1957) dan Harsono (1983) menyimpulkan bahwa umur dari formasi ini adalah Miosen Tengah – Miosen Akhir kisaran umur N 14 – N 16. (lihat tabel III.1).

Singkapan dari Formasi Wonocolo dijumpai mulai dari daerah Sukolilo, barat daya Pati. Ketebalan dari Formasi ini sangat bervariasi. Ke arah utara formasi ini berubah fasies menjadi batugamping dari Formasi Paciran. Melimpahnya fauna plangtonik pada batuan penyusun formasi ini menunjukkan bahwa pengendapannya berlangsung pada laut yang relatif dalam, wilayah ambang luar hingga batial atas.

Formasi Ledok

Secara selaras di atas Formasi Wonocolo terdapat Formasi Ledok. Trooster (1937) menganggap satuan ini sebagai anggota dari Formasi Globigerina, namun para peneliti sesudahnya menganggap berstatus formasi (Marks, 1957; Harsono, 1983).  Formasi Ledok secara umum tersusun oleh batupasir glaukonitan dengan sisipan kalkarenit yang berlapis bagus serta batulempung yang berumur Miosen Akhir (N 16–N 17). Posisi stratigrafi, umur dan litologinya dapat dilihat pada tabel III.1.

Ketebalan dari Formasi Ledok ini sangat bervariasi. Pada lokasi tipenya, yaitu daerah antiklin Ledok, ketebalannya mencapai 230 m. Di daerah sungai Panowan mencapai 160 m, sedangkan di sungai Cegrok tinggal 50 m. Batupasirnya kaya akan kandungan glaukonit dengan kenampakan struktur silang siur. Di beberapa tempat batupasir tersebut terutama tersusun oleh hanya oleh test foraminifera plangtonik dengan sedikit mineral kuarsa. Secara keseluruhan bagian bawah dari formasi ini cenderung tersusun oleh batuan yang berbutir lebih halus dari bagian atas, menunjukkan kecendrungan kondisi pengendapan laut yang semakin mendangkal (shallowing-upward sequence). Ke arah utara, seperti halnya Formasi Wonocolo, Formasi Ledok ini juga mengalami perubahan fasies menjadi batugamping dari formasi Paciran.

Formasi Mundu

Satuan stratigrafi ini semula disebut sebagai Mundu stage oleh Trosster (1937). Selanjutnya oleh Van Bemmelen (1949) disebut sebagai Globigerina Marls. Oleh Marks (1957) satuan ini diresmikan sebagai Formasi. Formasi ini tersusun oleh napal masif berwarna putih abu-abu, kaya akan fosil foraminifera plangtonik. Secara stratigrafis Formasi Mundu terletak tidak selaras di atas formasi ledok, penyebarannya luas, dengan ketebalan 200 m–300 m di daerah antiklin Cepu area, ke arah selatan menebal menjadi sekitar 700 m. Formasi ini terbentuk antara Miosen Akhir hingga Pliosen (N 17–N 21), pada lingkungan laut dalam (bathyial).

Formasi Selorejo

Unit ini pembentukannya disebut Selorejo Beds oleh Trooster, 1937, yang telah diklasifikasikan sebagai anggota dair Formasi Lidah oleh Udin Adinegoro (1972) dan Koesoemadinata (1978). Sejak Harsono (1983) tidak melakukan pengamatan ketidakselarasan antara Formasi Lidah dan Mundu. Dia memasukkan anggota Selorejo dalam Formasi Mundu. Tipe lokalnya dari Desa Selorejo dekat Cepu dan terdiri lebih keras dan lebih lunak antar lapisan, menyisakan kebanyakan glaukonit. Dari foraminifera dianggap lingkungan laut dalam.

Satuan batuan ini semula oleh Trooster (1937) disebut sebagai Selorejo beds. Selanjutnya Udin Adinegoro (1972) dan Koesoemadinata (1978) menyebutnya sebagai anggota dari Formasi Lidah. Harsono (1983) menyimpulkan bahwa Selorejo ini merupakan anggota dari Formasi Mundu. Lokasi tipenya terletak di desa Selorejo dekat kota Cepu. Anggota Selorejo ini tersusun oleh perselingan antara batugamping keras dan lunak, kaya akan foraminifera palngtonik serta mineral glaukonit.

Penyebaran dari Anggota Selorejo ini tidak terlalu luas, terutama meliputi daerah sekitar Blora, sebelah utara Cepu (desa Gadu) dan di selatan Pati. Ketebalannya berkisar antara 0 hingga 100 meter. Berdasarkan kandungan foraminifera palngtonik, umur dari Anggota Selorejo adalah Pliosen ( N 21).

Formasi Lidah

Formasi ini terdiri atas batulempung kebiruan, napal berlapis dengan sisipan batupasir dengan lensa-lensa coquina. Dahulu Trooster (1937) menyebutnya sebagai Mergetton, yang terbagi menjadi dua bagian, yaitu Tambakromo dan Turi–Domas. Harsono (1983) kemudian meresmikan satuan ini menjadi berstatus formasi, yaitu Formasi Lidah (tabel III.1).

Bagian terbawah dari formasi ini diduga merupakan endapan neritik tengah hingga neritik luar, yang tercirikan oleh banyaknya fauna plangtonik tetapi masih mengandung foraminifera bentonik yang mencirikan air relatif dangkal seperti pseudorotalia sp. dan Asterorotalia sp. Ke arah atas, terjadi urutan yang mendangkal ke atas (shallowing upward sequence), yang dicirikan oleh lapisan-lapisan yang kaya akan moluska.

I.1.7 Formasi Paciran

Satuan ini semula oleh Van Bemmelen (1949) disebut sebagai Karren Limestone. Secara umum penyusunnya terdiri atas batugamping pejal, dengan permukaan singkapan-singkapannya mengalami erosi membentuk apa yang disebut sebagai karren surface. Harsono (1983) secara resmi menggunakan nama Paciran dan menempatkannya pada status formasi, dengan lokasi tipenya berada di daerah bukit piramid di sekitar Paciran, kabupaten Tuban. Formasi ini dijumpai hanya dibagian utara dari Zona Rembang. Posisi stratigrafi, umur dan litologinya dapat dilihat pada tabel III.1. Umur dari Formasi ini masih memicu terjadinya perbedaan. Harsono (1983) menempatkannya pada Kala Pliosen–Awal Pleistosen, yang secara lateral setara dengan Formasi Mundu dan Lidah. Namun di beberapa tempat terdapat bukti umur yang menunjukkan bahwa Formasi Paciran telah berkembang pada saat pembentukan Formasi Ledok dan Wonocolo.

BAB II STRUKTUR GEOLOGI

Pulau jawa mempunyai dua macam konfigurasi struktur (structural grains) yang berbeda. Di bagian utara tercirikan oleh kecendrungan mengikuti arah timur-barat. Pola timurlaut–baratdaya diduga mengikuti konfigurasi basement. Basement-nya sendiri diduga merupakan bagian dari kerak benua yang berumur Pre Tersier, tersusun oleh mélange, ofiolit dan bagian dari jenis kerak benua lain. Pola struktur yang berarah timur–barat ini sesuai dengan busur volkanik Tersier yang juga berarah timur–barat (Hamilton, 1978). Cekungan Jawa Timur, dimana Kendeng dan Rembang terletak, kemungkinan terletak pada kerak perantara (intermediate crust) dari kelompok mélange yang berangsur berubah menjadi kerak samudra, yang mungkin terdapat pada penghujung timur dari cekungan ini.

Pada bagian barat cekungan Jawa Timur nampak adanya kecendrungan arah morfologi dan struktur timur–barat (gambar IV.1). Hal ini dapat dibandingkan dengan cekungan selatan (Southern Basin). Daratan tersebut mencakup zona Rembang dan Zona Kendeng serta kelanjutannya, yang dibagian utara dibatasi oleh tinggian Kujung-Kangean–Madura–Sepanjang yang terbentuk sebagai akibat sesar geser (wrench related). Ke arah selatan zona ini dibatasi oleh jalur gunung api kuarter. Cekungan ini kemungkinan terbentuk sejak Eosen hingga akhir Oligosen oleh suatu tektonik ekstensional, yang kemudian diikuti oleh fase tektonik inverse sejak awal Miosen hingga Holosen. Pada fase inversi ini dibagian utara dari cekungan ini mengalami pengangkatan (zona Rembang) sedangkan pada bagian selatannya masih berupa cekungan laut dalam (zona Kendeng).

