GEOLOGI ZONA REMBANG

1.       Geomorfologi

Zona ini meliputi pantai utara Jawa yang membentang dari Tuban ke arah timur melalui Lamongan, Gresik, dan hampir keseluruhan Pulau Madura. Merupakan daerah dataran yang berundulasi dengan jajaran perbukitan yang berarah barat-timur dan berselingan dengan dataran aluvial. Lebar rata-rata zona ini adalah 50 km dengan puncak tertinggi 515 m (Gading) dan 491 (Tungangan). Litologi karbonat mendominasi zona ini. Aksesibilitas cukup mudah dan karakter tanah keras.

Jalur Rembang terdiri dari pegunungan lipatan berbentuk Antiklinorium yang memanjang ke arah Barat – Timur, dari Kota Purwodadi melalui Blora, Jatirogo, Tuban sampai Pulau Madura. Morfologi di daerah tersebut dapat dibagi menjadi 3 satuan, yaitu Satuan Morfologi dataran rendah, perbukitan bergelombang dan Satuan Morfologi perbukitan terjal, dengan punggung perbukitan tersebut umumnya memanjang berarah Barat – Timur, sehingga pola aliran sungai umumnya hampir sejajar (sub-parallel) dan sebagian berpola mencabang (dendritic). Sungai utama yang melewati daerah penyelidikan yaitu S. Lusi, yang mengalir ke arah Baratdaya, melalui Kota Blora dan bermuara di Bengawan Solo.

2.       Stratigrafi

Menurut Sutarso dan Suyitno (1976), secara fisiografi daerah penelitian termasuk dalam Zona Rembang yang merupakan bagian dari cekungan sedimentasi Jawa Timur bagian Utara (East Java Geosyncline). Cekungan ini terbentuk pada Oligosen Akhir yang berarah Timur – Barat hampir sejajar dengan Pulau Jawa (Van Bemmelen, 1949).

Menurut Koesoemadinata (1978), cekungan Jawa Timur bagian Utara lebih merupakan geosinklin dengan ketebalan sedimen Tersier mungkin melebihi 6000 meter. Suatu hal yang khas dari cekungan Jawa Timur bagian Utara berarah Timur-Barat dan terlihat merupakan gejala tektonik Tersier Muda.

Tiga tahap orogenesa telah dikenal berpengaruh terhadap pengendapan seri batuan Kenozoikum di Indonesia (Van Bemmelen, 1949). Yang pertama terjadi di antara interval Kapur Akhir – Eosen Tengah, kedua pada Eosen Tengah (Intramiocene Orogeny) dan ketiga terjadi pada Plio-Pleistosen. Orogenesa yang terjadi pada Miosen Tengah ditandai oleh peristiwa yang penting di dalam distribusi sedimen dan penyebaran flora dan fauna, terutama di daerah Indonesia bagian Barat dan juga menyebabkan terjadinya fase regresi (susut laut) yang terjadi dalam waktu singkat di Jawa dan daerah Laut Jawa. Fase orogenesa Miosen Tengah ditandai juga oleh hiatus di daerah Cepu dan dicirikan oleh perubahan fasies yaitu dari fasies transgresi menjadi fasies regresi di seluruh Zona Rembang. Selain hal tersebut diatas, fase orogenesa ini ditandai oleh munculnya beberapa batuan dasar Pra – Tersier di daerah pulau Jawa Utara (Van Bemmelen, 1949).

Perbedaan yang mencolok perihal sifat litologi dari endapan – endapan yang berada pada Mandala Kendeng, Mandala Rembang, dan Paparan laut Jawa yaitu sedimen. Mandala Kendeng pada umumnya terisi oleh endapan arus turbidit yang selalu mengandung batuan piroklastik dengan selingan napal dan batuan karbonat serta merupakan endapan laut dalam. Umumnya sedimen-sedimen tersebut terlipat kuat dan tersesar sungkup ke arah Utara, sedangkan Mandala Rembang memperlihatkan batuan dengan kadar pasir yang tinggi disamping meningkatnya kadar karbonat serta menghilangnya endapan piroklastik.

Sedimen-sedimen Mandala Rembang memberi kesan berupa endapan laut dangkal yang tidak jauh dari pantai dengan kedalaman dasar laut yang tidak seragam. Hal ini disebabkan oleh adanya sesar-sesar bongkah (Block faulting) yang mengakibatkan perubahan-perubahan fasies serta membentuk daerah tinggian atau rendahan. Daerah lepas pantai laut Jawa pada umumnya ditempati oleh endapan paparan yang hampir seluruhnya terdiri dari endapan karbonat.

Mandala Rembang menurut sistem Tektonik dapat digolongkan ke dalam cekungan belakang busur (retro arc back arc) (Dickinson, 1974) yang terisi oleh sedimen-sedimen berumur Kenozoikum yang tebal dan menerus mulai dari Eosen hingga Pleistosen. Endapan berumur Eosen dapat diketahui dari data sumur bor (Pringgoprawiro, 1983).

Litostratigrafi Tersier di Cekungan Jawa Timur bagian Utara banyak diteliti oleh para pakar geologi diantaranya adalah Trooster (1937), Van Bemmelen (1949), Marks (1957), Koesoemadinata (1969), Kenyon (1977), dan Musliki (1989) serta telah banyak mengalami perkembangan dalam susunan stratigrafinya. Kerancuan tatanama satuan Litostratigrafi telah dibahas secara rinci oleh Pringgoprawiro (1983) dimana susunan endapan sedimen di Cekungan Jawa Timur bagian Utara dimasukkan kedalam stratigrafi Mandala Rembang dengan urutan dari tua ke muda yaitu Formasi Ngimbang, Formasi Kujung, Formasi Prupuh, Formasi Tuban, Formasi Tawun, Formasi Bulu, Formasi Ledok, Formasi Mundu, Formasi Lidah dan endapan yang termuda disebut sebagai endapan Undak Solo.

