GEOLOGI UMUM

BAB I. PENDAHULUAN

A. Pengertian Geologi
Geologi berasal dari kata Yunani: ge yang berarti bumi dan logos yang berarti ilmu(Bailey, 1939). Jadi dari asal katanya geologi berarti ilmu yang mempelajari bumi. Akan tetapi pengertian bumi sendiri dapat mencakup selubung gas yang mengitari planet bumi (atmosfer), akumulasi air di permukaan bumi dan di dalam kerak bumi (hidrosfer), serta bagian padat dari planet bumi itu sendiri (litosfer).
Pada mulanya orang berusaha memahami semua gejala alam yang ada disekitarnya. Upaya untuk mengetahui secara mendalam gejala alam yang ada di sekitar manusia diawali oleh para filosof yang uraiannya berupa tinjauan filsafati sehingga dikenallah istilah Filsafat Alamiah yang kemudian menjelma menjadi Ilmu Pengetahuan Alam yang ditunjang oleh ilmu Matematika, Fisika, Kimia, Astronomi dan Geologi (Emmons, 1960). Dengan demikian ilmu geologi berada dalam deretan ilmu pengetahuan alam. Semula geologi mempelajari bumi dalam pengertian luas yang mencakup atmosfer, hidrosfer dan litosfer, namun belakangan karena berkembangnya spesialisasi, geologi terfokus pada litosfer saja.
Spesialisasi berkembang karena pada hakekatnya manusia adalah makhluk terbatas di mana tak seorangpun mampu memahami bumi dalam pengertian luas secara mendalam. Karena itu timbul pembatasan ruang lingkup kajian sehingga bumi dalam pengertian luas dipelajari berbagai ilmu seperti Meteorologi dan Klimatologi mempelajari gejala alam di Atmosfer, Hidrologi dan Oseanografi mempelajari gejala alam di hidrosfer sedang litosfer dipelajari dalam ilmu Geologi. Ruang lingkup kajian geologi yang sudah dibatasi pada litosfer saja masih sangat luas sehingga terjadi spesialisasi lebih lanjut menghasilkan berbagai sub-bidang geologi/cabang-cabang geologi, bahkan cenderung untuk berdiri sendiri. Spesialisasi ini sejalan dengan meningkatnya jumlah penduduk dan kemajuan peradaban sehingga kebutuhan manusia juga meningkat. Orang tidak merasa puas lagi dengan hanya memenuhi kebutuhan sandang, pangan dan papan melainkan ke kebutuhan tingkat tinggi dan sangat kompleks seperti kebutuhan berbagai asesori, hiburan, pendidikan dan sebagainya. Semua itu membutuhkan berbagai bahan baku yang gudang utamanya di bumi, sehingga untuk mendapatkannya perlu mempelajari sumbernya secara mendalam. Muncullah berbagai cabang geologi antara lain Geologi Pertambangan yang dapat dipecah lagi menjadi Geologi Minyak dan Gas Bumi, Geologi Batubara dan seterusnya, Geologi Teknik, Mineralogi dan sebagainya.
Selain tuntutan kebutuhan yang semakin meningkat, gejala spesialisasi juga ditunjang oleh bencana alam yang sering menimpa manusia sejak dahulu. Sebagai makhluk berakal, manusia tidak mau mati konyol sehingga berusaha untuk menanggulangi bencana alam tersebut dengan cara mempelajari sumber bencana alam tersebut. Muncullah cabang-cabang geologi seperti Vulkanologi, Seismologi, dan sebagainya.
Demikianlah dari Geologi bermunculan sub-bidang geologi antara lain:
- Petrologi, khusus mempelajari batuan sebagai penyusun bumi.
- Mineralogi, mempelajari mineral sebagai penyusun batuan.
- Geologi Struktur, mempelajari struktur/susunan/hubungan batu-batuan penyusun kerak bumi.
- Stratigrafi, mempelajari perlapisan batuan sedimen.
- Palaeontologi, mempelajari fosil-fosil yang terkandung di dalam batuan dalam rangka mengungkapkan rahasia kehidupan pada masa silam.
- Vulkanologi, mempelajari masalah kegunungapian.
- Seismologi, mempelajari asal usul gempa bumi.
- Geologi Pertambangan, mempelajari bahan galian yang bernilai ekonomi.
- Geologi Minyak dan Gas Bumi, lebih mengkhusus pada asal-usul terjadinya minyak dan gas bumi.
- Geologi Teknik, mempelajari kondisi geologis dalam kaitannya dengan konstruksi bangunan seperti pembuatan jalan raya, jalan kereta api, bendungan jembatan, gedung bertingkat dan sebagainya.
- Geomorfologi, mempelajari asal-usul bentuk-bentuk permukaan bumi.
Sering kita ketemu dengan istilah Geofisika dan Geokimia, tidak lain dari aplikasi teori-teori dan teknik-teknik fisika (Geofisika) atau teori-teori dan teknik kimia (Geokimia) dalam mempelajari bumi dalam pengertian luas termasuk atmosfer dan hidrosfer. Semua ilmu yang mempelajari seluk beluk planet bumi secara keseluruhan diikat dalam satu istilah Earth Sciences atau Ilmu Ke-bumian. Geologi termasuk salah satunya, bahkan kadang-kadang digunakan sebagai sebutan lain untuk menyatakan Earth Science (Menard. 1974). Geografi termasuk dalam kelompok Earth Sciences.
Karena geologi tidak hanya berkenaan dengan gambaran dan proses-proses yang terlihat pada masa sekarang melainkan juga perkembangannya melewati waktu yang sangat lama sejak sekitar 4,5 milyar tahun yang lalu, maka sering pula dibedakan atas Geologi Fisik dan Geologi Sejarah. Cabang-cabang geologi yang disebutkan terdahulu dapat dimasukkan kedalam kedua bagian ini, misalnya Petrologi, Mineralogi, Geologi struktur dan sebagainya tergolong Geologi Fisik, sedang Palaeontologi, Stratigrafi dan Geokronologi (suatu sub-spesialisasi gabungan antara Geokimia dan Geofisika yang berusaha menentukan umur mutlak berdasarkan mineral-mineral yang terkandung di dalam batuan) tergolong Geologi Sejarah.
Sub bidang geologi atau cabang-cabang geologi saling berhubungan, saling tergantung, saling menunjang satu sama lain dalam mengungkapkan masalah-masalah yang berkenaan dengan bumi. Hasil penelitian dari salah satu sub bidang sangat bermanfaat bagi sub bidang yang lain dalam mengungkapkan masalah yang menjadi titik perhatiannya.
Demikianlah gambaran ruang lingkup kajian geologi, begitu luas baik dalam dimensi ruang maupun dimensi waktu. Berkaitan dengan fraksi-fraksi yang sangat kecil yang hanya dapat diamati di bawah mikroskop sampai ke yang sangat besar sehingga mata kita tidak mampu melihatnya secara keseluruhan. Bertalian dengan proses-proses yang sangat lambat sehingga manusia sering keliru menafsirkannya sebagai statis, sampai ke proses yang sangat cepat sehingga dengan mudah diamati perubahannya.
Sebagai suatu kesimpulan, geologi adalah ilmu yang mempelajari bumi khususnya litosfer, mengenai materi penyusun bumi, bagaimana proses-proses yang dialami dan perubahan-perubahan yang dihasilkan oleh proses-proses tadi serta perubahan-perubahan yang dialami bumi sejak terbentuk sampai ke keadaan sekarang.

B. Hubungan Geologi dan Geografi
Bintarto mendefinisikan geografi sebagai ilmu yang mencitrakan, menerangkan sifat-sifat bumi, menganalisis gejala alam dan penduduk serta mempelajari corak khas mengenai kehidupan dan berusaha mencari fungsi unsur-unsur bumi dalam ruang dan waktu. Hasil seminar dan lokakarya Peningkatan Kualitas Pengajaran Geografi di Semarang tahun 1988, mendefinisikan geografi sebagai ilmu yang mempelajari persamaan-persamaan dan perbedaan-perbedaan fenomena geosfer dengan sudut pandang kewilayahan atau kelingkungan dalam konteks keruangan. Fenomena geosfer yang dimaksud mencakup atmosfer, hidrosfer, litosfer, biosfer dan antroposfer. Jadi geografi mempelajari hubungan dan interaksi manusia dan lingkungannya dengan tekanan pada manusianya. Geo dalam geografi sama dengan pengertian world ( dunia, bumi dan manusia serta segala yang ada di atas permukaan), sedang geo dalam geologi lebih tepat diartikan earth (bumi). Dengan demikian yang lebih tepat disebut ilmu bumi adalah geologi. Obyeknya memang ada kesamaan yaitu bumi tetapi sudut pandangnya berbeda. Geografi memandang bumi sebagaiman yang ada, seolah-olah statis, sedang geologi memandang bumi selalu berubah sebagai akibat proses yang dialaminya. Dari hubungan tersebut terlihat bahwa geologi berperan sebagai ilmu bantu bagi geografi sebab salah satu fenomena geosfer yang dipelajari dalam geografi menjadi kajian geologi, yaitu litosfer. Geologi bukan cabang Geografi, sama seperti Ilmu tanah, Meteorologi, Hidrologi dan sebagainya yang juga dipelajari dalam Geografi.