Dalam kerangka tektonik regional maka proses pembentukan struktur Tersier di Pulau Jawa dapat dibagi menjadi 3 periode :

1. Paleogen Extension Rifting
2. Neogen Compressional Wrenching
3. Plio – Pleistocene Compressing Thrust – Folding

Fase ekstensional Paleogene menghasilkan graben / half graben dan sesar-sesar yang mempunyai arah pemanjangan timur–barat. Selanjutnya pada fase kompresi pada Awal Miosen terjadi reaktivasi dari sesar ekstensional yang sebelumnya telah ada, yang menunjukkan adanya kontrol  tektonik terhadap pembentukan awal cekungan.

Periode Neogen Compressional Wrenching ditandai oleh pembentukan sesar-sesar geser, yang terutama terjadi akibat gaya kompresif dari tumbukan lempeng Hindia. Sesar geser yang terjadi membentuk orientasi tertentu, yang berhubungan dengan kompresi utama. Sebagian besar pergeseran sesar merupakan reaktivasi dari sesar-sesar normal yang terbentuk pada periode Paleogen.

Periode Plio – Pleistocene Compressional Thrust – Folding ditandai oleh pembentukan lipatan yang berlanjut pada pembentukan sesar-sesar naik. Antiklinorium dan thrust belt yang terjadi memiliki orientasi tertentu yang berhubungan dengan arah kompresi dan kinematika pembentukannya. Pada zaman Neogen cekungan Jawa Timur bagian utara mengalami rezim kompresi yang menyebabkan reaktivasi sesar-sesar normal tersebut dan menghasilkan sesar-sesar naik.

Pada jaman Pre-Tersier lempeng Jawa Timur mengalami penunjaman dibawah lempeng Sunda, mengkuti arah memanjang zona penunjaman kurang lebih N 600 E, penunjaman ini berakibat pemendekan lempeng pada arah tegaklurus arah penunjaman. Pada saat itu cekungan Jawa Timur barangkali masih berupa cekungan muka busur (fore arc basin). Pada Awal Miosen atau lebih tua, tektonik ekstensi bekerja di zona Rembang. Ekstensi ini kemudian diikuti oleh serangkaian tegasan kompresif yang menjadi aktif sejak Akhir Miosen hingga Holosen dengan arah yang bergeser dari arah timur laut. Kompresi ini juga bekerja pada zona Kendeng sejak Akhir Miosen dan seterusnya. Namun rekaman stratigrafis dari peristiwa ini hanya dapat diamati pada bagian bawah dari Formasi Kerek. Kompresi ini juga menjadi semakin lemah selama pembentukan sedimen yang lebih muda.

BAB III. MORFOTEKTONIK

Evolusi Morfotektonik zona rembang berdasarkan data stratigrafi dan struktur geologinya dapat dibagi menjadi 4 fase:

  1. Fase  Tektonik pertama yang terjadi selama tersier sampai awal Oligocene yang mengendapkan formasi Ngimbang dan Kujung yang diendapkan diatas basement yang berupa mélange dan ofiolit. Formasi Ngimbang yang tersusun oleh batupasir dan batulanau yang terdapat sisipan batugamping mengindikasikan bahwa pengendapannya merupakan syn-rift – post rift sehingga terbentuk cekungan laut dangkal. Cekungan ini mulai stabil pada saat terendapkannya formasi Kujung yang berupa batugamping. Pada fase ini gaya yang bekerja dominannya adalah gaya ekstensional. Cekungan ini berupa fore arc basin
  2. Fase yang kedua terjadi pada oligocen tengah sampai miosen akhir. Pada waktu ini penunjaman lempeng hidia ke pulau Jawa yang oblique. Penunjaman yang oblique ini membentuk struktur lipatan dan sesar yang berarah timur laut – barat daya (pola meratus). Pada fase ini rembang masih berupa fore arc basin dan telah memasuki fase sagging – inverse. Pada waktu inilah terendapkan formasi Prupuh, Tawun, Ngrayong, Bulu, Wonocolo, dan Ledok. Kedudukan muka air laut pada kala ini relative regresi sehingga menyebabkan pola progadasional yang menyebabkan perebahan facies secara lateral kearah darat ke arah utara. Hal ini dibuktikan dengan adanya perubahan facies dari batugamping (formasi Prupuh) ke batupasir, batulempung yang kaya mineral Glaukonit (formasi Ngrayong dan ledok). Batupasir ini kemungkinan diendapkan di lingkungan delta.
  3. Fase yang ketiga terjadi pada Miosen akhir sampai pleistocen awal. Pada fase ini terjadi transgresi air laut yang menyebabkan kenaikan muka air laut secara relative yang mengendapkan formasi Mundu, Paciran, Selorejo, dan Lidah. Pada fase ini rembang masih berupa fore arc basin. Memasuki pengendapan formasi Pacerain dan selorejo terjadi regresi muka air laut sehingga terjadi perubahan lingkungan pengendapan lagi dari laut dalam (bathial) ke laut dangkal (neritik tengah).
  4. Fase yang keempat terjadi pada Pleistocene akhir – Holosen. Pada fase ini penunjaman lempeng Hindia sudah tegak lurus dengan pulau jawa sehingga terbentuklah lipatan, sesar, dan struktur-struktur geologinya lainnya yang berarah timur-barat. Penunjaman ini juga menyebabkan terjadinya partial melting, sehingga terjadi vulkanisme di sebelah selatan zona rembang. Sehingga zona rembang berubah menjadi back arc basin. Vulkanis me ini juga menyebabkan terendapkan batuan batuan gunung api seperti tuff, breksi andesit, aglomerat. Dan juga terjadi intrusi-intrusi andesit. Peristiwa ini menyebabkan zona rembang menjadi daerah yang prospek dalam eksplorasi hidrokarbon. Dimana formasi Ngimbang merupakan source rock yang poetensial. Pematangan source rock ini disebabkan karena naiknya astenosfer yang diakibatkan penunjaman ini. Daerah back arc basin lebih potensial terjadi pematangan source rock daripada fore arc basin. Sedangkan batuan penutup dan reservoir banyak ditemui di formasi Tawun dan Tuban dimana banyak mengandung batulanau-batulempung sedangkan reservoarnya bayak ditemui pada formasi Ngrayong, dan Ledok yang mengendapkan batupasir. Reservoir lainnya yang berupa batugamping juga ditemukan.




Geologi Sejarah

29 03 2010

Perkembangan Organisme Di Bumi Selama Jaman Kapur

PENDAHULUAN

FLORA

Famili dari Araucaricaceae yang sekarang hanya ada di bumi belahan selatan. Terawetkan di Arizona. Diameternya 1,5 meter dan panjangnya mencapai 30 meter. Paku – pakuan yang pertama ada pada Jaman  Jura akhir dan menyebar luas pada Jaman Kapur, sebagaimana telah terfosilkannya dalam bentuk kayu. Sequoias muncul selama Jaman  Jura dan menjadi umum pada Jaman Kapur. (Stokes, 1973).

Kepunahan dan perubahan yang mendadak dalam dunia vegetasi di bumi terjadi pada Jaman Kapur tengah. Awalnya, selama Jaman  Trias dan Jura, tanaman yang paling banyak adalah gymnospermae, atau tanaman tak berbunga. Variasinya antara cycads, dan tanaman paku – pakuan lain. Setelah Jaman Kapur tengah, tanaman yang muncul adalah angiospermae atau tanaman berbunga. Tanaman ini mempunyai struktur bunga dan ada sel telur. Angiospermae ini dibagi menjadi 2 kelompok, yaitu dikotil dan monokotil. Dikotil merupakan tanaman berakar serabut dan dengan tulang daun yang bercabang. Jenisnya seperti pohon. Monokotil merupakan tanaman berakar tunggal dengan tulang daun yang sejajar. Tanamannya seperti rumput, palem, bunga lili, dan anggrek. Diperkirakan ada sekitar 175.000 spesies tanaman berbunga yang hidup. Sedikitnya, 30.000 fosil spesiesnya telah ditemukan. Tanaman ini berbunga pada semua iklim dan termasuk pepohonan.(Stokes, 1973).