Anggota Ngrayong Formasi Tawun dari Pringgoprawiro (1983) statusnya ditingkatkan menjadi Formasi Ngrayong oleh Pringgoprawiro, 1983. Anggota Selorejo Formasi Mundu (Pringgoprawiro, 1983) statusnya ditingkatkan menjadi Formasi Selorejo oleh Pringgoprawiro (1985) serta Djuhaeni dan Martodjojo (1990). Sedangkan Formasi Lidah mempunyai tiga anggota yaitu Anggota Tambakromo, Anggota Malo (sepadan dengan Anggota Dander dari Pringgoprawiro, 1983) dan Anggota Turi (Djuhaeni, 1995).

Rincian stratigrafi Cekungan Jawa Timur bagian Utara dari Zona Rembang yang disusun oleh Harsono Pringgoprawiro (1983) terbagi menjadi 15 (lima belas) satuan yaitu Batuan Pra – Tersier, Formasi Ngimbang, Formasi Kujung, Formasi Prupuh, Formasi Tuban, Formasi Tawun, Formasi Ngrayong, Formasi Bulu, Formasi Wonocolo, Formasi Ledok, Formasi Mundu, Formasi Selorejo, Formasi Paciran, Formasi Lidah dan Undak Solo. Pembahasan masing – masing satuan dari tua ke muda adalah sebagai berikut :

2.1. Formasi Tawun

Formasi Tawun mempunyai kedudukan selaras di atas Formasi Tuban, dengan batas Formasi Tawun yang dicirikan oleh batuan lunak (batulempung dan napal). Bagian bawah dari Formasi Tawun, terdiri dari batulempung, batugamping pasiran, batupasir dan lignit, sedangkan pada bagian atasnya (Anggota Ngrayong) terdiri dari batupasir yang kaya akan moluska, lignit dan makin ke atas dijumpai pasir kuarsa yang mengandung mika dan oksida besi. Penamaan Formasi Tawun diambil dari desa Tawun, yang dipakai pertama kali oleh Brouwer (1957). Formasi Tawun memiliki penyebaran luas di Mandala Rembang Barat, dari lokasi tipe hingga ke Timur sampai Tuban dan Rengel, sedangkan ke Barat satuan batuan masih dapat ditemukan di Selatan Pati. Lingkungan pengendapan Formasi Tawun adalah paparan dangkal yang terlindung, tidak terlalu jauh dari pantai dengan kedalaman 0 – 50 meter di daerah tropis. Formasi Tawun merupakan reservoir minyak utama pada Zona Rembang. Berdasarkan kandungan fosil yang ada, Formasi Tawun diperkirakan berumur Miosen Awal bagian Atas sampai Miosen Tengah.

2.2. Formasi Ngrayong

Formasi Ngrayong mempunyai kedudukan selaras di atas Formasi Tawun. Formasi Ngrayong disusun oleh batupasir kwarsa dengan perselingan batulempung, lanau, lignit, dan batugamping bioklastik. Pada batupasir kwarsanya kadang-kadang mengandung cangkang moluska laut. Lingkungan pengendapan Formasi Ngrayong di daerah dangkal dekat pantai yang makin ke atas lingkungannya menjadi littoral, lagoon, hingga sublittoral pinggir. Tebal dari Formasi Tawun mencapai 90 meter. Karena terdiri dari pasir kwarsa maka Formasi Tawun merupakan batuan reservoir minyak yang berpotensi pada cekungan Jawa Timur bagian Utara. Berdasarkan kandungan fosil yang ada, Formasi Ngrayong diperkirakan berumur Miosen Tengah.

2.3. Formasi Bulu

Formasi Bulu secara selaras berada di atas Formasi Ngrayong. Formasi Bulu semula dikenal dengan nama ‘Platen Complex’ dengan posisi stratigrafi terletak selaras di atas Formasi Tawun dan Formasi Ngrayong. Ciri litologi dari Formasi Bulu terdiri dari perselingan antara batugamping dengan kalkarenit, kadang – kadang dijumpai adanya sisipan batulempung. Pada batugamping pasiran berlapis tipis kadang-kadang memperlihatkan struktur silang siur skala besar dan memperlihatkan adanya sisipan napal. Pada batugamping pasiran memperlihatkan kandungan mineral kwarsa mencapai 30 %, foraminifera besar, ganggang, bryozoa dan echinoid. Formasi ini diendapkan pada lingkungan laut dangkal antara 50 – 100 meter. Tebal dari formasi ini mencapai 248 meter. Formasi Bulu diperkirakan berumur Miosen Tengah bagian atas.

2.4. Formasi Wonocolo

Lokasi tipe Formasi Wonocolo tidak dinyatakan oleh Trooster, 1937,  kemungkinan berasal dari desa Wonocolo, 20 km Timur Laut Cepu. Formasi Wonocolo terletak selaras di atas Formasi Bulu, terdiri dari napal pasiran dengan sisipan kalkarenit dan kadang-kadang batulempung. Pada napal pasiran sering memperlihatkan struktur parallel laminasi. Formasi Wonocolo diendapkan pada kondisi laut terbuka dengan kedalaman antara 100 – 500 meter. Tebal dari formasi ini antara 89 meter sampai 339 meter. Formasi Wonocolo diperkirakan berumur Miosen Akhir bagian bawah sampai Miosen Akhir bagian tengah.

 

Gambar-1. Kolom Stratigrafi Mandala Rembang (Harsono Pringgoprawiro, 1983)

1.       Struktur Geologi

Pada masa sekarang (Neogen – Resen), pola tektonik yang berkembang di Pulau Jawa dan sekitarnya, khususnya Cekungan Jawa Timur bagian Utara merupakan zona penunjaman (convergent zone), antara lempeng Eurasia dengan lempeng Hindia – Australia (Hamilton, 1979, Katili dan Reinemund, 1984, Pulonggono, 1994).

Evolusi tektonik di Jawa Timur bisa diikuti mulai dari Jaman Akhir Kapur (85 – 65 juta tahun yang lalu) sampai sekarang (Pulonggono, 1990). Secara ringkasnya, pada cekungan Jawa Timur mengalami dua periode waktu yang menyebabkan arah relatif jalur magmatik atau pola tektoniknya berubah, yaitu pada jaman Paleogen (Eosen – Oligosen), yang berorientasi Timur Laut – Barat Daya (searah dengan pola Meratus).