C. Asal mula Bumi

Gambar 1. 1. Matahari dengan kedelapan planetnya

Asal mula bumi atau terjadinya bumi adalah masalah astronomi, sama dengan terjadinya jagad raya, planet-planet dan semua benda-benda angkasa. Terjadinya bumi dalam sistem tatasurya kita merupakan masalah yang sangat sulit, bukan karena tidak adanya ciri-ciri atau petunjuk, tetapi justru karena terlalu banyak dan tidak jelas ciri-ciri mana yang mula-mula dan yang telah mengalami perubahan sepanjang perjalanan sejarah. Petunjuk astronomi antara lain revolusi bumi, rotasi bumi, densitas planet, ukuran planet, dan sebagainya. Pada waktu para ahli dari seluruh dunia membahas terjadinya bumi pada tahun 1952, tidak ada kesepakatan antara mereka bahkan cenderung memanas karena masing-masing mempertahankan pendapatnya. Akhirnya Harold Urey berdiri dan mengatakan None of us was there at that time (Menard, 1974) . Namun karena banyak fenomena geologi berkaitan dengan benda-benda angkasa lainnya maka akan dibicarakan secara ringkas sebagai langkah awal pembicaraan geologi.
Sejak abad XVIII sudah muncul berbagai pemikiran mengenai terjadinya bumi dan planet-planet lain dalam sistem tatasurya. Beberapa akan diuraikan secara ringkas di bawah ini.
Tahun 1749 George Buffon (Astronom Perancis) menduga bahwa mula-mula ada sebuah bintang yang melintas dekat matahari, menyebabkan sebagian dari selubung debu gas matahari tertarik keluar. Debu gas tersebut akan mengalami pendinginan dan berkumpul menjadi planet-planet, salah satunya adalah bumi. Pemikiran Buffon ini pada abad XX dikembangkan menjadi Teori Planetesimal dan Hipotesis Protoplanet.
Tahun 1775 Immanuel Kant (Jerman) & Pierre Laplace (Astronom Perancis) mengemukakan Teori Kabut Pilin/Kabut Panas yang intinya: mula-mula ada awan debu panas yang berputar perlahan-lahan dan semakin cepat akibat pemampatan gravitasional. Karena rotasinya semakin cepat maka gaya sentrifugal bertambah besar yang mendorong awan debu ke arah luar, sehingga terbentuk gelangan-gelangan awan debu yang mengitari pusatnya. Gelang-gelang awan debu ini selanjutnya tarik-menarik membentuk planet-planet, sedang materi awan debu yang berada di bagian pusat semakin panas dan menjadi matahari.
Tahun 1905 T. C. Chamberlin (Geolog dari Univ. Chicago) & F. R. Moulton (Astronom dari Univ. Chicago) mengembangkan pemikiran Buffon menjadi Teori Planetesimal yang intinya: mula-mula ada bintang yang melintas dekat matahari, menyebabkan terjadinya pasang luar biasa di permukaan matahari. Selubung gas matahari mencuat keluar, kemudian terpecah kedalam beberapa kelompok sambil mengitari matahari. Setelah dingin gas debu tadi akan berkondensasi menjadi fragmen-fragmen padat dari ukuran debu sampai cukup besar. Fragmen-fragmen padat dan dingin dalam jumlah banyak ini dikenal sebagai planetesimal dan mengisi ruang antar bintang. Selanjutnya planetesimal berukuran besar akan menarik yang kecil sehingga ukurannya semakin besar dan bertumbuh menjadi planet-planet. Planet yang baru terbentuk ukurannya kecil, dingin dan tanpa atmosfer. Pertumbuhan berlangsung terus menyebabkan ukurannya semakin besar dan kompaksi gravitasional menyebabkan planet-planet tersebut mengalami pemanasan di bagian intinya.
Tahun 1944 C.F. von Weizacker dan Gerald Kuiper (1951) memodifikasi teori planetesimal menjadi Hypotesis Protoplanet. Menurut hipotesis protoplanet, Matahari dan planet-planetnya terjadi bersamaan dalam galaksi Bima Sakti (Milky Way Galaxy). Galaksi ini terdiri dari sekitar 100 milyar bintang seperti Matahari, bentuknya seperti cakram di mana bagian tengah lebih padat (± 80 % bintang) dan bagian tepi agak renggang (±20 % bintang). Matahari terletak di bagian tepi galaksi, dan tergolong bintang berukuran sedang.
Sekitar 5 – 6 milyar tahun yang lalu terdapat awan debu gas yang dingin dalam jumlah banyak di bagian tepi Galaksi Bima Sakti, berputar pada porosnya sambil mengikuti perputaran galaksi secara keseluruhan. Awan debu tersebut diduga tersusun terutama Hidrogen dan Helium dengan sedikit unsur-unsur O2, Ne, CO2, CH4, NH3 (Matahari tersusun dari 70 % H2 dan 25 % He, Stokes, 1978), berputar maka massa awan debu berkonsentrasi dibagian tengah dikelilingi selubung debu gas yang agak renggang. Masa di bagian tengah makin mampat dan makin panas sampai jutaan derajad celcius menjadi Matahari (temperatur inti Matahari ± 15 juta 0 C, permukaan ±6.000 0 C). Pada temperatur sekitar 10 juta derajad celcius menurut Hans Bethe, akan terjadi reaksi nuklir yang prinsipnya sama dengan pembuatan bom hidrogen yaitu 4 atom H dengan 4 elektronnya bergabung menjadi 1 atom He dengan 2 elektronnya. Dua elektron yang hilang diubah menjadi energi (Stokes, 1978). Jadi selalu terjadi transformasi H2 menjadi He di Matahari dengan pelepasan energi yang luar biasa menyebabkan matahari merah membara. Stokes memperkirakan sekitar 4 juta ton3 He/detik dipancarkan dari permukaan matahari. Helium yang dipancarkan dari permukaan matahari ini akan berubah menjadi karbon disertai ledakan hebat yang menghasilkan unsur-unsur berat seperti besi. Begitu juga dengan awan debu yang mengitari matahari akan berkondensasi dan berkonsentrasi menjadi planetesimal. Planetesimal-planetesimal tersebut bila bertumbukan akan bergabung, yang besar menarik yang kecil sehingga semakin besar ukurannya yang dikenal sebagai protoplanet. Ukuran protoplanet diduga ratusan kali lebih besar dari planet yang ada sekarang, tetapi densitasnya kecil karena terutama tersusun dari unsur-unsur gas dengan sedikit unsur berat. Umumnya planet-planet dalam (Terrestrial planet: Mercfurius, Venus, Bumi dan Mars) berukuran kecil namun densitasnya lebih besar dibanding planet-planet luar (Jovian planets: Yupiter, Saturnus, Uranus dan Neptunus). Hal ini terjadi karena gas-gas lembam (inert gas) seperti Ne, Ar, Cr, Xe pada planet-planet yang dekat dengan matahari tersapu oleh badai matahari (pancaran ion-ion dan proton dari permukaan matahari). Di samping itu, menurut William Lee Stokes (1978) berkaitan dengan proses pendinginan yang dialami. Planet-planet luar pendinginannya cepat sehingga terbentuk lapisan es yang tebal. Planet-planet dalam proses pendinginannya lambat sehingga terjadi serangkaian reaksi-reaksi yang menghasilkan unsur-unsur berat:

5500K: uap air bereaksi dengan Ca  Tremolite (Ca2(Mg2Fe)5Si8O22(OH)2
4250K: H2O + Olivin  Serpentin (Mg6Si4O10(OH)8
1750K: uap air  es
1500K: es + amonia  hidrat padat NH3H2O
1200K: NH3H2O + CH4 hidrat padat CH47H2O.
Wujud air di planet-planet juga sesuai kedekatannya dengan Matahari. Di Venus (planet II dari matahari) air berwujud gas (uap air), di Mars (planet IV dari matahari) air berwujud padat (es) dan di bumi (planet III dari matahari) air terutama berwujud cair.
Mengenai asal-usul air dan gas di atmosfer dan permukaan bumi ada dua pandangan yaitu hypotesis degassing dan photochemical dissociation.
1. Hipotesis Degassing (Outgassing): pada awal-awal pertumbuhan protoplanet bumi, temperatur miningkat karena berputar pada porosnya. Lutgen (1979) mengatakan temperatur permukaan bumi sampai 8.0000C. Karena itu bumi diduga mengalami peleburan sempurna sehingga terjadi pemisahan materi bumi menurut berat jenisnya Gas dan air naik ke permukaan menempati atmosfer dan permukaan bumi. Tetapi karena temperatur bumi masih tinggi maka gas-gas tersebut hilang keluar jagat raya, bumi belum mempunyai atmosfer. Setelah bumi mengalami pendinginan sampai temperatur tertentu mulailah terbentuk atmosfer bumi dengan komposisi gas seperti gas-gas yang dikeluarkan oleh letusan gunung api yaitu CO2, N2, dan uap air. Mulai terbentuk awan di atmosfer namun hujan yang jatuh segera menguap lagi karena temperatur di permukaan bumi masih tinggi. Setelah temperatur permukaan bumi rendah baru hujan yang jatuh mengisi bagian-bagian cekungan di permukaan bumi menjadi lautan. Timbul pertanyaan, apabila gas-gas di atmosfer berasal dari degassing maka tidak akan mengandung oksigen bebas (Sekarang komposisi atmosfer: 78% N2, 21% O2, 0,9% A, 0,03% CO2, uap air dll.). Kemudian diduga bahwa sumber utama oksigen bebas di atmosfer sekarang adalah proses dari proses fotosintesis tumbuh-tumbuhan hijau yang menggunakan sinar matahari mengubah air dan CO2 dari udara menjadi senyawa organik dan setelah digunakan, tumbuh-tumbuhan melepaskan oksigen ke atmosfer.
2. Photochemical Dissociation: diduga atmosfer bumi mula-mula mirip dengan atmosfer Jupiter sekarang (kaya CH4, NH3, H2, Ne, He, dan sedikit uap air). Pada waktu itu belum ada oksigen bebas di atmosfer, belum ada lapisan ozon di statosfer. Perubahan komposisi atmosfer bumi yang semula kaya CH4, NH3 dan uap air menjadi kaya N2, O2, CO2, uap air lewat serangkaian reaksi kimia akibat radiasi matahari:
Radiasi ultraviolet yang berlimpah menguraikan air: 2H2O  2H2 + O2
Oksigen yang terbentuk dalam reaksi di atas bereaksi dengan CH4 dan NH3: 2 O2 + CH4  CO2 +2H2O; 3 O2 + 4 NH3  2 N2 + 6 H2O.
H2O yang terbentuk dalam reaksi di atas terurai lagi oleh radiasi ultraviolet, oksigen yang dihasilkan, bereaksi dengan CH4 dan NH3 lagi dan seterusnya sehingga dari waktu ke waktu kandungan nitrogen, karbon-dioksida dan oksigen bebas di atmosfer bumi bertambah. Mulai terbentuk lapisan ozon yang melindungi kehidupan di bumi.
Jadi mungkin keduanya saling menunjang. Mula-mula photochemical dissociation yang berlangsung dan setelah lapisan ozon terbentuk maka sumber utama oksigen bebas di atmosfer berasal dari hasil fotosintesis tumbuh-tumbuhan berhijau daun.








===JPB===











BAB II. LAPISAN-LAPISAN BUMI


A. Sumber Keterangan Bagian Dalam Bumi
Jari-jari bumi ke katulistiwa 6378km dan ke kutub 6357km. Pemboran kerak bumi di Oklahoma untuk meneliti bagian dalam bumi hanya mencapai 5253 meter, dan proyek Mohole dekat pulau Guadalupe (lepas pantai Meksiko) mengebor sampai kedalaman 9 km. Dari dalamnya pengeboran tersebut nampak bahwa hanya kulit luar dari bumi kita yang dapat diselidiki secara langsung. Meskipun demikian, kita mengetahui para ahli telah berceritera banyak tentang bagian dalam bumi, seperti: wujud, densitas batuan, temperatur, kecepatan gelombang melalui berbagai lapisan dan sebagainya. Dari mana para ahli memperoleh keterangan mengenai bagian dalam bumi? Patut dimaklumi bahwa bagian dalam dari bumi sulit sekali bahkan tidak mungkin diselidiki secara langsung, sehingga wajar pula kalau banyak hal yang tidak diketahui secara pasti. Para ahli melakukan penyelidikan secara tidak langsung, dimana tak dapat dilupakan bantuan dari ilmu Kosmologi, Geokimia, dan Geofisika.
Lewat pengetahuan Kosmologi seperti gaya tarik menari antar benda-benda angkasa, massa, volume, diameter, jarak antar benda angkasa dan sebagainya, para ahli menganalisis sampai ke kesimpulan mengenai keadaan bagian dalam dari bumi. Penelitian geokimia atas sampel batuan, lava dan bahan-bahan lain yang dikeluarkan letusan gunung api mengantarkan ke kesimpulan mengenai komposisi batuan, densitas serta sifat-sifat batuan di lapisan dalam. Demikian juga batuan meteorit, sampel batuan dari bulan, diselidiki ahli geokimia dan dibandingkan dengan batuan bumi untuk sampai ke kesimpulan mengenai bagian dalam bumi. Hasil penyelidikan geofisika juga sangat membantu meramalkan keadaan bagian dalam bumi. Terutama keterangan yang disumbangkan oleh hasil penelitian gravitasi, kemagnetan bumi dan seisme. Berikut ini akan diuraikan secara singkat ketiga sumbangan geofisika tersebut.
1. Gravitasi Bumi
Bumi mempunyai gaya tarik ke intinya sehingga semua benda yang ada di permukaan bumi tidak melayang ke ruang angkasa. Dasar dari pengetahuan tentang gravitasi adalah penemuan Isaac Newton yang mempelajari gerak-gerak planet dalam tatasurya yang menghasilkan Hukum Gravitasi Universal (Menard, 1974).
Gm1m2
Fg = ¯¯¯¯¯¯¯¯ (Robinson, 1982)
r2
Fg = gaya gravitasi
G = Konstante besarnya 6,67 x 10-8 cm3/gr.det2
m1 & m2 = massa pertama dan massa kedua