Asalmula dari angiospermae merupakan permasalahan yang tak terpecahkan. Umumnya tersebar mendominasi pada Jaman Kapur. Tanaman palem San miguelia, ditemukan pada batuan Jaman  Trias atas dari Colorado barat daya, mempunyai kemungkinan sebagai angiospermae yang paling tua yang pernah ditemukan. Sedangkan jejak dari magnolia, sassafras, fig dan willow umumnya hadir pada batuan Jaman kapur atas. Hutan dari angiospermae ini mendukung pada bentukan dari batubara pada Jaman Kapur. Butiran pollen dari kelompok ini berguna dalam mengetahui keadaan iklim dan sebagai korelasi antara tanaman yang ada.(Stokes, 1973).

Fosil dari kelompok tumbuhan berbunga pada Jaman Kapur sangat mirip dengan spesies pada masa kini. Fosil tersebut adalah adanya daun dari Platanus, pada masa kini adalah genus sycamores. Buahnya mirip dengan genus ficus pada masa kini. Tumbuhan yang sejenis antara lain pohon palem, famili oak, dan famili walnut.(Stanley, 1986).

FAUNA

Pada akhir Jaman Kapur, terdapat dua kelompok besar plangton bersel satu yang ada sejak Jaman Kapur tengah. Keduanya adalah foraminifera globigerinid dan cocolithophore yang memberikan kontribusi besar pada sedimen calcareous di daerah laut. Selama akhir Jaman Kapur, cocolithophore pada lingkungan laut hangat dapat membentuk coccolith. Apabila terakumulasi dalam volume yang besar, maka dapat  menjadi batugamping berukuran butir halus yang umumnya disebut chalk.(Stanley, 1986).

Hewan pelagik yang ada di laut, antara lain Ammonoids dan belemnoids sebagai karnivora berenang yang dominan. Ammonoids sendiri sebagai fosil indeks yang sangat berharga untuk sistem Jaman Kapur. Pada Jaman Kapur ini, hadir ikan teleost. Ciri – cirinya adalah ekor yang simetri, relaif melonjong, gigi yang pendek yang disesuaikan untuk mencari makanan. Ikan di jaman sekarang yang hampir sama antara lain ikan salmon, dan piranha amerika selatan. Ikan Hiu Jaman Kapur mempunyai bentukan yang sama dengan sekarang. Reptil laut yang ada seperti Plesiosaurus yang berkembang pada Jaman Kapur akhir. Ada mossasurus, sebagai hewan laut yang dapat tumbuh memanjang hingga 15 meter. Terdapat fosil yang menunjukkan mossasurus menyerang ammonoids. Ada Hesperornis, sebagai burung penyelam, mempunyai ciri – ciri kaki lebar dan bersayap kecil yang disesuaikan untuk berenang. Kura – kura laut juga ada selama Jaman Kapur ini, sering disebut dengan Archelon.(Stanley, 1986).

Kehidupan di dasar laut, merupakan kelanjutan dari kehidupan pada Jaman Jura. Kebanyakan adalah koral atau heksa koral. Organisme tersebut ada yang masih bertahan hingga masa kini. Beberapa di antaranya foraminifera Alabamina, Anomalinoides, Pleurostomella, Fissoelphidium, dan Siphogeneroides. Bryozoa yang hadir pada umumnya adalah cheilostomes, di antaranya ada Rhiniopora dan Onychocella. Organisme ini berasal dari Jaman Jura, mengalami perkembangan yang pesat pada Jaman Kapur ini. Moluska kelas gastropoda yang muncul adalah Neogastropoda atau „new snails“. Organisme ini memunculkan famili dan genus yang baru. Hewan ini karnivora dengan makanannya berupa cacing, bivalvia, dan snail yang lainnya. Terdapat pula Sea Grass, yang bukan merupakan rumput yang sebenarnya seperti pada era kenozoik, tetapi seperti tanaman berumput yang menyelimuti dasar samudera dan terbentuk selama Jaman Kapur ini. Di antara bivalvia yang hidup di permukaan substratum, terdapat rudist sebagai organisme yang istimewa karena hidupnya seperti koral, pembentuk karang daerah tropis. Pembentuknya berupa heksa koral dan alga coralin. Kehadiran rudist ini dapat mengasumsikan bahwa keadaan yang dominan pada Jaman Kapur berupa pertumbuhan karang di daerah tropis. Hampir semua karang yang berada pada lingkungan shallow didominasi oleh rudist. Pertumbuhannya cepat, seperti koral pembentuk terumbu. Kepunahannya seperti punahnya dinosaurus pada akhir Jaman Kapur.(Stanley, 1986).

Pelecypoda jenis rudist yang membentuk terumbu pada Jaman Kapur berkembang pesat dan menggeser kedudukan koral. Rudist tersebut antara lain Monopleura, Hippurites, dan Durania. Bentuk umum ketiganya hampir sama, yaitu relatis mengkerucut ke arah bawah. (Mintz, 1981 hal.477)

Pada awal Jaman Kapur, keberadaan dari fauna invertebrata tidak banyak diketahui. Tetapi dari fosil yang tersedia, menunjukkan keberlanjutan dari dinosaurus.reptil – reptil ini mempunyai ukuran/bentuk tubuh yang besar, lebih besar dari ukuran manusia. Dinosaurus karnivora yang hadir adalah Albertosaurus dan Tyrannosaurus dari genus Chasmosaurus. Hewan ini tingginya sekitar 4,4 meter. Reptil terbangnya adalah Pterosaurus dari genus Quetzalcoatlus, sedangkan burung air juga ada dengan pembedanya pada sayap keduanya. Terdapat juga buaya dengan panjang sekitar 15 meter. Ular yang hadir merupakan kelompok muda yang primitif. Bila dibangdingkan dengan sekarang, bentukannya seperti phyton. Dinosaurus herbivora yang ada seperti Edmontonia dari genus Corythosaurus. .(Stanley, 1986).

Vertebrata Jaman Kapur yang punya masa depan bagus dalam perkembangannya adalah mamalia, yang berbeda jauh dengan reptil. Ukuran / bentuk tubuhnya kecil. Mamalia pertama adalah jenis marsupial, yang sekarang banyak terapat di Australia seperti kangguru, wombat dan koala. Di Amerika ada Opossum. Kehadiran plasenta berpengaruh terhadap keberadaan mamalia ini. (Stanley, 1986).

KESIMPULAN

Pada Jaman Kapur, Kehidupan di daratan  didominasi Dinosaurus keberadaan tersebar di seluruh daratan di muka bumi. Tanaman berbunga (angiospermae) berkemnbang pesat hingga menggantikan dominasi dari gymnospermae yang merupakan tanaman utama pada Jaman sebelumnya. Pada lantai samudera terdapat cococlith yang nantinya mengendap ,membentuk chalk yang tersebar secara luas. Pada akhir Jaman Kapur, muncul dua kelompok plangton baru yaitu diatom dan foraminifera yang tersebar pada waktu yang bersamaan. Pada pertengahan Jaman Kapur, Ikan Teleost muncul dan berkembang bersama dua kelompok karnivora yang telah ada lebih awal yaitu kepiting dan snail predator. Bivalvia jenis rudist menjadi organisme pembentuk karang/terumbu yang dominan, tetapi organisme ini punah pada akhir Jaman Kapur bersamaan dengan punahnya dinosaurus dan organisme lainnya. (Stanley, 1986).





Endapan Mineral

29 03 2010

Skarn

I. Definisi

Skarn dapat terbentuk selama metamorfisme kontak atau regional. Selain itu juga dari berbagai macam proses metasomatisme yang melibatkan fluida magmatik, metamorfik, meteorik, dan yang berasal dari laut. Skarn dapat ditemukan di permukaan sampai pluton, di sepanjang sesar dan shear zone, di sistem geotermal dangkal, pada dasar lantai samudra maupun pada kerak bagian bawah yang tertutup oleh dataran hasil metamorfisme burial dalam. Skarn dibagi menjadi endoskarn dan eksoskarn dengan didasarkan pada jenis kandungan protolit.