Pola ini menyebabkan Cekungan Jawa Timur bagian Utara, yang merupakan cekungan belakang busur, mengalami rejim tektonik regangan yang diindikasikan oleh litologi batuan dasar berumur Pra – Tersier menunjukkan pola akresi berarah Timur Laut – Barat Daya, yang ditunjukkan oleh orientasi sesar – sesar di batuan dasar, horst atau sesar – sesar anjak dan graben atau sesar tangga. Dan pada jaman Neogen (Miosen – Pliosen) berubah menjadi relatif Timur – Barat (searah dengan memanjangnya Pulau Jawa), yang merupakan rejim tektonik kompresi, sehingga menghasilkan struktur geologi lipatan, sesar – sesar anjak dan menyebabkan cekungan Jawa Timur Utara terangkat (Orogonesa Plio – Pleistosen) (Pulonggono, 1994). Khusus di Cekungan Jawa Timur bagian Utara, data yang mendukung kedua pola tektonik bisa dilihat dari data seismik dan dari data struktur yang tersingkap.

Menurut Van Bemmelen (1949), Cekungan Jawa Timur bagian Utara (North East Java Basin) yaitu Zona Kendeng, Zona Rembang – Madura, Zona Paparan Laut Jawa (Stable Platform) dan Zona Depresi Randublatung.

Keadaan struktur perlipatan pada Cekungan Jawa Timur bagian Utara pada umumnya berarah Barat – Timur, sedangkan struktur patahannya umumnya berarah Timur Laut – Barat Daya dan ada beberapa sesar naik berarah Timur – Barat. Zona pegunungan Rembang – Madura (Northern Java Hinge Belt) dapat dibedakan menjadi 2 bagian yaitu bagian Utara (Northern Rembang Anticlinorium) dan bagian Selatan (Middle Rembang Anticlinorium).

Bagian Utara pernah mengalami pengangkatan yang lebih kuat dibandingkan dengan di bagian selatan sehingga terjadi erosi sampai Formasi Tawun, bahkan kadang – kadang sampai Kujung Bawah. Di bagian selatan dari daerah ini terletak antara lain struktur – struktur Banyubang, Mojokerep dan Ngrayong.

agian Selatan (Middle Rembang Anticlinorium) ditandai oleh dua jalur positif yang jelas berdekatan dengan Cepu. Di jalur positif sebelah Utara terdapat lapangan – lapangan minyak yang penting di Jawa Timur, yaitu lapangan : Kawengan, Ledok, Nglobo Semanggi, dan termasuk juga antiklin – antiklin Ngronggah, Banyuasin, Metes, Kedewaan dan Tambakromo. Di dalam jalur positif sebelah selatan terdapat antiklinal-antiklinal / struktur-struktur Gabus, Trembes, Kluweh, Kedinding – Mundu, Balun, Tobo, Ngasem – Dander, dan Ngimbang High. Sepanjang jalur Zona Rembang membentuk struktur perlipatan yang dapat dibedakan menjadi 2 bagian, yaitu :

a.       Bagian Timur, dimana arah umum poros antiklin membujur dari Barat Laut – Timur Tenggara.

b.    Bagian Barat, yang masing – masing porosnya mempunyai arah Barat – timur dan secara umum

       antiklin-antiklin tersebut menunjam baik ke arah barat ataupun ke arah timur.

 


















Untuk lebih jelasnya file dapat didownload di. 

http://www.4shared.com/office/1KARUegU/Geologi_Zona_Rembang-Jabar.html

SESAR (FAULT)

1.       Definisi-Definisi didalam Sesar

1.1. Sesar adalah rekahan atau zona rekahan pada batuan yang memperlihatkan peregeseran. Pergeseran pada sesar bisa terjadi sepanjang garis lurus (translasi) atau terputar (rotasi). Sesar merupakan struktur bidang dimana kedudukannya dinyatakan dalam jurus dan kemiringan.

1.2. Separation (pergeseran relatif semu) adalah jarak yang terpisah oleh sesar dan diukur pada bidang sesar. Komponen dari sparation dapat diukur pada arah tertentu, umumnya sejajar jurus atau arah kemiringan bidang sesar.

1.3. Slip (pergeseran relatif sebenarnya) adalah pergeseran relatif sebenarnya pada sesar, diukur dari blok satu keblok yang lain pada bidang sesar dan merupakan pergeseran titik-titik yang sebelumnya berimpit. Total pergeseran disebut juga ”Net slip”.

1.4. Throw (loncatan vertikal) adalah jarak yang diukur pada bidang vertikal dari slip/sparation.

1.5. Heave (loncatan Horizontal) adalah jarak yang diukur pada bidang horizontal.

1.6. Footwall adalah blok tubuh batuan yang terletak dibawah bidang sesar.

1.7. Hangingwall adalah blok tubuh batuan yang terletak di atas bidang sesar.

2.       Klasifikasi Sesar

Sesar dapat diklasifikasikan dengan pendekatan geometri yang berbeda. Beberapa klasifikasi diantaranya adalah:

ü  Berdasarkan hubungan dengan struktur lain (sesar bidang perlapisan, sesar longitudinal, sesar transversal).

ü  Berdasarkan pola kumpulan seasar (sesar radial, sesar pralel, sesar en echelon).

Aspek terpenting dari geometri sesar adalah pergeseran. Atas dasar ini, sesar dapat diklasifikasikan sebagi berikut:

A.      Berdasarkan Sifat Pergerakan Relatif Semu

1.       Strike separation fault adalah pergeseran relatif semu searah dengan jurus bidang sesar, yang terdiri dari:

a.       Strike left separation fault

Jika kita berdiri disuatu blok dari suatu sesar maka akan terlihat jejak pergeseran semu pada blok yang lain bergeser kearah kiri.

b.       Strike right separation fault

Jika kita berdiri disuatu blok dari suatu sesar maka akan terlihat jejak pergeseran semu pada blok yang lain bergeser kearah kanan.