Pada hakekatnya menimbang berat benda adalah menghitung besarnya gaya tarik bumi terhadap benda tersebut ( berat adalah gaya tarik gravitasi terhadap suatu benda, sedang massa merupakan jumlah material dalam suatu benda; berat = massa x gravitasi). Besarnya gravitasi di permukaan bumi tidak sama di setiap tempat. Di katulistiwa berkisar 978 gal dan di kutub 983,1 gal (1 gal = percepatan 1 cm/det2). Karena perbedaan gravitasi di daerah katulistiwa dan kutub tersebut maka berat benda yang ditimbang di kutub lebih besar sekitar 0,5 % dibanding berat benda yang sama bila ditimbang di katulistiwa.
Dasar pengukuran gravitasi di permukaan bumi adalah percobaan benda jatuh dengan rumus St = ½ gt2. Dapat pula dilakukan dengan menggunakan alat berupa ayunan dalam ruang hampa namun sebelumnya harus melalui percoban benda jatuh untuk menentukan skala alat tersebut (g = k/T2). Alat lain yang digunakan meluas dewasa ini dan lebih praktis adalah gravimeter, suatu sistem massa yang digantungkan pada suatu pegas dimana akan terjadi gaya tarik gravitasi antara massa tersebut dengan massa bumi. Sistem ini dihubungkan dengan jarum penunjuk skala sehingga orang tinggal membaca hasil pengukuran di suatun tempat. Akan tetapi pada waktu merancang alat ini harus dilengkapi dengan percobaan benda jatuh untuk menentukan besarnya gravitasi yang ditunjukkan oleh jarum.
Besarnya gravitasi di permukaan bumi tidak sama karena perbedaan besar jari-jari bumi, perbedaan ketinggian dan perbedaan densitas batuan penyusun kerak bumi. Berdasarkan pengukuran gravitasi di permukaan bumi yang dibandingkan dengan gravitasi teoritis yang seharusnya dimiliki, para ahli mengetahui adanya penyimpangan gravitasi atau anomali gravitasi. Gravitasi teoritis yang dimaksud adalah besar gravitasi di permukaan bumi yang disebut spheroid, yaitu permukaan bumi rata-rata berbentuk elipsoidal, suatu permukaan bumi hayal yang sangat penting untuk perhitungan-perhitungan. Semua titik di permukaan speroid pada lintang yang sama, potensi gravitasinya sama karena jaraknya ke inti bumi sama serta gaya sentrifugal akibat rotasi bumi sama. Besarnya gravitasi teoritis di berbagai lintang dapat dihitung dengan rumus:
¥ = 978,031846 (1 + 0,005278895 sin2 + 0,000023462 sin4) gal. Ket. = lintang.
Sebagaimana telah dikemukakan bahwa besarnya gravitasi dipengaruhi oleh ketinggian tempat dan densitas batuan, maka faktor tersebut harus diperhitungkan dalam pengukuran gravitasi. Setiap naik 1 meter gravitasi akan turun sebesar 0,3086 mgal dan sebagai kibat tambahan batuan setiap 1 meter menyebabkan naiknya gravitasi sebesar 0,0419  ( = densitas batuan). Apabila lintang dan ketinggian tempat saja yang diperhitungkan maka hasilnya disebut Anomali Udara Bebas (free air anomaly). Tetapi kalau tambahan batuan juga diperhitungkan maka disebut Anomali Bouguer sesuai dengan nama ahli geodesi Perancis , Pierre Bouguer, yang mula-mula mengusulkan agar dilakukan koreksi terhadap batuan. Besarnya Anomali Bouguer adalah: g – (¥+ 0, 3086 h – 0,0419  h) mgal.
Sebagaimana pengertian anomali gravitasi yaitu selisih gravitasi sebenarnya/ gravitasi lapangan dengan gravitasi teoritis, maka ada dua kemungkinan tipe anomali yaitu anomali gravitasi positip dan negatip.
• Anomali gravitasi positip, bila gravitasi sebenarnya lebih besar dari gravitasi teoritis. Daerah yang mengalami gravitasi positip cenderung akan mengalami pengangkatan untuk mencapai keseimbangan.
• Anomali gravitasi negatip, bila gravitasi sebenarnya lebih kecil dari gravitasi teoritis. Daerah yang mengalami anomali gravitasi negatip cenderung mengalami penurunan untuk mencapai keseimbangan.
Bertolak dari pemikiran bahwa bumi volumenya tetap maka para ahli memikirkan bahwa adanya bagian bumi yang menonjol seperti benua tentunya dikompensasikan oleh bagian lain yang menurun seperti dasar laut. Kalau kita memperhatikan globe jelas terlihat bahwa belahan bumi utara didominasi oleh daratan sedang belahan bumi selatan didominasi oleh lautan. Pegunungan tinggi diimbangi oleh adanya palung laut. Keadaan semacam itu disebut kedudukan seimbang atau disebut isostasi oleh CE Dutton. Selama belum tercapai keseimbangan maka kerak bumi akan bergerak mencari keseimbangannya. Mengenai isostasi, ada dua hipotesis yang terkenal dikalangan ahli geologi yaitu hipotesis Pratt dan hipotesis Airy.


Gambar 2. 1. Anomali Gravitasi

• Hipotesis Pratt (Pratt hypotesis of isostasy). Sebenarnya Pratt tidak menggunakan itilah isostasi ketika mengemukakan hipotesisnya pada tahun 1859, melainkan kompensasi. Pratt mengatakan bahwa massa benua lebih tinggi dari pada massa dasar laut, tetapi densitas batuan yang menyusun dasar laut lebih besar dari pada densitas batuan di benua. Dengan kata lain adanya perbedaan ketinggian antara benua dan dasar laut adalah karena perbedaan kepadatan batuan yang menyusun kerak bumi di kedua bagian bumi tersebut. Ketinggian dikompensasikan oleh densitas batuan.
Pratt memberikan ilustrasi dengan menggunakan berbagai logam yang tidak sama berat jenisnya tetapi berat dan penampangnya dibuat sama, kemudian diapungkan di dalam air raksa. Ternyata logam yang berat jenisnya lebih besar hanya sedikit tersembul di atas permukaan air raksa, sedang logam yang berat jenisnya kecil banyak tersembul di atas permukaan air raksa.

Gambar 2. 2. Ilustrasi Pratt

• Hipotesis Airy (Airy’s hypothesis of isostasy). Airy mengemukakan hipotesisnya pada tahun 1855 dengan jalan pikiran yang agak berbeda dengan Pratt. Airy membenarkan bahwa batuan yang menyusun kerak bumi tidak sama densitasnya, namun perbedaan densitas batuan tidak terlalu besar untuk menghasilkan perbedaaan ketinggian permukaan bumi yang sedemikian besarnya. Airy memberikan ilustrasi yang mirip dengan ilustrasi Pratt, hanya menggunakan logam yang sejenis, penampangnya juga dibuat sama tetapi tebalnya tidak sama. Setelah logam dimasukkan kedalam air raksa, ternyata logam yang lebih tebal tersembul lebih tinggi di atas permukaan air raksa dari pada logam yang tipis. Dengan demikian Airy berkesimpulan bahwa perbedaan ketinggian permukaan bumi bukan disebabkan oleh perbedaan densitas batuan tetapi akibat dari perbedaan tebal lapisan kerak bumi. Itulah sebabnya hipotesis Airy ini sering pula disebut the Roots of Mountains hypothesis of isostasi. Pendapat Airy ini lebih banyak dianut oleh para ahli geologi, namun tidak berarti bahwa pendapat Pratt salah. Densitas batuan penyusun kerak bumi memang tidak sama, demikian juga tidak semua pegunungan akarnya jauh masuk kedalam bumi. Dengan demikian keduanya saling melengkapi. Leon Long memberikan penilaian 65% untuk Airy dan 35% untuk Pratt.

Gambar 2. 3. Ilustrasi Airy

• Massa bumi dapat ditaksir dengan menganggap bumi bulat sempurna dengan jari-jari rerata 6371 km dan gravitasi rata-rata 980 gal. Rumus besarnya gravitasi di permukaan yang bulat sempurna adalah g = G.m/r2. Rumus tersebut diperoleh dari rumus gravitasi universal: Fg = Gm1m2/r2 dan rumus Hukum II Newton tentang gerak : F = mg. Bila rumus gravitasi universal ditulis dengan cara lain:
Gm1m2 Gm2 G.m2 G.m1
Fg =  = m1 { } = m1.g2  g2 =  dan g1 = 
r2 r2 r2 r2
Jadi kalau bumi bulat sempurna dengan jari-jari 6371 km dan gravitasi 980 gal maka massa bumi dapat diperoleh dari rumus di atas = 5,96 x 1027 gram.
Volume bumi = 4/3  r kat2. r kutub = 1,08 x 1027 cm3 di mana r katulistiwa = 6378 km dan r kutub = 6357 km.
Massa bumi 5,96 x 1027 gr
Densitas bumi =  =  = 5,52 gram/cm3
Volume bumi 1,08 x 1027 cm3