II. Mineralogi

Secara umum, Kuarsa dan kalsit selalu hadir dalam semua jenis skarn. Sedangkan mineral lain hanya hadir pada jenis skarn tertentu seperti talk, serpentine, dan brusit yang hadir hanya pada skarn tipe magnesian.

III. Evolusi skarn

Formasi dari skarn deposit merupakan hasil dari proses yang dinamis. Pada sebagian besar skarn deposit, terdapat beberapa transisi dari metamorfisme distal yang menghasilkan hornfels dan skarnoid ke metamorfisme proximal yang menghasilkan skarn yang mengandung bijih berukuran relatif kasar. Selama gradien suhu yang tinggi dan sirkulasi fluida skala besar akibat intrusi magma, metamorfisme kontak dapat menjadi lebih kompleks dibandingkan model rekristalisasi isokimia yang menyusun metamorfisme regional. Semakin kompleks fluida metasomatisme, akan menghasilkan keterkaitan antara proses metamorfisme yang murni dengan proses metasomatisme.

IV. Zonasi Skarn deposit

Terdapat pola zonasi pada skarn pada umumnya. Pola zonasi ini berupa proximal garnet, distal piroksen, dan idiokras (atau piroksenoid seperti wolastonit, bustamit dan rodonit) yang terdapat pada  kontak antara skarn dan marmer. Selain itu, masing-masing mineral penyusun skarn dapat menunjukan warna yang sistematis atau komposisi yang bervariasi dalam pola zonasi yang lebih luas.

V. Petrogenesis

Sebagian besar skarn deposit secara langsung berhubungan dengan aktivitas pembekuan batuan beku sehingga terdapat hubungan antara komposisi skarn dengan komposisi batuan beku. Karakteristik penting lainnya diantaranya tingkat oksidasi, ukuran, tekstur, kedalaman, maupun seting tektonik dari masing-masing pluton.

Tektonik Setting

Klasifikasi tektonik yang sangat berguna dari deposit skarn seharusnya mengelompokkan tipe skarn yang pada umumnya berada bersama dan membedakannya yang secara khusus terdapat dalam tektonik setting yang khusus. Sebagai contohnya, deposit skarn calcic Fe-Cu sebenarnya hanyalah tipe skarn yang ditemukan dalam wilayah busur kepulauan samudra. Banyak dari skarn ini juga diperkaya oleh Co, Ni, Cr, dan Au. Sebagai tambahan, beberapa skarn yang mengandung emas yang bernilai ekonomis muncul dan telah terbentuk pada back arc basin yang berasosiasi dengan busur volkanik samudra (Ray et al., 1988). Beberapa kenampakan kunci yang menyusun skarn tersebut terpisah dari asosiasinya dengan magma dan kerak yang lebih berkembang adalah yang berasosiasi dengan pluton yang bersifat gabbro dan diorit, endoskarn yang melimpah, metasomatisme yang tersebar luas dan ketidakhadiran Sn dan Pb.

Kebanyakan deposit skarn berasosiasi dengan busur magmatik yang berkaitan dengan subduksi dalam kerak benua. Komposisi pluton berkisar dari diorit sampai granit walaupun pada dasarnya memiliki perbedaan diantara tipe skarn logam yang muncul untuk mencerminkan lingkungan geologi setempat (kedalaman formasi, pola struktural dan fluida) lebih pada perbedaan pokok dari petrogenesis (Nakano,et al., 1990). Sebaliknya, skarn yang mengandung emas pada lingkungan ini berasosiasi dengan pluton yang tereduksi secara khusus yang mungkin mewakili sejarah geologi yang khusus. Beberapa Skarn, tidak berasosiasi dengan subduksi yang berkaitan dengan magmatisme. Pluton yang berkomposisi granit, pada umumnya mengandung muskovit dan biotit primer, megakristal kuarsa berwarna abu-abu gelap, lubang-lubang miarolitik, alterasi tipe greisen, dan anomali radioaktif.  Skarn yang terasosiasi, kaya akan timah dan fluor walaupun induk dari elemen lain biasanya hadir dan mungkin penting secara ekonomis. Perkembangan rangkaian ini termasuk W, Be, B, Li, Bi, Zn, Pb, U, F, dan REE.





4th Stratigraphy Analysis

25 03 2010

Sistem Arus Traksi Struktur Sedimen

I. PENDAHULUAN

Transport dan pengendapan sedimen dari daerah sumber ke daerah pengendapannya tidaklah dikuasai oleh jenis – jenis mekanisme transport tertentu, misal hanya arus traksi saja, dan sebagainya, tetapi selalu merupakan suatu sistem dari berbagai mekanisme, bahkan bukan hanya bersifat mekanis, tetapi juga bersifat kimiawi (Koesoemadinata, 1981). Beberapa sistem transport dan sedimentasi :

  1. 1.      Sistem arus traksi dan suspensi.
  2. 2.      Sistem arus turbid dan pekat (density current).
  3. 3.      Sistem suspensi dan kimiawi.

Cara pengendapannya sendiri menurut Rubey (1935), pertikel mengendap dari suatu aliran berdasarkan dua hukum, yaitu :

  1. Hukum Stokes                        : Berat efektif suatu pola, hal ini berlaku untuk                                  material halus.
  2. Hukum Impact            : Reaksi benturan terhadap medium, hal ini                                        berlaku untuk material kasar.

Dalam kenyataannya tiap – tiap hukum berlaku untuk besar butir tertentu. Lebih kasar besar butir yang dimiliki maka hukum Impact akan berlaku, sedang sebaliknya, makin halus besar butir yang ada maka hukum Stokes yang akan berlaku.

Selain itu juga sifat – sifat transport dan pengendapan lainnya akan mengalami perubahan – perubahan, seperti :

  1. Gerakan partikel/butir.
  2. Konsentrasi sedimen transport.
  3. Kecepatan aliran dekat dasar.
  4. Koefisien kekasaran (maningsin).
  5. Struktur sedimrn yang dibangun.
  6. Kedalaman air.
  7. Sifat permukaan air.
  8. Turbulensi.

II. SISTEM ARUS TRAKSI STRUKTUR SEDIMEN

Sebenarnya sistem ini terdiri dari 2 faktor, yaitu bed load dan suspended load, dimana diendapkan dari sistem tersendiri. Cara pengendapan bed load berhubungan erat dengan pembentukan struktur sedimen dan aliran. Konsep yang ada pada dasarnya delam pelbagai kekuatan arus (stream power) transport sedimen, pengendapan dan bentuk dasar (forms of bed roughness), berubah – ubah dan memiliki karateristik tersendiri. Bentuk dasar juga tergantung dari besar butir, 0,6 mm sebagai batas.

Traksi merupakan salah satu mekanika transportasi dan pengendapan. Mekanika transport dan pengendapan sendiri memuat beberapa bagian, antara lain :

  1. Muatan, yaitu jumlah total sedimen yang diangkut oleh suatu aliran (Gilbert, 1914).
  2. Kapasitas aliran (stream capacity), yaitu muatan maksimal yang dapat diangkut oleh aliran (Gilbert, 1914).
  3. Kompetensi aliran (stream competence), yaitu kemampuan aliran untuk mentransport sedimen dalam pengertian dimensi partikel (Twenhofel, 1950).

Traksi atau gaya gesek kritis juga dipengaruhi oleh hidraulica lift, yaitu pengangkatan yang disebabkan oleh perbedaan tekanan diatas dan dibawah aliran, diukur oleh kecepatan radien dekat dasar aliran.

Berdasarkan cara/gaya mengangkut partikel ini maka transport sedimen secara massal terdapat sebagai berikut (koesoemadinata, 1981) :

  1. Rayapan permukaan (surface creep) : menggelundung.
  2. Saltasi (rolling, skipping) : meloncat dan meluncur.
  3. Suspensi.