2.       Dip separation fault adalah pergeseran relatif semu searah dengan kemiringan bidang sesar, yang terdiri dari :

a.       Normal sparation fault

Jika sesar dilihat penampang vertikal, jejak pergeseran pada footwall ditemukan d8i atas jejak yang sama pada hangingwall.

b.       Reverse separation fault

Jika sesar di lihat pada penampang vertikal, jejak pergeseran pada footwall dtemukan di bawah jejak yang sama pada hangingwall.

B.      Berdasarkan Sifat Pergeseran Relatif Sebenarnya

1.       Strike slip fault adalah pergeseran relatif semu sesarh dengan jurus bidang sesar, yang etrdiri dari:

a.       Strike left slip fault

Jika kita berdiri di suatu blok dari suatu sesar maka akan terletak jejak pergeseran sebenarnya pada blok yang lain bergeser kearah kiri.

b.       Strike right slip fault

Jika kita berdiri di suatu blok dari suatu seasr maka akan terlihat jejak pergeseran sebenarnya pada blok yang lain bergeser kearah kanan.

2.       Dip Slip fault adalah pergeseran relatif sebenarnya searah dengan kemiringan bidang sesar, yang terdiri dari:

a.       Normal slip fault

Blok hangingwall relatif turun terhadap footwall.

b.       Reverse slip fault

Blok hangingwall bergerak relatif naik terhadap footwall.

Untuk sesar vertical : tentukan salah satu blok relative bergerak terhadap blok lain, contoh “Vertikal dip slip fault”.

3.  Oblique slip fault adalah pergeseran miring relative sebernarnya terhadap bidang sesar. Untuk penamaan sesar ini dipakai kombinasi istilah “dip slip dan strike slip” seperti dibawah ini

a.       Normal left slip fault.

b.       Normal right slip fault.

c.       Reverse left slip fault.

d.       Reverse right slip fault.

e.       Vertical oblique slip fault.

4.     Sesar Rotasi adalah yeng memperlihatkan pergeseran berputar pada bidang sesarnya.

a.      Clokwise rotation fault.

Blok yang berlawanan bergerak searah jarum jam.

b.      Anticlokwise rotation fault.

Blok yang berlawanan bergerak berlawanan arah jarum jam.

3.       Analisa Struktur Sesar

Sesar adalah struktur rekahan yang telah mengalami pergeseran. Sifat pergeserannya dapat bermacam-macam, mendatar, miring (oblique), naik dan turun. Didalam mempelajari struktur sesar, disamping geometrinya yaitu, bentuk, ukuran, arah, dan polanya, yang penting juga untuk diketahui adalah mekanisme pergerakannya.

 

4.       Sesar dan Struktur Penyerta

Gejala sesar seringkali disertai dengan gejala struktur yang lain, misalnya kekar, lipatan, drag fold (lipatan seretan), breksiasi abibat sesar, milonit, filonit dan sebagainya. Struktur-struktur ini sangat penting untuk membantu didalam analisis tentang pergerakan sesar.

4.1. Kekar dan Urat (vein)

Kekar adalah gejala yang umum terdapat dalam batuan. Kekar dapat terbentuk karena tektonik (deformasi) dan dapat terbentuk juga secara non tektonik (pada saat diagenesa, proses pendinginan dsb). Dalam hal ini kita membatasi pada jenis kekar yang terbentuk secara tektonik.

Kekar merupakan salah satu struktur yang sulit diamati, sebab kekar dapat terbentuk pada setiap waktu kejadian geologi, misalnya sebelum terjadinya suatu lipatan,atau terbentuknya semua struktur tersebut. Hal ini yang juga merupakan kesulitan adalah tidak adanya atau relatif kecil pergeseran dari kekar, sehingga tidak dapat ditentukan kelompok mana yang terbentuk sebelum dan sesudahnya.

Secara kejadiannya (genetik) kekar dapat dibedakan menjadi 2 jenis yaitu:

a.   Kekar gerus (shear fracture) : adalah rekahan yang bidang-bidangnya terbentuk karena adanya kecenderungan untuk salin bergeser (sghearing).

b.    Kekar tarik (extention fractire) : adalah rekahan yang bidang-bidangnya terbentuk karena adanya kecenderungan untuk saling menarik (meregang).

Extension farcture dapat dibendakan sebagai:

ü  Tension fracture : ialah kekar tarik yang bidang rekahnya searah dengan arah tegasan.

ü  Relese fracture : ialah rekekar yang terbentuk akibat hilangnya atau pengurangan tekanan dan tegak lurus terhadap gaya utama.

4.2.  Breksi sesar dan Milonit

Bidang sesar biasanya trerisi oleh bahan-bahan faregmental yang disebut ”Breksi sesar”. Adakaalanya bahan ini agak lunak dan hancur yang disebut sebagai ”Gouge”, juga pada batuan metamorf menunjukkan lembar-lembar yang berupa struktur aliran. Pada bagian yang sangat intensif tingkat kehancurannya 9deformasi), zona sesar dapat berupa serbuk berbutir halus dan lunak yang disebut ”milonit”.

Gejala-gejala ini merupakan bukti-bukti yang dapat dipakai untuk menduga kelurusan dan kemenerusan dari jalur sesar. Arah-arahnya misalnya didapatkan dari orientasi memanjangnya fragmen atau jalur breksiasi, arah bidang-bidang gerusan (shearing) dan milonit dan sebagainy. Arah ini akan membantu untuk menentukan bidang sesar.

4.3. Struktur seretan (drag)

Struktur seretan (fault drag atau drag fold) adalah gejala penyerta disekitar bidang sesar yang terbentuk akibat pergerakan sesar. Struktur ini dapat menunjukkan gerak relatif sebenarnya. Struktur ini tampak pada perlapisan atau bidang foliasi. Ada 2 macam seretan (drag) yang dapat terbentuk yaitu ”seretan normal” (normal fold) dan ”seretan naik” (reverse drag).