2. Kemagnetan Bumi (Magnetisme).
Bumi merupakan medan magnet yang luar biasa besarnya, suatu berita menakjubkan yang pertama kali dipublikasikan oleh William Gilbert tahun 1600 dan karenanya jarum kompas selalu menunjuk ke arah utara dan selatan Kutub Magnet Bumi. Menurut Gilbert bumi bersifat magnet karena inti bumi penuh dengan loadstone, batuan yng banyak mengandung magnetit. Dia membuat globe yang bagian intinya diisi dengan loadstone sehingga orang meyakini pendapatnya lebih dari dua abad lamanya. Akan tetapi belakangan orang mulai menolak pendapat Gilbert, yang anehnya justru bermula dari percobaan Gilbert sendiri dimana ia memanasi globenya sampai merah membara, dan ternyata berakibat globenya kehilangan sifat kemagnetan. Orang mulai sangsi karena tentunya inti bumi temperaturnya tinggi.
Abad ke-19 para ahli fisika mengetahui bahwa loadstone bukanlah satu-satunya sumber kemagnetan. Kemagnetan merupakan fenomena yang tak dapat dipisahkan hubungannya dengan arus listrik. Masalahnya adalah bagaimana arus kuat terdapat di dalam bumi yang menyebabkan bumi bersifat magnet. Pertanyaan ini baru terjawab setelah ahli seismologi menemukan bahwa inti bagian luar bumi berwujud cair sehingga diduga di inti bagian luar inilah terjadi arus listrik.
Medan magnet adalah daerah sekitar magnet yang masih terpengaruh magnet tersebut. Garis-garis gaya medan magnet memusat ke kedua kutub magnet. Jarum kompas dalam medan magnet mempunyai kedudukan sejajar dengan garis gaya magnet di tempat itu. Gaya yang bekerja pada jarum kompas tergantung pada intensitas medan magnet yang merupakan hasil bagi antara gaya yang dihasilkan kutub magnet dengan kekuatan kutub magnet. Intensitas medan magnet diukur dengan magnetometer, besarnya berkisar 25.000 gamma dekat ekuator dan 70.000 gamma di sekitar kutub. Kekuatan kutub magnet dikatakan 1 unit kekuatan kutub bila satu kutub mendorong kutub lainnya 1 dyne sejauh 1cm. Bila mendorong 2 dyne sejau 1cm berarti kekuatan kutubnya 2.
Sumbu magnet bumi membentuk sudut 11,50 dengan sumbu bumi. Tahun 1955 ditemukan posisi kutub magnet bumi di 780 34’ LU – 2900 40’ BT dan 780 34’LS – 1100 40’ BT. Dari posisi kedua kutub magnet bumi tersebut berarti sumbu magnet bumi tidak melalui inti bumi. Di kutub magnet inklinasi seharusnya 900 (sudut antara bidang horizontal dengan jarum kompas, positip bila jarum kompas penunjuk utara mengarah ke bawah dan negatip bila mengarah ke atas) namun kenyataannya tidak mencapai 900 di kutub tadi. Hal ini terjadi karena di dalam bumi masih ada 11 magnet lain yang mempengaruhinya. Kutub magnet lain yang disebut dip pole, diketemukan tahun 1960 di 750 LU – 1010 BB dan 670 LS – 1430 BT.


Gambar 2. 4. Garis gaya Medan Magnet

Penelitian medan magnet bumi menunjukkan penyimpangan karena mineral penyusun batuan ada yang bersifat magnet seperti Magnetit (Fe3O4), Hematit (Fe2O3), Ilmenit (FeTiO3) dan Pyrrhotit (Fe2-xS). Atom-atom dalam mineral tersebut tersusun geometris dimana orbit individual dan kisaran elektron diarahkan lewat suatu zone kecil tertentu berdiameter beberapa mikron dan dikenal sebagai magnetic domain, menyebabkan mineral tersebut bersifat magnetis. Kekuatan kemagnetannya tergantung pada proporsi kisaran elektronnya yang searah atau terbalik satu sama lain. Magnetit dan pyrrhotit memiliki kemagnetan kuat karena elektron-elektronnya searah, sedang hematit dan ilmenit kekuatannya lemah karena elektron sekitarnya cenderung arahnya terbalik. Pada temperatur diatas temperatur Curie/temperatur kritis (550-6000C) gerak-gerak atom begitu besar sehingga magnetic domeinnya tidak ada dan berakibat sifat kemagnetannya hilang. Ketika temperatur turun di bawah temperatur kritis tersebut maka arahnya diatur lagi oleh pengaruh medan magnet bumi. Dari arah yang ditunjukkan mineral-mineral magnetik dalam batuan, orang mengetahui bahwa magnet bumi telah mengalami pembalikan selama perjalanan sejarah bumi. Periode pembalikan kutub tersebut tidak teratur, lamanya tidak sama misalnya perubahan ke posisi kutub sekarang memerlukan waktu sekitar 690.000 tahun. Sebelumnya sekitar 200.000 tahun dan sebelumnya lagi 60.000 tahun. Sejak 110 juta tahun terakhir para ahli mengetahui sekitar 80 kali pembalikan kutub magnet bumi (Stokes, 1978). Akan tetapi belum banyak penjelasan yang memuaskan mengenai penyebab dari pembalikan kutub magnet tersebut. Penelitian Paleomagnetisme memberikan gambaran mengenai posisi benua-benua di mana hasilnya menunjang pendapat bahwa benua-benua telah mengalami pergeseran dari posisinya semula.
Kehadiran mineral-mineral ferromagnetik dalam batuan menyebabkan penyimpangan magnetik/anomali medan magnet. Anomali magnetik dapat memberikan gambaran apakah batuan kerak bumi banyak mengandung mineral ferromagnetik atau tidak. Karena itu penelitian kemagnetan biasanya digunakan dalam pencarian bahan galian.
Analisis anomali magnetik hampir sama saja dengan analisis anomali gravitasi. Mula-mula dilakukan penelitian dengan magnetometer (biasanya dari pesawat) untuk menghitung total intensitas medan magnet. Hasilnya kemudian dikurangi dengan medan magnetik utama untuk memperoleh anomali magnetik. Pengukuran dilakukan berkali-kali untuk mendapatkan hasil yang mantap. Dewasa ini analisis dilakukan dengan komputer sehingga cepat memperoleh hasilnya.

Gambar 2. 5. Anomali magnetik negatip(kiri) & positip (kanan)
3. Seismik
Apabila terjadi pelepasan energi didalam kerak bumi akibat patahan atau letusan gunungapi maupun longsor, maka energi tersebut akan diteruskan ke segala arah melalui materi batuan berupa perambatan getaran dalam bentuk gelombang. Perambatan gelombang inilah yang disebut gempa. Secara garis besar gelombang gempa dapat dibedakan atas dua macam yaitu Body wave dan Surface wave.
• Body Wave adalah gelombang yang merambat di dalam bumi dari pusat gempa ke segala arah. Berdasarkan cara perambatan melalui batuan penyusun bumi, dikenal 2 macam:
1. Gelombang Longitudinal (Gelombang Primer / Gel. P). Disebut gelombang Primer karena gelombang ini yang paling cepat merambat sehingga paling dahulu tercatat oleh alat pencatat gempa (seismograf). Arah getarannya ke depan dan ke belakang sehingga partikel-partikel materi yang dilaluinya mengalami penekanan dan perenggangan. Oleh karena itu maka sering pula disebut Push – Pull wave atau kadang-kadang disebut Compressive wave . Gelombang ini dikenal pula dengan nama Gelombang suara karena cara perambatannya sama dengan perambatan suara di udara. Sifat dari gelombang ini adalah dapat melalui media yang berwujud padat, cair maupun gas. Tergolong cepat karena berkaitan dengan arah getarannya yang searah dengan arah geraknya. Bila melalui materi bumi maka kecepatannya berkisar 6 km/detik di lapisan kerak bumi dan 8,5 km/detik di lapisan selimut bumi. Perhatikan gambar 6 di bawah ini
2. Gelombang Transversal (Gelombang Sekunder/Gel S). Berbeda dengan gelombang longitudinal, arah getarannya tegak lurus pada arah geraknya. Karena itu maka kecepatannya lebih rendah dibanding gelombang longitudinal. Akibat lain adalah hanya dapat melalui media yang berwujud padat. Bila melalui media berwujud cair atau gas, gelombang ini hilang atau tidak tercatat pada seismograf karena ikatan molekul cairan dan gas tidak kuat. Dengan sedikit tekanan saja molekul-molekul cairan dan gas sudah bergerak lepas satu sama lain. Adapun kecepatannya hanya sekitar 2/3 kecepatan grelombang primer.
3. Surface wave adalah yang merambat dari hiposentrum ke permukaan bumi kemudian dari episentrum merambat ke segala arah. Jalan yang ditempuh lebih panjang sehingga paling belakangan sampai ke alat pencatat gempa. Oleh karena itu sering disebut gelombang panjang (Long Wave). Kecepatannya berkisar 3 – 4 km/detik.

Perbedaan sifat antara gelombang primer dan sekunder dapat digunakan untuk memperkirakan wujud lapisan-lapisan dalam. Dari kecepatan gelombang melalui lapisan-lapisan bumi dapat digunakan untuk memperkirakan materi penyusun bumi di setiap- lapisan.
Para ahli mempelajari seismogram, hasil pencatatan gelombang di berbagai stasion untuk mengetahui lapisan-lapisan bumi, tebal masing-masing lapisan , kecepatan gelombang waktu melalui setiap lapisan sehingga dapat diperkirakan materi penyusun setiap lapisan. Seismogram sangat rumit karena gelombang yang tercatat di seismogram berasal dari berbagai jalur dalam kerak bumi. Pada perbatasan lapisan satu dengan lapisan lainnya di mana terjadi perubahan kecepatan gelombang, maka ada gelombang yang dipantulkan dan ada yang dibiaskan bahkan menghasilkan gelombang baru karena terjadi pelepasan energi ketika mengenai batas lapisan.
Refraksi ( Pembiasan) terjadi karena perubahan kecepatan ketika melalui lapisan atas dan lapisan bawahnya. Sesuai dengan Hukum Snellius maka cosinus sudut datang berbanding cosinus sudut pergi sama dengan kecepatan gelombang melalui lapisan atas (V1) berbanding kecepatan gelombang melalui lapisan bawah (V2). Pada refleksi (pemantulan) gelombang di perbatasan lapisan, sudut datang = sudut pantul.
Gambar 2. 7. (B) Jalannya pemantulan gelombang pada satu lapisan dengan kurva Travel time di atasnya (C). Gelombang P dan S setelah mengenai perbatasan lapisan, menghasilkan gelombang baru
Karena pulsa-pulsa gelombang yang tercatat pada seismogram campur aduk antara gelombang yang dibiaskan dan gelombang yang dipantulkan berbagai lapisan maka harus dipilah-pilah dahulu. Untuk itu digunakan kurva Travel t ime dan data seismogram dari berbagai jarak.