Dari segi muatan, maka ini dibagi menjadi :

  1. Bed load (surface creep dan saltasi)
  2. Suspended load (wash load)

III. STRUKTUR SEDIMEN YANG TERBENTUK DARI ARUS TRAKSI

Arus traksi yang berlangsung mengakibatkan terbentuknya struktur sediment. Struktur sediment yang terbentuk sendiri terbagi menjadi dua, yaitu (Koesoemadinata, 1981):

  1. 1.      Rezim aliran bawah (lower flow regim), yaitu gaya tarikan lebih berpengaruh. Hal ini mengakibatkan :
    1. Terbentuk onggokan – onggokan dan scou.r
    2. Cara transport diseret dan jatuh bebas ke dalam scour.
    3. Struktur sedimen sangat ditentukan sebagai akibat dari jatuhan partikel – pertikel kedalam lubang – lubang.
    4. Sudut kemiringan dari cross laminae adalah searah dengan arah arus.
  2. 2.      Rezim aliran tinggi. Hal ini mengakibatkan :
    1. Onggokan – onggokan lebih disebabkan karena penumpukan pada endapan – endapan yang lebih awal.
    2. Cara transport menerus, karena momentum air dan secara massal.
    3. Struktur sedimen acretion terbentuk pada punggung onggokan – onggokan.
    4. Kadang – kadang mengakibatkan terbentuknya :
  • Horizontal stratification (transition)
  • Low angle cross stratification < 100. Sudut kemiringan berbanding terbalik dengan arah arus.
  • Imbricated pebbles

Dalam sistem traksi dan suspensi, maka sedimentasi terjadi dari muatan suspensi dan muatan dasar, berselang – seling atau sering pula dalam kombinasi. Kombinasi pengendapan traksi dan suspensi terutama terjadi di bagian bawah dari lower flow regim.





3rd Stratigraphy Analysis

25 03 2010

Analisis Struktur Sedimen

I. Maksud dan Tujuan

Maksud :

  • Pengenalan terhadap berbagai struktur sedimen
  • Melakukan pengukuran data struktur sedimen : ripple mark ( beberapa parameter Indeks Ripple ) dan silang siur.

Tujuan : Mampu menggunakan data pengukuran struktur sedimen untuk analisa proses  sedimentasi dan interpretasi lingkungan pengendapan.

II. Dasar Teori

Sybill (1984) menjelaskan bahwa struktur sedimen adalah sebuah struktur dalam batuan sedimen, seperti cross – bedding, ripple marks, dan sandstone dikes, yang terbentuk bersama pada saat deposisi berlangsung (struktur sedimen primer) atau sesaat setelah deposisi (struktur sedimen sekunder).

Struktur sedimen merupakan data dinamis lingkungan pengendapan karena sebagian besar struktur sedimen terbentuk oleh proses fisika sebelum, selama dan sesudah sedimentasi, struktur yang lain dihasilkan oleh proses biogenik dan proses kimia. Proses fisika meliputi pergerakan arus fluida, aliran massa dan transportasi sedimen oleh angin dan salju. Proses fisik dapat terjadi selama sedimentasi atau berupa aktifitas mekanik beberapa saat setelah sedimentasi. Proses biogenik adalah aktifitas tumbuhan dan binatang di tempat dimana sedimen tersebut diendapkan. Sedang proses kimia merupakan proses yang muncul akibat pelarutan-pelarutan dan reaksi antar komponen penyusun batuan sedimen.

Struktur sedimen mencerminkan kondisi lingkungan saat sedimentasi dan perubahan yang mengontrolnya, sehingga struktur sedimen sangat bermanfaat, antara lain untuk :

  1. Interpretasi lingkungan pengendapan yang mencakup mekanisme transportasi sedimen, arah aliran arus, kedalaman air, kekuatan angin, dan kecepatan relatif arus.
  2. Menentukan bagian atas dan bawah pada lapisan yang sudah terdeformasi.
  3. Menentukan pola arus purba dan paleogeografi suatu daerah.

Berdasarkan genetiknya struktur sedimen dibedakan menjadi empat yaitu:

  1. Struktur sedimen erosional
  2. Struktur sedimen saat pengendapan (Depositional sedimentary structure)
  3. Struktur sedimen yang terbentuk segera setelah/pasca pengendapan (Post depositional sedimentary structure).
  4. Struktur biogenik (Trace fossil)

Ripple marks merupakan struktur sedimen yang menunjukkan kenampakan adanya undulasi berjarak teratur pada permukaan pasir atau pada permukaan perlapisan batupasir. Sedang Sybill (1984) mengatakan bahwa ripple marks adalah bentukan permukaan pada material sedimentasi, khususnya material berupa pasir lepas, yang terdiri dari gundukan dan cekungan yang bergantian yang dibentuk oleh gaya angin atau aliran air. Bentuk dan ukuran dari struktur Ripple marks ini dapat bervariasi. Puncak dari sebuah ripple dapat saling berhubungan secara paralel satu dengan yang lainnya atau membentuk anastome pada sebagian tubuh struktur ini. Pada sayatan transversal, bentuknya dapat simetris atau asimetris, dengan puncak yang tajam, membundar, atau cenderung datar.

Ada beberapa parameter untuk memudahkan penentuan jenis ripple dan juga dapat digunakan untuk interpretasi proses pembentukannya, material penyusunnya, dan komponen-komponen serta media pembentuknya.





1st Stratigraphy Analysis

25 03 2010

Analisis Lingkungan Stratigrafi

Faktor – faktor yang mempengaruhi dalam analisis lingkungan pengendapan bermacam – macam, antara lain adalah :

1. Faktor fisik.

Faktor fisik ini meliputi sifat – sifat fisik dari lingkungan pengendapan. Hal ini berdasarkan dari jenis batuan, tekstur, dan struktur batuan sedimen.

2. Faktor kimia.

Faktor kimia ini meliputi sedimen – sedimen yang diendapkan dan proses pengendapannya berdasarkan dari zat yang terlarut, gas yang terlarut, ion – ion yang terlarut, kadar garam, derajat keemasan, dan potensial reduksi – oksidasi.

3. Faktor biologi.

Faktor ini meliputi sifat – sifat biologis lingkungan pengendapan yang dicirikan oleh jenis – jenis organisme yang ada pada lingkungan pengendapan. Masing – masing memiliki cara hidupnya, yaitu hidupnya mengambang ( pelagic planktonic ), melayang ( nektonic ), pada dasar laut ( benthonic ).





Geomagnet

10 03 2010

I. MAKSUD & TUJUAN

Maksud : Untuk menghitung nilai anomali medan magnet pada suatu daerah dan membuat peta anomali intensitas magnetik total.

Tujuan : Untuk menafsirkan kondisi geologi bawah permukaan berdasarkan data anomali magnetik.

II. DASAR TEORI

Pada mulanya penemuan – penemuan obyek – obyek geologi, termasuk mineral – mineral ekonomis, dibawah permukaan ditemukan secara kebetulan. Ilmu kebumian terutama ilmu fisika belum berperan, sebab obyek – obyek geologi tersebut belum dipahami dengan baik, sehingga sifat – sifat fisika, serta prinsip – prinsip fisika untuk mendeteksinya belum diketahui. Setelah itu para ilmuwan kemudian menciptakan metode – metode untuk melakukan survey yang salah satunya adalah survey geomagnet.

Dalam survey geomagnet sendiri diperlukan pengertian dasar-dasar fisika tentang kemagnetan, antara lain:

  1. Garis gaya adalah suatu garis yang arahnya disetia titik menunjukkan arah kuat medan di titik tersebut.
  2. Gaya magnet (F) adalah gaya tarik-menarik atau tolak-menolak dari dua kutub magnet (m1 , m2) yang berjarak r. Hukum Coloumb menyatakan   F = m1 . m2 / ( u.r2 ) dimana adalah konstanta permeabilitas magnet.
  3. Kuat medan magnet (H) adalah gaya per satuan kuat kutub magnet yang bekerja terhadap suatu kutub kecil (m`)       H = F / m` = m / ( r )
  4. Momen magnet (M) adalah besaran vektor yang memanjang dari kutub negatif  ke kutub positif.
  5. Intensitas magnetik (I) merupakan momen magnet per satuan volume. Intensitas magnet ini sebanding dengan kuat medan magnet dan arahnya searah dengan medan magnet yang menginduksi.
  6. Susceptibility / kerentanan magnetik (k) merupakan tingkat kemagnetan suatu benda untuk termagnetisasi.                        I = kH

Newton ( __ ), menduga bahwa akibat perputaran pada sumbunya, bumi tidak berbentuk bulat sempurna, melainkan berbentuk ellipsoid, mendatar pada kutub – kutubnya. Dalam tinjauan kemagnetannya, bumi dapat dianggap bola yang termagnetisasi, kutib magnet selatan mengeluarkan garis gaya dan diterima kutub magnet utara, dengan kedua kutub utara dan selatan tersebut terletak kira – kira pada 750 LU, 1010 BB dan 670 LS, 1430 BT.