4.4. Cermin sesar (slickensides) dan Gores garis (striation)

Slickensides atau cermin sesar adalah gejala yang tampak pada permukaan bidang-bidang yang tergeser. Dapat terbentuk pada bidang sesar atau bidang-bidang kekar yang menyertainya. Struktur tersebut merupakan bidang-bidang halus, dan goresan-goresan (striations) yang seolah-olah dipoles. Seringkali disertai dengan jenjang-jenjang (steps), yang merupakan kekar yang terbentuk akibat gerak relatif dari bidang itu.

5.       Metoda hukum dihedral (didres droitis)

Setiap bidang sesar dapat dibagi oleh bidnag bantu (plan auxiliaire) menjadi empat dihedral (diedres droitis). Bidang bantu adalah bidang yang tegaklurus kepada tegasan gerus dan gores-garis serta mengandung tegasan normal (σn ).

Dua dehedra yang berlawanan disebut dominan tekanan (compression) dan dua yang lainnya disebut tarikan (extension) sebagai fungsi dari arah pergerakan sesar.Dinyatakan secara jelas sebagi dihedral pendekatan (shortening) diamana terdapat (σ1 )dan dihedral pemanjangan (lengtening) dimana terdapat (σ3).

Istilah-istilah tersebit sangat umum dalam seismologi terutama pada perhitungan mekanisme pusat gempa(focal mecanism). Dalam menyajikan metoda tersebut diterapkan dan dibenarkan penggunaan hukum-hukum dihedral (diedres droitis) pada aplikasi penelitian tentang kondisi mekanik yangs esuai dengan satu proses gempa bumi (seismik).

6.       Beberapa Konsep dalam interpretasi struktur

Interpretasi struktur dapat dilakukan pada skala yang beragam, padaskala yang mikro, pada suatu jalur sesar sampai pada suatu wilayah. Untuk itu perlu dibuat batasan dan asumsi untuk menerapkan teori-teori yang ada. Salah satu kendala lain didalam interpretasi struktur adalah batasan ”waktu”, yaitu kejadian atau generasi dari struktur tersebut. Oleh karena itu perlu diperhatikan apabila dari beberapa struktur yang ada berlainan waktu kejadiannya, artinya berbeda sejarah tektoniknya.

Beberapa konsep dikembangkan diantaranya oleh Moody dan Hill (1956) yang membahas tentang urutan kejadian struktur berdasarkan arah tegasan atau gaya yang bekerja pada suatu wilayah. Konsep lain dikembangkan oleh Tchalenko (1970) dan Harding (1973) yang menjelaskan bahwa pada gerak sesar mendatar, gejala yang terdapat pada jalur sesar adalah komponen gerak kopel yang bekerja akibat seasar tersebut. Gerak kopel tersebut menghasilkan komponen tarik atau extension (E) dan komponen tekan atau compression (C).

Perbedaan dari model Moody dan Hill dan Harding adalah arah gaya pembentukknya. Bila Moody dan Hill mebngunakan pure shear sebagai gaya penyebab terbentuknya shear. Sedangkan Harding mengunakan simple shear.

 

7.       Penyelesaian Geometri didalam pergerakan sesar

Prinsip ataupun model tentang kinematika dan dinamika struktur seringkali, dan akan lebih mudah ditampilkan dalam gambaran dua dimensi, yaitu pada tampak peta penampang. Bebrapa contoh yang dipakai sebagai analisis pergerakan sesar diantaranya

a.   Hubungan antara tegasan utama dan pola kekar gerus yang berpasangan atau sesar mendatar utama.

b.  Hubungan antara sesar atau jalur sesar dengan struktur kekar (tension gash dan shear) atau lipatanminor yang menyertainya.

c.     Hubungan antara dan pola keterakan (strain ellips) didalam jalur sesar.

Dari bebrapa prinsip ini secara teoritis dapat diketahui sifat gerak sesar sebenarnya (slip). Didalam skala kecil sifat gerak sebenarnya ini misalnyadapat terlihatpada gores-garis (striations) pada cermin sesar (slickenside). Pada kasusu yang lebih umum, kedudukan dan sifat gerak ini harus ditentukan dengan menerapkan kaidah teori atau model yang berlaku. Gerak suatu sesar tidak selau mutlak mendatar seperti tampak pada peta, normal atau naik apada penampang, akan tetapi dapat bervariasi antara ketiga jenis geraktersebut. Oleh karenaitu kaidah atau model dan interpretasi gerak sesar sebenarnya harus dapat dibatyangkan dalam gambar tiga dimensi.

8.       Penentuan Pergeseran Blok Sesar

Pada bidang sesar dan blok sesar (dapat berupa hanging wall atau foot wall) sering terdapat petununjuk yang mengidentifikasikan adanya pergeseran. Petunjuk dapat berupa kenampakan fisik yang sejajar atau tegak lurus pergeseran pada bidang sesar (gores garis, tensison gash, compression fracture, rekristalisasi, fault step dsb.) Berdasarkan pengamatan kenampakan fisik tersebut secara teliti akan dapat membantu untuk penentuan pergeseran sewaktu sesar terbentuk.

9.       Penentuan Arah Tegasan

Tegasan yang menyebabkan terjadinya sesar dapat ditetapkan secara grafis melaui bantuan proyeksi stereografis. Data yang diperlukan adalah kedudukan bidang sesar ( jurus dan kemiringan), sudut pitch gores garis dan arahnya, jenis pergeseran sinistral dan dekstral). Tegasan σ2 terletak pada bidang sesar dan tegak lurus gores garis (bidang B). Tegasan σ1 dan σ3 terletak pada bidang yang tegak lurus σ2 (bidang T). Dengan demikian bidang B dan T saling tegak lurus, sehingga σ2 menjadi tegak lurus σ1 dan σ3. Bidang T dan bidang sesar saling tegak lurus, keduanya berpotongan menuruti gores garis.