Gambar 2. 8. Jalannya pembiasan gelombang dengan kurva Travel time di atasnya

Pulsa-pulsa gelombang yang dibiaskan terletak pada kurva berupa garis lurus, sedang pulsa-pulsa gelombang hasil pemantulan terletak pada kurva berupa garis lengkung (hiperbola). Setiap kurva garis lurus mewakili gelombang-gelombang yang dibiaskan puncak salah satu lapisan. Begitu juga setiap kurva lengkung mewakili gelombang-gelombang yang dipantulkan salah satu lapisan.
Kecepatan gelombang yang dibiaskan ketika melewati lapisan-lapisan dapat diketahui dari kemiringan kurva garis lurus. Perhatikan gambar dari setiap kurva garis lurus diperoleh waktu (t) yang diperlukan gelombang menempuh jarak (x) tertentu sepanjang puncak lapisan di mana dibiaskan. Kecepatan gelombang di lapisan itu = x/t. Tetapi kemiringan kurva kebalikannya yaitu t/x. Berarti kecepatan gelombang dihitung dari kemiringan kurva saja (V = 1/S, di mana S adalah kemiringan kurva). Kecepatan gelombang dapat pula dihitung dari bentuk kurva garis lengkung tetapi analisisnya lebih rumit.
X V2 – V1
Untuk mengetahui tebal lapisan: h =  V+ 
2 V1 + V2
V1 = Kecepatan gelombang di lapisan atas,
V2 = Kecepatan gelombang di lapisan bawah
X = Jarak sampai ke perpotongan kedua kurva garis lurus,
h = Tebal lapisan.

Gambar 2. 9. Kemiringan slope untuk
menghitung kecepatan gelombang melalui lapisan

Gambar 2. 10. Penelitian Seismik di lapangan

Untuk meneliti lapisan-lapisan bumi sampai ke inti bumi, dibutuhkan ledakan nuklir. Akan tetapi gambaran lapisan-lapisan sedimen di kerak bumi menjadi kabur.
Untuk memperoleh gambaran lapisan-lapisan sedimen di kerak bumi, digunakan ledakan-ledakan kecil dengan geophone (seismograf portable). Geophone diatur berderet dalam satu garis lurus dari pusat ledakan. Masing-masing geophone dihubungkan dengan alat pencatat di truk oleh sinyal-sinyal elektronik, di mana alat pencatat di truk akan mencatat secara serempak pada satu grafik. Jarak pemasangan geophone sekitar 4 atau 5 kali kedalaman yang akan diteliti. Bila lapisan yang akan diteliti < 50 m tebalnya maka geophone diatur dengan interval 10 m sejauh kira-kir 300m dari pusat ledakan. Ledakan cukup ½ kg bahan peledak. Bila penelitian kerak bumi sampai kedalaman kira-kira 100 km, digunakan bahan peledak beberapa ton dan beberapa truk pencatat gempa dengan geophone yang diatur dengan interval 50 m sejauh 1.000 km. Dalam penelitian pencarian minyak bumi, praktis akan sulit mencatat fase-fase pemantulan gelombang dari lapisan dengan kedalaman < 100 m dan > 10 km. Yang nampak jelas adalah lapisan-lapisan pada kedalaman 100 m – 10 km.

B. Lapisan-lapisan Bumi
Berbagai dugaan dikemukakan orang mengenai bagian dalam bumi misalnya wujud, temperatur dan tekan. Ada yang mengatakan bahwa makin dalam tempertur makin tinggi dengan gradien geothermis 20/100 m dekat permukaan bumi, namun makin kedalam gradien geothermis makin kecil. Higgins dan Kennedy (1971) mengatakan bahwa bila inti bumi terutama tersusun dari besi maka temperaturnya berkisar 4.000 – 5.0000 C. Dibawah tekanan lapisan di atasnya besi akan lebur pada temperatur 3.7000C. yaitu pada sekitar perbatasan Mantle dan Inti bumi bagian luar (Allison, 1974). Atas dasar perhitungan temperatur di inti bumi tersebut, muncul pendapat bahwa inti bumi berwujud gas karena pada temperatur 4.000 – 5.0000C materi padat akan lebur kemudian berubah menjadi gas. Sebagian ahli lain tidak sependapat dengan alasan bahwa makin kedalam tekanan juga semakin tinggi karena beban lapisan di atasnya. Oleh karena itu dibawah tekanan yang begitu besar (sekitar 3 juta atmosfer), inti bumi akan berwujud padat. Muncul pula pendapat lain yang menggabungkan pandangan di atas, mengatakan bahwa inti bumi berwujud kental karena sekalipun temperatur sangat tinggi namun tekanan yang begitu tinggi akan menghalangi perubahan ke gas.
Dalam perkembangan selanjutnya, atas batuan penelitian seismik yang makin maju para ahli mengemukakan keterangan-keterangan bagian dalam bumi yang lebih memuaskan dan menyusun gambaran struktur bumi sebagai berikut: bumi dibagi menjadi 3 bagian besar yaitu Kerak bumi (Crust), Selimut bumi (Mantle) dan Inti bumi (Core) (Stokes, 1978).
1. Kerak bumi (Crust). Lapisan ini menempati bagian paling luar dengan tebal berkisar 6 – 50 km. Tebal lapisan ini tidak sama di semua tempat, di benua sekitar 20 – 50 km sedang di dasar laut 0 -5 km atau bersama air laut di atasnya sekitar 10 – 12 km. Tersusun dari materi-materi padat terutama yang kaya silisium dan aluminium. Ada yang membedakan atas 2 lapisan yaitu: a). Lapisan granitis, lapisan yang kebanyakan terdiri dari batuan granit. Kecepatan gelombang longitudinal di lapisan ini sekitar 6,5 km/detik. Tetapi lapisan ini tidak dijumpai di dasar laut.
b). Lapisan basaltis, lapisan yang letaknya di bawah lapisan granitis dan kebanyakan tersusun dari materi basalt. Kecepatan gelombang longitudinal di lapisan ini sekitar 6,5 – 8 km/detik.
2. Selimut bumi (Mantle). Lapisan ini terletak di bawah kerak bumi dan pada umumnya dibedakan atas 3 lapisan:
a). Litosfer, letaknya paling atas dari Selimut bumi, terdiri dari materi berwujud padat dan kaya silisium – aluminium, tebalnya sekitar 50 – 100 km. Bersama-sama dengan kerak bumi sering pula disebut lempeng litosfer yang mengapung di atas lapisan yang agak kental yaitu astenosfer. Batas bawahnya berupa lapisan yang agak lain sifatnya dimana kecepatan gelombang longitudinal lebih lambat dan disebut Low Velocity Layer. Biasanya digabungkan dengan lapisan agak kental di bawahnya yaitu astenosfer.
b). Astenosfer, lapisan di bawah litosfer yang wujudnya agak kental, kaya dengan silisium aluminium dan magnesium. Diduga batuan penyusun lapisan ini lebur sekitar 1 – 10%. Kemungkinan titik lebur silikat yang menyusun lapisan ini turun karena adanya air yang masuk ke lapisan ini sehingga walaupun temperatur di lapisan ini belum cukup tinggi sebagian material silikat mulai lebur. Tebal lapisan ini sekitar 130-160 km, dan dengan lapisan transisi low velocity layer bersama-sama tebalnya sekitar 100 – 400 km.
c). Mesosfer, lapisan yang lebih tebal dan lebih berat, kaya dengan silisium dan magnesium. Tebalnya sekitar 2.400 – 2750 km, kecepatan gelombang longitudinal naik dari sekitar 8 km/detik sampai 13,5 km / detik. Pada perbatasan ke lapisan lebih dalam (inti bumi) terdapat lapisan transisi di mana kecepatan gelombang longitudinal menurun sangat tajam dari 13,5 km/detik ke 8km/detik. Lapisan ini dikenal dengan nama Gutenberg – Wiechert Discontinuety Layer yang biasanya dijumpai pada kedalaman 2698 km.
3. Inti Bumi (Core), lapisan ini menempati bagian paling dalam dan dapat dibagi 2 bagian:
a). Inti Bagian luar (Outer Core), diduga berwujud cair sebab lapisan ini tidak dilalui gelombang transversal. Tebal lapisan ini sekitar 2160 km, kemungkinan tersusun dari materi yang kaya silisium, besi, dan magnesium.
b). Inti Bagian Dalam (Inner core) pada kedalaman sekitar 5145 km terjadi perubahan kecepatan gelombang longitudinal dari rendah ke tinggi, sebagai petunjuk batas antara inti bagian luar dan inti bagian dalam. Tebal lapisan ini sekitar 1320 km, diduga berwujud padat, tersusun dari materi yang kaya nikel dan besi dengan densitas lebih besar.