Besarnya medan magnet bumi merupakan gabungan dari tiga jenis medan magnet utama, yaitu:

1. Medan Utama

Berasal dari dalam bumi sendiri yang variasinya terhadap waktu berubah lambat dan kecil. Perubahan ini dikenal dengan variasi sekuler, yang disebabkan oleh berpindahnya kutub-kutub magnet bumi. Pergeseran ini sebesar 1/10o pertahun ke arah barat, pada garis khatulistiwa kira-kira 6 km per tahun. Karena perubahan yang lambat maka pengaruh terhadap pengukuran anomali medan magnet lokal dapat diabaikan.

2. Medan Luar

Berasal dari luar bumi, mempunyai variasi terhadap waktu yang lebih cepat. Hanya memberikan sumbangan 1% saja dalam medan magnet bumi, terutama:

  • Variasi harian

Penyebabnya berhubungan dengan interaksi antara radiasi matahari dengan lapisan ionosfer bumi. Variasi ini berperiode dalam 24 jam dan nilainya berkisar antara 10 – 50 T.

  • Badai magnetik

Penyebabnya adalah partikel-partikel yang dilepas oleh matahari. Badai magnetik dapat berlangsung dalam beberapa jam bahkan sampai beberapa hari, periodenya sampai 27 hari. Nilainya dapat mencapai         500 T. Oleh karena itu pada saat badai ini terjadi pengukuran yang dilakukan akan menjadi tidak valid.

3. Medan Anomali (anomalous field)

Berasal dari anomali magnet lokal di dekat permukaan kerak bumi dan relatif konstan terhadap waktu maupun posisi. Penyebabnya adalah karena perbedaan komposisi mineral yang bersifat magnetik.





Gravitasi

10 03 2010

DASAR TEORI

Pada mulanya penemuan – penemuan obyek – obyek geologi, termasuk mineral – mineral ekonomis, dibawah permukaan ditemukan secara kebetulan. Ilmu kebumian terutama ilmu fisika belum berperan, sebab obyek – obyek geologi tersebut belum dipahami dengan baik, sehingga sifat – sifat fisika, serta prinsip – prinsip fisika untuk mendeteksinya belum diketahui. Setelah itu para ilmuwan kemudian menciptakan metode – metode yang salah satunya adalah metode gravitasi atau gaya berat.

Gravitasi atau gaya berat, bersama dengan magnit adalah salah satu alat dasar yang digunakan pada awal tingkatan dari eksplorasi (Sheriff, 1978, hal 3). Sedang Hochstein (1982) menjelaskan bahwa gravitasi adalah gaya yang bekerja pada suatu satuan massa dipermukaan bumi. Dalam menerapkan setiap metode geofisika untuk mengeksplorasi keadaan geologi bawah permukaan perlu diingat hukum – hukum geologi yang mengontrol keberadaan dan konfigurasi obyek – obyek geologi. Hukum dasar gravitasi dikemukakan pertama kali oleh Isaac Newton yang lebih dikenal dengan hukum Newton, yang terbagi menjadi dua hukum utama.

  • Hukum Newton I
  • Hukum Newton II

Data metode gravitasi yang ada didapatkan melalui pengukuran variasi antar titik – titik dipermukaan bumi yang saling berdekatan. Variasi ini disebabkan oleh :

  • Kondisi bumi tidak seragam
  • Kondisi bumi berbentuk bola
  • Bumi mengalami rotasi.

Tentu pengukuran data dalam mencari harga gravitasi tidak serta – merta mutlak begitu saja, banyak pengaruh dari luar. Pada suatu tempat dimuka bumi ini, harga gravitasi dipengaruhi oleh faktor :

  • Lintang
  • Elevasi
  • Topografi
  • Efek pasang surut
  • Densitas batuan

Data gravitasi yang sudah ada kebanyakan digunakan dalam mencari hidrokarbon. Gravitasi atau gaya berat ini juga digunakan dalam tingkatan selanjutnya dalam eksplorasi, seperti untuk memeriksa kebenaran interpretasi. Sebuah interpretasi harus sesuai dengan semua informasi yang ada, termasuk gravitasi. Secara umum prosedur interpretasi yang dipakai oleh ahli geofisika adalah membandingkan efek fisika terukur yang ditimbulkan oleh suatu obyek dibawah permukaan (misal kubah garam, cebakan mineral bijih, sesar, dll) dengan efek fisika tertentu dengan formula – formula dari suatu model standar.

Menurut Sheriff (1978) hal 15, dengan gravitasi kita punya keuntungan besar dalam penambahan vektor, karena kita tahu bahwa hasil net adalah dalam direksi vertikal, dengan demikian kita hanya butuh menambahkan komponen – komponen vertikal, tahu bahwa komponen – komponen horizontal akan dijumlah hingga 0. Karena itu kita hanya butuh skala penambahan dan tidak perlu menggunakan semua penambahan vektor.

Pengolahan data gravitasi meliputi konversi ke harga miligal, koreksi pasang surut, koreksi tinggi alat, koreksi drift, koreksi lintang, koreksi udara bebas, dan koreksi bouguer yang menghasilkan anomali bouguer sederhana di topografi. Biasanya anomali bouguer sederhana kemudian diproyeksikan ke suatu bidang datar dengan menggunakan metode sumber ekivalen titik massa (geosociety.com).

Penjelasannya menurut Nettleton (1940), koreksi gaya berat yang perlu dilakukan ada empat macam yaitu :

a)       Koreksi lintang

Pada koreksi ini selalu digunakan suatu titik lintang sebagai dasarnya. Untuk koreksi lintang ini dipakai konstanta K yang besarnya :

K   = 0.8122 sin2θ (mgal/km)

= 1.307 sin2θ (mgal/mil)

b)       Koreksi ketinggian

Koreksi ini dibagi lagi menjadi dua koreksi yaitu koreksi udara bebas (free air correction) dan koreksi Bouguer (Bouguer correction). Besarnya koreksi ketinggian adalah sebagai berikut :

Free air correction = 0.3086 mgal/m.(h) atau 0.09406 mgal/ft.(h)

Bouguer Correction = 0.04185 σ. h (mgal/m) atau 0.01272 σ. h (mgal/ft)

c)       Koreksi topografi (terrain correction)

Untuk koreksi ini menggunakan zona chart yang dibuat oleh Hammer (1939). Harga koreksi dari chart Hammer ini selalu ditambahkan tanpa melihat apakah ada bukit ataupun depresi di sekitar stasiun.

d)      Koreksi pasang surut

Koreksi ini dikontrol oleh adanya gaya tarik antara matahari dan bulan yang berkaitan erat dengan posisinya. Hal ini dapat mempengaruhi pengukuran yang dilakukan dengan gravimeter dikarenakan posisi bulan dan matahari dapat menyebabkan pasang surutnya air laut sehingga koreksi ini perlu dilakukan.





3rd Structure Geology

7 03 2010


Proses Terbentuknya Lipatan

I. PENGERTIAN

Lipatan adalah hasil perubahan bentuk atau volume dari suatu bahan yang ditunjukkan sebagai lengkungan atau kumpulan lengkungan pada unsure garis atau bidang dalam bahan tersebut. Unsur bidang yang disertakan umumnya perlapisan (Hansen 1971, diambil dari Panduan Praktikum 1991). Atau terlipatnya suatu lapisan batuan (Sybil P. Parker, 1984).

Lipatan merupakan salah satu gejala struktur geologi yang amat penting. Struktur lipatan sangat menentukan distribusi batuan dan strujtur bawah permukaan, selain itu lipatan berhubungan erat dengan pola tegasan atau gaya yang berpengaruh di daerah tersebut dan gejaIa struktur yang lain, misalnya sesar.