Kedudukan σ1 memebentuk sudut lancip terhadap gores garis. Sesar terbentuk melalui bidang retakan yang sebelumnya telah ada. Kedudukan sesar sangat dipengaruhi oleh kedudukan kekar yang telah ada sebelumnya. Kedudukan kekar pada batuan dapat beragam, sehingga apabila berkembang menjadi sesar karan adanya tegasan tektonik dengan satu arah tertentu, maka sesar yang akan dihasilkan dapAt beragam pula jenisnya, yaitu dapat menjadi sesar naik, turun dan geser mendatar. Jenis pergeserannya juga dapat mengiri dan menganan. Dengan demikian dapat juga ditemukan pada satu singkapan adanya sesar minor yang beda jenis maupun macam pergeserannya meskipun penyebabnya adalh tegasan tektonik yang masih sama.

Selengkapnya dapat didownload di-

http://www.4shared.com/office/fw5XCPN5/SESAR__FAULT_.html

PROSES PEMBENTUKAN BATUAN METAMORF SERTA TIPE-TIPE METAMORFISME

1.       Proses Pembentukan Batuan Metamorf

Batuan metamorf merupakan batuan hasil malihan dari batuan yang telah ada sebelumnya yang ditunjukkan dengan adanya perubahan komposisi mineral, tekstur dan struktur batuan yang terjadi pada fase padat (solid rate) akibat adanya perubahan temperatur, tekanan dan kondisi kimia di kerak bumi (Ehlers and Blatt, 1982).

Jadi batuan metamorf terjadi karena adanya perubahan yang disebabkan oleh proses metamorfosa. Proses metamorfosa merupakan suatu proses pengubahan batuan akibat perubahan tekanan, temperatur dan adanya aktifitas kimia fluida/gas atau variasi dari ketiga faktor tersebut. Proses metamorfosa merupakan proses isokimia, dimana tidak terjadi penambahan unsur-unsur kimia pada batuan yang mengalami metamorfosa. Temperatur berkisar antara 200⁰ C – 800⁰ C, tanpa melalui fase cair (Diktat Praktikum Petrologi, 2006).

Faktor-faktor yang menyebabkan terjadinya metamorfosa adalah perubahan temperatur, tekanan dan adanya aktifitas kimia fluida atau gas (Huang, 1962). Perubahan temperatur dapat terjadi oleh karena berbagai macam sebab, antara lain oleh adanya pemanasan akibat intrusi magmatit dan perubahan gradien geothermal. Panas dalam skala kecil juga dapat terjadi akibat adanya gesekan atau friksi selama terjadinya deformasi suatu massa batuan. Pada batuan silikat batas bawah terjadinya metamorfosa pada umumnya pada suhu 150⁰ C +  50⁰C yang ditandai dengan munculnya mineral-mineral Mg-carpholite, Glaucophane, Lawsonite, Paragonite, Prehnite atau Slitpnomelane. Sedangkan batas atas terjadinya metamorfosa sebelum terjadi pelelehan adalah berkisar 650⁰C-1.100⁰C, tergantung pada jenis batuan asalnya (Bucher & Frey, 1994).

Tekanan yang menyebabkan terjadinya suatu metamorfosa bervariasi dasarnya. Metamorfosa akibat intrusi magmatik dapat terjadi mendekati tekanan permukaan yang besarnya beberapa bar saja. Sedangkan metamorfosa yang terjadi pada suatu kompleks ofiolit dapat terjadi dengan tekanan lebih dari 30-40 kBar (Bucher & Frey, 1994).

Aktivitas kimiawi fluida dan gas yang berada pada jaringan antara butir batuan, mempunyai peranan yang penting dalam metamorfosa. Fluida aktif yang banyak berperan adalah air beserta karbon dioksida, asam hidroklorik dan hidroflorik. Umumnya fluida dan gas tersebut bertindak sebagai katalis atau solven serta bersifat membentuk reaksi kimia dan penyetimbang mekanis (Huang WT, 1962).

2.       Tipe-Tipe Metamorfosa

Bucher dan Frey (1994) mengemukakan bahwa berdasarkan tatanan geologinya, metamorfosa dapat dibedakan menjadi dua, yaitu :

 

2.1. Metamorfosa regional / dinamothermal

Metamorfosa  regional atau dinamothermal merupakan metamorfosa yang terjadi pada daerah yang sangat luas. Metamorfosa ini terjadi pada daerah yang sangat luas. Metamorfosa ini dibedakan menjadi tiga yaitu : metamorfosa orogenik, burial, dan dasar samudera (ocean-floor).

2.1.1.        Metamorfosa Orogenik

Metamorfosa ini terjadi pada daerah sabuk orogenik dimana terjadi proses deformasi yang menyebabkan rekristalisasi. Umumnya batuan metamorf yang dihasilkan mempunyai butiran mineral yang terorientasi dan membentuk sabuk yang melampar dari ratusan sampai ribuan kilometer. Proses metamorfosa ini memerlukan waktu yang sangat lama berkisar antara puluhan juta tahun lalu.

2.1.2.        Metamorfosa Burial

Metamorfosa ini terjadi oleh akibat kenaikan tekanan dan temperatur pada daerah geosinklin yang mengalami sedimentasi intensif, kemudian terlipat. Proses yang terjadi adalah rekristalisai dan reaksi antara mineral dengan fluida.

2.1.3.        Metamorfosa Dasar dan Samudera

Metamorfosa ini terjadi akibat adanya perubahan pada kerak samudera di sekitar punggungan tengah samudera (mid oceanic ridges). Batuan metamorf yang dihasilkan umumnya berkomposisi basa dan ultrabasa. Adanya pemanasan air laut menyebabkan mudah terjadinya reaksi kimia antara batuan dan air laut tersebut.

2.2. Metamorfosa Lokal

Merupakan metamorfosa yang terjadi pada daerah yang sempit berkisar antara beberapa meter sampai kilometer saja. Metamorfosa ini dapat dibedakan menjadi :

2.2.1.        Metamorfosa Kontak

Terjadi pada batuan yang menalami pemanasan di sekitar kontak massa batuan beku intrusif maupun ekstrusif. Perubahan terjadi karena pengaruh panas dan material yang dilepaskan oleh magma serta oleh deformasi akibat gerakan massa. Zona metamorfosa kontak disebut contact aureole. Proses yang terjadi umumnya berupa rekristalisasi, reaksi antara mineral, reaksi antara mineral dan fluida serta penggantian dan penambahan material. Batuan yang dihasilkan umumnya berbutir halus.