Gambar 2. 11. Lapisan-Lapisan Bumi



===JPB===


BAB III. MATERI BUMI


Bumi tersusun dari materi padat yang disebut batuan, sedang batuan sendiri tersusun dari mineral-mineral. Mineral tersusun dari satu unsur atau senyawa berbagai unsur. Adapun unsur-unsur penyusun bumi yang utama ada 8 yaitu oksigen, silikon, aluminium, besi, kalsium, sodium (natrium), potasium (kalium) dan magnesium (Lihat Tabel 1).
Tabel 1. Unsur-Unsur Utama Penyusun Bumi
No. Unsur % Berat % Atom % Volume *
1. Oksigen (O) 46,6 60,5 93,8
2 Silikon (Si) 27,7 20,5 0,9
3 Aluminium (Al) 8,1 6,2 0,8
4 Besi (Fe) 5,0 1,9 0,5
5 Kalsium (Ca) 3,6 1,9 1,0
6 Sodium (Na) 2,8 2,6 1,2
7 Potasium (K) 2,6 1,8 1,5
8 Magnesium (Mg) 2,1 1,4 0,3
9 Lain-lain 1,5 3,2 -
J u m l a h 100,0 100,0 100,0
Sumber: Plummer, Charles. C, McGeary, David, 1985.
Keterangan: * khusus untuk 8 unsur utama

A. Mineral
Dalam kehidupan sehari-hari, mineral mempunyai pengertian yang bervariasi, misalnya dalam bidang pertambangan mineral adalah bahan galian atau bahan tambang, dalam bidang farmasi yang dimaksud dengan mineral adalah unsur yang terkandung di dalam suatu obat. Dalam bidang geologi, khususnya mineralogi, yang dimaksud dengan mineral adalah bahan alamiah yang anorganik, umumnya berbentuk kristal, tersusun dari satu unsur atau senyawa beberapa unsur dengan bentuk dan komposisi kimia tetap serta memiliki sifat-sifat fisik yang khas (Wicander, Reed, Monroe, James S, 2002).
Lebih 3500 jenis mineral yang sudah diketahui orang (Monroe, Wicander, 2001). Akan tetapi hanya sekitar 20-an jenis mineral yang banyak dijumpai dalam batuan, terutama persenyawaan antara kedelapan unsur utama.
Berdasarkan kandungan kimianya maka mineral-mineral dapat dikelompokkan atas: mineral-mineral silikat, oksida, sulfida, halida, karbonat dan sulfat.
1. Kelompok mineral silikat: merupakan persenyawaan antara silikon dan oksigen dengan unsur-unsur lain yang bermuatan positip. Senyawa dasar mineral silikat adalah silika tetrahedron yang terdiri dari satu ion silikon dikelilingi oleh empat oksigen, diberi simbol (SiO4)-4.

Supaya silika tetrahedron stabil:
a. Ada tambahan ion bermuatan negatif. Ini disebut ikatan ionik (Gambar 3.2).
b. Atau membagi oksigen dengan tetrahedron di sekitarnya (berarti berkurang kebutuhan ion +). Ikatan ini disebut ikatan kovalen. (Gambar 3.3).
Ikatan keempat oksigen dengan satu silikon 50% berupa ikatan ionik dan 50% ikatan
covalen. Perhatikan ikatan-ikatan pada gambar 14 dan 15. Dalam satu silika tetrahedron ini muatannya negatif 4, sehingga rumus silika tetrahedron menjadi (SiO4)-4 (Si bermuatan +4, dan O2 bermuatan-2 setiap oksigen).

Gambar 3. 2. Ikatan ionik
Sumber: Wicander, Reed, Monroe, James S, 2002.




Gambar 3. 3. Ikatan Kovalen
Sumber: Wicander, Reed, Monroe, James S, 2002.

Mineral-mineral silikat dapat dikelompokkan atas mineral silikat ferromagnesia dan nonferromagnesia. Mineral silikat ferromagnesia adalah mineral silikat yang mengandung besi dan atau magnesium. Senyawa dasar silikat yaitu silika tetrahedron bergabung dengan ion-ion besi, magnesium, kalsium dan lain-lain membentuk mineral ferromagnesia. Termasuk di dalamnya adalah olivin (Mg,Fe)2SiO4 banyak dalam batuan basa mirip butir-butir gula berwarna kuning atau hijau namun ceratnya putih; augit (Ca(Mg,Fe,Al)2(AlSi)2O6 yang berwarna dari hijau gelap sampai hitam namun ceratnya tidak berwarna; hornblende, suatu senyawa silikat yang kompleks antara Ca, Na, Mg, Fe dan Al berwarna hijau gelap sampai hitam namun ceratnya tidak berwarna, banyak tersebar dalam batuan beku dan metamorf; biotit K(Mg,Fe)3(AlSi3)O10(OH,F)2, yang sering pula disebut mika hitam karena warnanya gelap.
Mineral silikat nonferomagnesia adalah mineral silikat yang tidak mengandung besi atau magnesium. Termasuk di dalamnya adalah felspar, mineral yang paling banyak menyusun
batuan (58%), terdiri dari ortoklas (KalSi3O8), Albit (NaAlSi3O8) dan anortit (CaAl2Si2O8); muscovit KAl3Si3O10(OH)2, sering disebut mika putih karena warnanya putih namun bila ada unsur lain yang mengotori kelihatan berwarna agak kekuningan, coklat atau merah; kuarsa (Si02) yang merupakan mineral terbanyak kedua menyusun batuan, umumnya berwarna putih atau seperti susu atau berwarna ungu, kemerahan, kuning pudar dan sebagainya sebagai akibat pengotoran unsur lain. Perhatikan beberapa contoh mineral silikat pada Gambar 3.4.


Gambar 3. 4. Beberapa contoh
mineral silikat
Sumber: Wicander, Reed, Monroe,
James S, 2002.


Struktur mineral silikat, berkisar dari isolated silica yang tergantung pada ion bermuatan + sampai framework silicate structure dimana semua atom oksigen digunakan bersama dengan tetrahedron di sekitarnya. Perhatikan gambar struktur silikat di bawah ini.









Gambar 3. 5. Struktur Silikat








Gambar 3. 9. Asbes sebagai contoh struktur rantai tunggal.


Gambar 3. 10. Struktur berangkai, misalnya kuarsa dan felspar






Gambar 3. 11. Struktur lembaran misalnya pada mika (kiri), lembaran berikutnya terletak di atasnya digabungkan oleh ion-ion positip (kanan)

2. Mineral-mineral Oksida, terbentuk dari persenyawaan antara oksigen dengan unsur-unsur bermuatan positip. Umumnya lebih kuat dari mineral lain kecuali dengan mineral silikat tertentu dan umumnya lebih berat dari mineral lain kecuali dengan mineral sulfida. Termasuk mineral oksida antara lain: korundum (Al2O3), magnetit (Fe3O4), hematit (Fe2O3), kasiterit (SnO2).
3. Mineral-mineral Sulfida, terbentuk dari penggabungan secara langsung unsur-unsur (besi, perak, tembaga, timah hitam, zink, air raksa) dengan belerang. Beberapa diantara mineral sulfida menjadi sumber bahan tambang yang komersial seperti kalkopirit (CuFeS2), kalkosit (Cu2S), galena (PbS), dan spalerit (ZnS).
4. Mineral-mineral Halida, dibentuk oleh persenyawaan unsur dengan klor. Termasuk di
dalamnya adalah mineral halid (garam dapur, NaCl) dan garam K (KCl).
5. Mineral-mineral karbonat, dibentuk oleh persenyawaan unsur-unsur dengan ion (CO3)-2. Termasuk didalamnya adalah kalsit (CaCO3) dan dolomit CaMg(CO3)2.
6. Mineral-mineral Sulfat, dibentuk oleh persenyawaan unsur dengan ion (SO4)-2. Termasuk di dalamnya adalah anhidrid (CaSO4), gipsum (CaSO4.2H2O), barit (BaSO4).