Cara yang biasa dilakukan dalam analisa lipatan adalah dengan merekonstruksikankan dalam penampang.

Kenampakan – kenampakan dari lipatan sendiri berupa antiformal, sinformal, antiklin, sinklin, antiklinal band, sinklinal band, monoklin, terrace, vertical fold, normal fold, dll.

Untuk menganalisa Iebih lanjut terhadap arah lipatan, bidang sumbu, bentuk lipatan, garis sumbu, penunjaman dan pola tegasan yang berpengaruh terhadap pembentukan lipatan, perlu dilakukan pengukuran secara menyeluruh pada suatu daerah dimana gajala lipatan itu terbentuk. Hasil pengukuran – pengukuran itu disamping disajikan di dalam peta, juga dianalisa dengan menggunakan diagram Beta dan diagram kontur, penggunaan kedua diagram ini pada dasarnya sama, karena tujuan yang akan dicapai adalah kedudukan lipatan dan disinibusi hasil pengukuran yang diplot dalam proyeksi kutub.

II. PROSES TERBENTUK

Lipatan atau terlipatnya suatu lapisan batuan terbentuk biasanya diakibatkan oleh adanya gaya deformasi. Lipatan dikenali dengan lapisan batuan telah mengalami penyimpangan bentuk menjadi bentukan seperti ombak (Sybil P. Parker, 1984). Mekanisme gaya yang menyebabkannya ada 2 macam, yaitu :

1.

Buckling (melipat)             : Disebabkan oleh gaya tekan yang arahnya sejajar dengan arah permukaan lempeng.

2.

Bending (pelengkungan)   : Disebabkan oleh gaya tekan yang arahnya tegak lurus dengan permukaan lempeng.

Pada referensi lainnya, pembentukan lipatan menurut Billings (1986), adanya bentukan lipatan pada umumnya disebabkan karena proses tektonik dan non tektonik.

  1. Tektonik

Proses tektonik ini disebabkan oleh gaya — gaya dalam bumi. Gaya ini adalah gaya tekan hortisontal karena sejajar dengan permukaan bumi. Penyebab utama terbentuknya perlipatan oleh gaya tektonik atau gaya tekan mendatar karena adanya teori – teori sebagai berikut :

a. Teori kontraksi

Teori klasik bahwa bumi semakin lama sesuai waktu geologinya semakin kecil, dengan adanya pendinginan, pembentukan mineral yang lebih padat, dan ekstrusi magma dan lapisan batuan lainnya, maka ada penyesuaian karena pengerutan bumi tersebut dan menghasilkan gaya tekan.

b. Pengapungan Benua

Teori ini bagian dan tektonik lempeng yang menerangkan tentang pemekaran dasar samudera, tumbukan lempeng, pengapungan benua, perlipatan serta patahan yang disebabkan karena adanya aliran konveksi berupa gerakan magma. Karena adanya aliran yang bergerak di sepanjang dasar kerak bumi tersebut menyebabkan kerak bumi terlipat ke bawah dan lapisan yang di atasnya juga ikut terlipat.

c. Pergeseran karena Gaya Berat

Pergeseran ini terjadi karena adanya pengangkatan dari batuan dasar yang membuat batuan dasar retak. Karena terus berlangsung maka retakan menyebabkan patahan yang berurutan hingga karena adanya gaya berat maka lapisan akan bergeser membentuk lipatan.

  1. Non tektonik

Proses ini sebagian besar dihasilkan oleh proses eksogenik, yang antara lain berupa erosi dan deposisi. Proses non-tektonik ini terjadi karena penyebab – penyebab antara lain :

a. Perbedaan Kompaksi Sedimen

Karena adanya perbedaan kekompakan atau keresistensian hingga nanti dalam pengendapan selanjutnya lapisan secara otomatis akan terlipatkan melengkung.

b. Proses Pelarutan

Proses ini terjadi karena bahan kimia yang mengalami pelarutan dapat menghasilkan struktur yang besar, seperti kubah yang terbentuk dan garam yang menumpang.

III. KESIMPULAN

Geologi struktur diartikan sebagai suatu ilmu yang membahas suatu bentuk kerak bumi dan gejala – gejala pembentukannya. Dengan demikian, inti geologi struktur adalah deformasi pada kerak bumi, apa yang menyebabkannya, dan bagaimana akibatnya. Geologi struktur ini merupakan studi mengenal unsur – unsur struktur geologi, yaitu studi tentang perlipatan, rekahan, sesar, dan sebagainya, yang terdapat didalam suatu satuan tektonik. Sehingga struktur geologi, termasuk lipatan ini saling terkait dan saling mempengaruhi struktur geologi satu dengan yang lainnya. Oleh karena itu tidak menutup kemungkinan lipatan ini memyebabkan terjadinya struktur geologi yang lain, semisal sesar, khususnya sesar turun. Kenampakan lipatan dapat juga digunakan untuk interpretasi lapangan berupa mendeterminasi bentuk dan ukuran tubuh batuan dalam suatu daerah/wilayah, dapat mendeterminasi proses – proses fisik yang menghasilkan struktur geologi tersebut, serta mengetahui urut – urutan kejadian geologi pada suatu daerah/wilayah.

<!–[if !mso]> <! st1\:*{behavior:url(#ieooui) } –>

PROSES TERBENTUKNYA LIPATAN

I. PENGERTIAN

Lipatan adalah hasil perubahan bentuk atau volume dari suatu bahan yang ditunjukkan sebagai lengkungan atau kumpulan lengkungan pada unsure garis atau bidang dalam bahan tersebut. Unsur bidang yang disertakan umumnya perlapisan (Hansen 1971, diambil dari Panduan Praktikum 1991). Atau terlipatnya suatu lapisan batuan (Sybil P. Parker, 1984).

Lipatan merupakan salah satu gejala struktur geologi yang amat penting. Struktur lipatan sangat menentukan distribusi batuan dan strujtur bawah permukaan, selain itu lipatan berhubungan erat dengan pola tegasan atau gaya yang berpengaruh di daerah tersebut dan gejaIa struktur yang lain, misalnya sesar.

Cara yang biasa dilakukan dalam analisa lipatan adalah dengan merekonstruksikankan dalam penampang.

Kenampakan – kenampakan dari lipatan sendiri berupa antiformal, sinformal, antiklin, sinklin, antiklinal band, sinklinal band, monoklin, terrace, vertical fold, normal fold, dll.

Gambar 1. Contoh Lipatan 1                                                                          Gambar 2. Contoh Lipatan 2

Gambar 3. Animasi Forced Folds                                    Gambar 4. Animasi Tip-line Folds

Untuk menganalisa Iebih lanjut terhadap arah lipatan, bidang sumbu, bentuk lipatan, garis sumbu, penunjaman dan pola tegasan yang berpengaruh terhadap pembentukan lipatan, perlu dilakukan pengukuran secara menyeluruh pada suatu daerah dimana gajala lipatan itu terbentuk. Hasil pengukuran – pengukuran itu disamping disajikan di dalam peta, juga dianalisa dengan menggunakan diagram Beta dan diagram kontur, penggunaan kedua diagram ini pada dasarnya sama, karena tujuan yang akan dicapai adalah kedudukan lipatan dan disinibusi hasil pengukuran yang diplot dalam proyeksi kutub.

Contoh – contoh lipatan :

Gambar 1. Flexure Folding                                               Gambar 2. Flow Folding

Gambar 3. Shear Folding                                                  Gambar 4. Flexure & Flow Folding

(Peter C. Badgley, 1965 diambil dari Pedoman Praktikum ITB, 1986)

II. PROSES TERBENTUK

Lipatan atau terlipatnya suatu lapisan batuan terbentuk biasanya diakibatkan oleh adanya gaya deformasi. Lipatan dikenali dengan lapisan batuan telah mengalami penyimpangan bentuk menjadi bentukan seperti ombak (Sybil P. Parker, 1984). Mekanisme gaya yang menyebabkannya ada 2 macam, yaitu :

1. Buckling (melipat)             : Disebabkan oleh gaya tekan yang arahnya sejajar dengan arah permukaan lempeng.

Gambar 5. Buckling

2. Bending (pelengkungan)   : Disebabkan oleh gaya tekan yang arahnya tegak lurus dengan permukaan lempeng.

Gambar 6. Bending

Pada referensi lainnya, pembentukan lipatan menurut Billings (1986), adanya bentukan lipatan pada umumnya disebabkan karena proses tektonik dan non tektonik.