Gambar Metamorfisme Kontak dan Mineral Penyusun Batuan

1.1.1.        Pirometamorfosa/ Metamorfosa optalic/Kaustik/Thermal.

Adalah jenis khusus metamorfosa kontak yang menunjukkan efek hasil temperatur yang tinggi pada kontak batuan dengan magma pada kondisi volkanik atau quasi volkanik. Contoh pada xenolith atau pada zone dike.

1.1.2.        Metamorfosa Kataklastik/Dislokasi/Kinemati/Dinamik

Terjadi pada daerah yang mengalami deformasi intensif, seperti pada patahan. Proses yang terjadi murni karena gaya mekanis yang mengakibatkan penggerusan dan sranulasi batuan. Batuan yang dihasilkan bersifat non-foliasi dan dikenal sebagai fault breccia, fault gauge, atau milonit.

1.1.3.        Metamorfosa Hidrotermal/Metasotisme

Terjadi akibat adanya perkolasi fluida atau gas yang panas pada jaringan antar butir atau pada retakan-retakan batuan sehingga menyebabkan perubahan komposisi mineral dan kimia. Perubahan juga dipengaruhi oleh adanya confining pressure.

1.1.4.        Metamorfosa Impact

Terjadi akibat adanya tabrakan hypervelocity sebuah meteorit. Kisaran waktunya hanya beberapa mikrodetik dan umumnya ditandai dengan terbentuknya mineral coesite dan stishovite. Metamorfosa ini erat kaitannya dengan pab\nas bumi (geothermal).

1.1.5.        Metamorfosa Retrogade/Diaropteris

Terjadi akibat adanya penurunan temperature sehingga kumpulan mineral metamorfosa tingkat tinggi berubah menjadi kumpulan mineral stabil pada temperature yang lebih rendah (Combs, 1961).

Gambar Lokasi dan Tipe Metamorfisme

 

Untuk selengkapnya file dapat didownload di :
http://www.4shared.com/office/g5v7iCNK/Proses_Pembentukan__Tipe_batua.html

KLASIFIKASI BATUAN BEKU BERDS. KOMP. KIMIA & MINERALOGI

1.       Klasifikasi Batuan Beku Berdasarkan Komposisi Kimia

Menurut Hulburt (1977)Pembagian batuan bekuberdasarkan komposisi ini telah lama menjadi standar dalam geologi, dan di bagi dalam empat golongan yaitu :

1.1. Batuan Beku Asam

Termasuk golongan ini bila batuan beku tersebut mengandung silika (SiO2)  lebih dari 66%.contoh batuan ini dalah Granit dan Ryolit. Batuan yang tergolong kelompok ini mempunyai warna terang (cerah) karena (SiO2) yang kaya akan menghasilkan batuan dengan kandungan kuarsa, dan alkali feldspar dengan atau tanpa muskovit.

1.2. Batuan  Beku Menengah (intermediat)

Apabila batuan tersebut mengandung 52 – 66% silika maka termasuk dalam kelas ini. Batuan ini akan berwarnagelap karena tingginya kandungan mineral feromagnesia. Contoh batuan ini adalah Diorit dan Andesit.

1.3. Batuan Beku Basa

Yang termasuk kelompok batuan beku ini adalah bataun yang mengandung 45 – 52% silika. Batuan ini akan memiliki warna hitam kehijauan karena terdapat kandungan mineral olivine. Contoh batuan ini adalah Gabbro dan Basalt.

1.4. Batuan Beku Ultra Basa

Golongan batuan beku ini adalah apabila bataun beku mengnadung 45% SiO2 . Warna batuan ini adalah hijau kelam karena tidak terdapat silika bebas sebagai kuarsa. Contoh batuan ini adalah Peridotit dan Dunit.

2.       Klasifikasi Batuan Beku Berdasarkan Mineralogi

Analisa kimia batuan beku itu pada umumnya memakan waktu, maka sebagian besar klasifikasi batuan beku berdasarkan atas susunan mineral dari batuan itu. Mineral-mineral yang biasanya dipergunakan ialah mineral kuarsa, plagioklas, potassium feldspar dan foid untuk mineral felsik. Sedangkan untuk mafik mineral biasanya mineral amphibol, piroksen, dan olivine (Graha 1987).

Klasifikasi yang didasarakan atas mineralogi dan tekstur akan lebih dapat mencerminkan sejarah pembentukan batuan daripada atas dasar komposisi kimia. Tekstur batuan beku adalah mengambarkan keadaan yang mempengaruhi pembentukan batuan itu sendiri. Seperti tekstur granular memberi arti akan keadaan yang serba sama, sedangkan tekstur porfiritik memberikan arti bahwa terjadi dua generasi pembentukan mineral. Dan tekstur afanitik mengambarkan pembekuan yang cepat (Graha, 1987).

Klasifikasi batuan beku yang dibuat oleh Russell B Travis (1955), dalam klasifikasi ini tekstur batuan beku yang didasarkan pada ukuran butir mineralnya dapat dibagi menjadi:

2.1. Batuan Dalam

Bertekstur faneritik yang berarti mineral-mineral menyusun batuan tersebut dapat dilihat dengan mata biasa tanpa bantuan alat pembesar.

2.2. Batuan Gang bermasa dasar faneritik

Bertekstur porfiritik dengan masa dasar faneritik.

2.3. Batuan Gang bermasa dasar afanitik

Bertekstur porfiritik dengan masa dasar afanitik.

2.4. Batuan Lelehan

Bertekstur afanitik, dimana individu mineralnya tidak dapat dibedakan atau dilihat dengan mata biasa.

Selengkapnya dapat didownload di :
http://www.4shared.com/office/Mf0wuQTh/Klasifikasi_Batuan_beku_Berds_.html

KLASIFIKASI BATUAN BEKU BERDS. GENESA

I.        Pengertian dan Genesa Batuan Beku

Batuan Beku adalah Kumpulan interlocking agregat mineral-mineral silikat hasil magma yang mendingin ( Walter T. Huang, 1962 ). Sedangkan menurut Graha (1987) adalah batuan yang terjadi dari pembekuan larutan silika cair dan pijar, yang kita kenal dengan magma.

Batuan beku meliputi sekitar 95 % bagian teratas kerak bumi (15km) tetapi jumlahnya yang besar tersebut sering tidak tampak karena tertutupilapisan yang relatif tipis dari batuan sedimen dan metamorf. Batuan beku merupakan hasil kristalisasi magma, cairan silika yang mengkristal atau membeku di dalam daan di permukaan bumi. Temperatur yang tinggi dari magma (900°C – 1000°C) memberikan suatu perkiraan bahwa magma berasal dari bagian yang dalam dari bumi. Semua material gunung berapi yang dikeluarkan ke permukaan bumi akan mendingin dengan cepat, sedang proses pembantukan batuan beku yang terjadi di bawah permukaan bumi berlangsung lama. Dalam suatu magma yang mengandung unsur O, Si, Mg, dan Fe maka mineral dengan titik beku tertinggi Mg-olivin (forsterite), akan mengkristal pertama kemudian diikutioleh Fe-olivin (fayelite). Pada magma yang kaya akan komponen plagioklas, maka anortit akan megkristal dahulu kemudian didikuti yang lainnnya sampai albit. Kristalisasi semacam ini terjadi akibat reaksi menerus yang terjadi pada kesetimbangan antara cairan dan endapan kristal sebagai fungsi turunan temperatur (Subroto, 1984).

II.      Klasifikasi Batuan Beku Berdasarkan Genesanya

Klasifikasi batuan beku secara genetika didasarkan pada tempat terbentuknya. Batuan beku berdasarkan genesa  dapat dibedakan menjadi:

ü  Batuan Beku Intrusif (membeku dibawah permukaan).

ü  Batuan Beku  Ekstrusif (memebeku di permukaaan).

1.       Batuan Beku Intrusif

Proses batuan beku intrusif sangat berbeda dengan dengan kegiatan batuan vulkanik, karena perbedaan dari tempat terbentuknya dari kedua jenis ini. Menurut Graha (1987) tiga prinsip dari tipe bentuk intrusi batuan beku, bentuk dasar dari geometri adalah:

1.1. Bentuk Tidak Beraturan

Pada umumnya berbentuk diskordan (memotong dari lapisan massa batuan) dan  biasanya memiliki bentuk yang jelas dipermukaan bumi. Penampang melintang dari tubuh pluton (intrusi dengan bentuk tidak beraturan) memperlihatkan bentuknya yang besar dan kedalamnaya tidak diketahui batasnya. Contoh batuan  yang berbentuk seperti ini adalah batolit, singkapan dipermukaan  memiliki luas sampai 100 km persegi. Sedangkan contoh lainya adalah stok, hampir sama sifatnya tetapi berbeda ukurannya

1.2. Bentuk Tabular

Intrusi berbentuk tabular mempunyai dua bentuk yang berbeda, yaitu dike (retas) mempunyai bentuk diskordan (tubuh intrusi memotong dari lapisan masa batuan) dan Sill mempunyai bentuk konkordan (tubuh intrusi sejajar dengan lapisan batuan). Dike adalah intrusi yang memotong batuan induk, kadang kontak hampir sejajar. Kenampakan di lapangan dike dapat berukuran sangat kecil dan dapat pula berukuran sangat besar. Sedangkan sill adalah batuan beku yang diintrusikan diantara dan sepanjang lapisan batuan sedimen, dengan ketebalan dari beberapa mm sampai beberapa km. Contoh lainya adalah lakolit dan lapolit.

1.3. Bentuk Pipa

Tipe ketiga dari tubuh intrusi, relative memilki tubuh yang kecil, hanya pluton-pluton diskordan. Bentuk yang khas dari grup ini adalah intrusi-intrusi silinder atau pipa. Sebagian besar merupakan sisa dari korok suatu gunungapi tua, biasa disebut vulkanik nek (teras gunungapi). Kenampakanya dilapangan berbentuk silinder, berukuran besar tetapi kedalamannya tidak diketahui.

2.       Batuan Beku Ekstrusif

Batuan ekstrusif terdiri atas semua material yang dikeluarkan ke permukaan bumi baik di daratan ataupun di bawah permukaan laut. Material ini mendingin dengan cepat,ada yang berbentuk padat, debu atau suatu larutan yang kental dan panas, cairan ini biasa disebut dengan lava (Graha, 1987).

Lava merupakan magma yang telah keluar dari kerak bumi. Ada 2 tipe magma yaitu magma asam dan magma basa. Magma basa  mengandung silika yang rendah dan viskositas relatif rendah. Magma basa yang telah keluar ke permukaan bumi sebagai lava basaltis. Sedangkan magma asam  memilki kandungan silika yang tinggi dan viskositas relatif tinggi (Graha, 1987).

Sedangkan campuran antara batuan dengan butiran halus yang sering berasosiasi  dengan batuan vulkanik disebut batuan piroklastik. Percampuran dari fragmen batuan yang besar dengan lava dan debu vulkanik, sehingga membentuk agglomerate. Dan dari butiran halus  seperti debu dan fragmen batuan maka akan membentuk tuff (Graha, 1987).

Selain pembagian di atas, batuan beku berdasarkan genesa  juga dapat dibagi menjadi 3 kelompok (Subroto1984), yaitu :

a. Batuan Beku Volkanik

yang merupakan hasil proses vulkanisme, produknya biasanya mempunyai ukuran kristal yang relative halus karena membeku dipermukaan atau di dekat permukaan bumi. Batuan beku volkanik  dibagi menjadi batauan beku volkanik intrusif, batuan beku  volkanik ekstrusif  yang sering disebut dengan batuan beku fragmental dan batuan beku volkanik efusif.

b. Batuan beku plutonik

terbentuk dari proses pembekuan magma yang jauh didalam bumi, mempunyai kristal yang berukuran kasar.

c. Batuan beku hipabisal

yang merupakan produk intrusi minor, mempunyai kristal berukuran sedang atau campuran antara halus dan kasar.