  1. Tektonik

Proses tektonik ini disebabkan oleh gaya — gaya dalam bumi. Gaya ini adalah gaya tekan hortisontal karena sejajar dengan permukaan bumi. Penyebab utama terbentuknya perlipatan oleh gaya tektonik atau gaya tekan mendatar karena adanya teori – teori sebagai berikut :

a. Teori kontraksi

Teori klasik bahwa bumi semakin lama sesuai waktu geologinya semakin kecil, dengan adanya pendinginan, pembentukan mineral yang lebih padat, dan ekstrusi magma dan lapisan batuan lainnya, maka ada penyesuaian karena pengerutan bumi tersebut dan menghasilkan gaya tekan.

b. Pengapungan Benua

Teori ini bagian dan tektonik lempeng yang menerangkan tentang pemekaran dasar samudera, tumbukan lempeng, pengapungan benua, perlipatan serta patahan yang disebabkan karena adanya aliran konveksi berupa gerakan magma. Karena adanya aliran yang bergerak di sepanjang dasar kerak bumi tersebut menyebabkan kerak bumi terlipat ke bawah dan lapisan yang di atasnya juga ikut terlipat.

c. Pergeseran karena Gaya Berat

Pergeseran ini terjadi karena adanya pengangkatan dari batuan dasar yang membuat batuan dasar retak. Karena terus berlangsung maka retakan menyebabkan patahan yang berurutan hingga karena adanya gaya berat maka lapisan akan bergeser membentuk lipatan.

  1. Non tektonik

Proses ini sebagian besar dihasilkan oleh proses eksogenik, yang antara lain berupa erosi dan deposisi. Proses non-tektonik ini terjadi karena penyebab – penyebab antara lain :

a. Perbedaan Kompaksi Sedimen

Karena adanya perbedaan kekompakan atau keresistensian hingga nanti dalam pengendapan selanjutnya lapisan secara otomatis akan terlipatkan melengkung.

b. Proses Pelarutan

Proses ini terjadi karena bahan kimia yang mengalami pelarutan dapat menghasilkan struktur yang besar, seperti kubah yang terbentuk dan garam yang menumpang.

III. KESIMPULAN

Geologi struktur diartikan sebagai suatu ilmu yang membahas suatu bentuk kerak bumi dan gejala – gejala pembentukannya. Dengan demikian, inti geologi struktur adalah deformasi pada kerak bumi, apa yang menyebabkannya, dan bagaimana akibatnya. Geologi struktur ini merupakan studi mengenal unsur – unsur struktur geologi, yaitu studi tentang perlipatan, rekahan, sesar, dan sebagainya, yang terdapat didalam suatu satuan tektonik. Sehingga struktur geologi, termasuk lipatan ini saling terkait dan saling mempengaruhi struktur geologi satu dengan yang lainnya. Oleh karena itu tidak menutup kemungkinan lipatan ini memyebabkan terjadinya struktur geologi yang lain, semisal sesar, khususnya sesar turun. Kenampakan lipatan dapat juga digunakan untuk interpretasi lapangan berupa mendeterminasi bentuk dan ukuran tubuh batuan dalam suatu daerah/wilayah, dapat mendeterminasi proses – proses fisik yang menghasilkan struktur geologi tersebut, serta mengetahui urut – urutan kejadian geologi pada suatu daerah/wilayah.

DAFTAR PUSTAKA

Billings M. P., 1979, Structural Geology, Third Edition, Prentice – Hall of India Privated Limited, New Delhi.

Parker, Sybil P., 1984, McGraw – Hill Dictionary of  Earth Sciences, McGraw – Hill Book Company 1221 Avenue of the Americas, New York.

Soetoto, 1994, Geologi Struktur, Laboratorium Geologi Dinamik Jurusan Teknik Geologi Fakultas Teknik Universitas Gadjah Mada, Yogyakarta

Staf Asisten Geologi Struktur, 1991, Petunjuk Praktikum Geologi Struktur, Departemen Pendidikan dan Kebudayaan Universitas Gadjah Mada Fakultas Teknik Jurusan Teknik Geologi, Yogyakarta.

Staf Asisten Geologi Struktur, 1984, Pedoman Praktikum Geologi Struktur, KBK Geologi Dinamis Jurusan Teknik Geologi Fakultas Teknologi Mineral Institut Teknologi Bandung, Bandung.





2nd Stucture Geology

6 03 2010

Klasifikasi Lipatan (Billings;1986)


  • Berdasarkan bentuk penampang tegak :

Lipatan simetri :lipatan dimana axial plane-nya vertikal

Lipatan asimetri :lipatan dimana axial plane-nya condong

Overturned fold :lipatan dimana axial plane-nya condong dan kedua sayapnya miring ke arah yang sama dan biasanya pada sudut yang berbeda

Recumbent fold :lipatan dimana axial plane-nya horizontal

Vertical isoclinal fold :lipatan dimana axial plane-nya vertical

Isoclined isoclinal fold :lipatan dimana axial plane-nya condong

Recumbent isoclinal fold :lipatan dimana axial plane-nya horizontal

Chevron fold :lipatan dimana hinge-nya tajam dan menyudut

Box fold :lipatan dimana crest-nya luas dan datar

Fan fold :lipatan dimana sayapnya membalik

Monocline :lipatan dimana kemiringan lapisan secara lokal terjal

Structure terrace :lipatan dimana kemiringan lapisan secara lokal dianggap horizontal

Homocline :lapisan yang miring dalam satu arah pada sudut yang relatif sama

  • Berdasarkan intensitas lipatan :

Open fold :lipatan yang lapisannya tidak mengalami penebalan atau penipisan karena deformasi yang lemah

Closed fold :lipatan yang lapisannya mengalami penebalan atau penipisan karena deformasi yang kuat

Drag fold :lipatan-lipatan kecil yang terbentuk pada sayap-sayap lipatan yang besar akibat terjadinya pergeseran antara lapisan kompeten dengan lapisan tak kompeten

En enchelon fold :beberapa lipatan yang sifatnya lokal dan saling overlap satu dengan yang lain

Culmination dan depression :lipatan-lipatan yang menunjam pada arah yang berbeda, sehingga terjadi pembubungan dan penurunan

Anticlinorium :yaitu antiklin mayor yang tersusun oleh beberapa lipatan yang lebih kecil

Synclinorium :yaitu sinklin mayor yang tersusun oleh beberapa lipatan yang lebih kecil

  • Berdasarkan sifat lipatan dan kedalaman :

Similar fold :lipatan yang tiap lapisannya lebih tipis pada sayapnya dan lebih tebal pada hinge-nya

Paralel/concentric fold :lipatan dengan anggapan bahwa ketebalan lapisan tidak berubah selama perlipatan

Pierching/diaphiric fold :lipatan dimana intinya yang aktif telah menerobos melalui batuan diatasnya yang lebih rapuh

Supratenuous fold :lipatan yang terbentuk karena adanya perbedaan kompaksi sedimen pada saat pengendapan terjadi di punggung bukit

Disharmonic fold :lipatan yang bentuknya tak seragam dari lapisan ke lapisan

  • Berdasarkan kedudukan axial surface dan hinge line :

Horizontal normal :lipatan dimana kedudukan axial surface vertikal dan hinge line horizontal

Plunging normal :lipatan dimana kedudukan axial surface vertikal dan hinge line menunjam

Horizontal inclined :lipatan dimana kedudukan axial surface miring dan hinge line horizontal

Plunging inclined :lipatan dimana kedudukan axial surface miring dan hinge line menunjam, tetapi jurus axial plane miring terhadap sumbu lipatan

Reclined :lipatan dimana kedudukan axial surface miring dan hinge line menunjam, tetapi jurus axial plane tegak lurus terhadap sumbu lipatan

Vertical :lipatan dimana kedudukan axial surface dan hinge line vertical

Recumbent :lipatan dimana kedudukan axial surface dan hinge line horizontal








Follow

Get every new post delivered to your Inbox.