Mengidentifikasi suatu jenis mineral tidaklah mudah, perlu keahlian khusus dan pengalaman serta penggunaan peralatan laboratorium. Secara tepat perlu analisis kimia untuk mengetahui kandungan kimia setiap mineral dan perbandingan unsur-unsur yang terkandung di dalamnya. Akan tetapi kalau di lapangan, identifikasi mineral dilakukan secara makro dengan mengamati sifat fisiknya seperti bentuk kristal, warna, cerat, kilap, bidang belah, kekerasan, pecahan, berat jenis dan sebagainya. Kadang-kadang dengan memperhatikan sekitar 2 atau 3 sifat fisiknya saja kita sudah dapat mengetahui jenis mineralnya.
a. Bentuk kristal (Crystalform) , dihasilkan dari keteraturan ikatan atom penyusun mineral dalam menempatkan atom-atomnya pada bidang-bidang tertentu dan pada jarak tertentu dengan atom lain. Bentuk kristal bermacam-macam, tetapi dapat dikelompokkan atas bentuk kubus, tetragonal, hexagonal, ortorombik, monoklin dan triklin. Perhatikan Tabel 2 dan Gambar 3. 12. Dari bentuk kristal mineral, misalnya berbentuk kubus, berarti kemungkinan mineral tersebut halit, galena, fluorit, pirit, garnet, atau intan, sehingga perlu di perhatikan lagi bentuk fisik lainnya seperti kekerasannya, kilapnya, bidang belahnya, ceratnya dan sebagainya.



Tabel 2. Bentuk-Bentuk Kristal Mineral
Sistem Karakteristik Contoh Mineral
1. Isometrik
(Kubus) 3 sumbu sama panjang dan saling tegak lurus Halit, Galena, Fluorit, Pirit, Garnet, Intan
2. Tetragonal 3 sumbu saling tegak lurus, hanya 2 yang sama panjang Zirkon, Kalkopirit, Kuarsa, Kalsit, Turmalin
3. Heksagonal 3 sumbu sama panjang dan sumbu keempat tegak lurus pada bidang yang dibentuknya
Beril, Kuarsa, Kalsit, Turmalin
4. Ortorombik 3 sumbu tidak sama panjang tetapi saling tegak lurus Barit, Belerang, Topaz
5. Monoklin 3 sumbu tidak sama panjang, 2 sumbu saling tegak lurus Gipsum, Ortoklas, Augit, Hornblende
6. Triklin 3 sumbu tidak sama panjang, tidak ada Aksinit, Plagioklas
yang tegak lurus

A. Isometrik, misalnya B. Tetragonal, misalnya C. Ortorombik, misalnya
pada pirit pada zirkon pada barit



D. Monoklin, misalnya E. Heksagonal, misalnya F. Triklin, misalnya
pada gipsum pada beril pada aksinit.

Gambar 3. 12. Contoh Bentuk Kristal dan jenis mineral
(Sumber: Skinner, B.J., dkk, 2004)

b. Kekerasan mineral (Hardness), berkenaan dengan ketahanan mineral terhadap goresan. Biasanya dibandingkan dengan tingkat kekerasan 10 mineral standar yang disusun oleh Friedrich Mohs dari Austria sehingga dikenal sebagai skala Mohs. Caranya, dengan menggores mineral yang ingin diketahui tingkat kekerasannya kemudian dibandingkan dengan menggores mineral-mineral standar pada skala Mohs. Dapat pula dilakukan dengan saling menggoreskan antara mineral yang ingin diketahui kekerasannya dengan mineral standar. Kalau mineral tergores maka berarti kekerasannya di bawah mineral yang digunakan menggores dan sebaliknya kalau aus berarti mineral penggores lebih rendah kekerasannya.
Talk = 1 ; Felspar = 6
Gyps = 2 ; Kuarsa = 7
Kalsit = 3 ; Topaz = 8
Fluorit = 4 ; Corundum = 9
Apatit = 5 ; Intan = 10
Kalau kita teruskan contoh dalam poin a, bentuk kristalnya kubus masih ada beberapa mineral yang memiliki bentuk kristal kubus, maka dilihat dari kekerasannya misalnya 6-6,5, maka kemungkinannya adalah pirit karena intan kekerasannya 10, halit 2,5, galena 2,5, fluorit 4. Bila ingin memastikan, tinggal mengecek warnanya apakah kuning loyang dan ceratnya coklat kehitaman.
c. Berat Jenis (Specific Gravity), diperoleh dengan membandingkan berat mineral dengan berat air dengan volume yang sama. Contoh: biotit berat jenisnya 3, kasiterit 7, kalsit 2,71, corundum 4, galena 7,5, halit 2,16, hematit 5,2, magnetit 5,2, olivin 3,4, pirit 5, kuarsa 2,65, topaz 3,5, dan lain-lain. Berat jenis juga sulit diketahui di lapangan, hanya ditaksir beratnya dengan menggunakan tangan.
d. Bidang belah/Belahan (Cleavage), tendensi mineral membelah pada bidang-bidang tertentu dengan arah tertentu. Di mana ikatan atom lemah dan relatif sedikit maka disitulah mineral cenderung membelah. Biasanya untuk melihat belahannya mineral kita putar-putar sambil melihat ke arah mana belahannya. Perhatikan bidang belah mika pada gambar 3. 13 dan beberapa contoh mineral pada gambar 3. 14.



Gambar 3. 14. Beberapa contoh mineral dengan belahannya

e. Pecahan (Fracture), bentuk pecahan mineral secara alamiah. Istilah yang digunakan antara lain: Conchoidal, bila pecahan mineral permukaannya melengkung seperti pecahan kaca; Huckly, bila permukaannya tajam-tajam; Splintery, bila pecahan mineral tipis-tipis; Earthy, bila pecahan mineral seperti remah tanah.
f. Warna (Colour), terlalu kasar karena warna dipengaruhi oleh pengotoran unsur lain.
g. Cerat (Streak), adalah warna serbuk mineral. Lebih bagus dibanding warna karena tidak terpengaruh oleh pengotoran unsur lain. Sebagai contoh, mineral hematit warnanya gelap, tetapi ceratnya kemerahan. Biasanya cerat diperoleh dengan menggoreskan mineral pada permukaan porselin yang belum dipoles. Perhatikan Gambar 3.15. berikut ini.

Gambar 3. 15. Cerat dari hematit terlihat pada porselin berwarna
merah kecoklatan, sedang warna hematit sendiri gelap.
Sumber: Skinner, B.J., Porter dkk, 2004
h. Kilap (Luster), berkenaan dengan kenampakan permukaan mineral dalam memantulkan cahaya ke mata kita. Istilah-istilah yang umumnya digunakan adalah: Metallic, bila memantulkan cahaya seperti logam misalnya pirit, kalkopirit, galena dan sebagainya; Non-metallic, ada beberapa istilah yang digunakan: vitreous (seperti kaca) misalnya pada kalsit, kuarsa dan sebagainya, resinous (seperti damar) misalnya pada spalerit dan belerang, greasy (kotor seperti permukaan yang berlemak) misalnya pada serpentin, pearly (seperti mutiara) misalnya pada gipsum dan talk, silky (seperti sutera) misalnya pada malachite, Dull (seperti tanah) misalnya pada kaolinit dan glaukonit.
i. Lain-lain seperti taste (rasa), touch (rasa ketika disentuh), tenacity (sifat kohesif yang
dapat dilihat dari mudah tidaknya ditempa, dibengkokkan), sifat kemagnetan, sifat kelistrikan, sifat radioaktivitas, dan bau.

Gambar 3. 16. Calsedon. (a). Agate, batuan yang terbentuk dari presipitasi silika. Bagian dalamnya terbentuk kristal-kristal kuarsa. (b). Chert, nama yang digunakan untuk sejumlah batuan yang kompak, keras terbentuk dari mikrokristalin silika.




B. Batuan
Batuan adalah materi padat berupa mineral maupun bahan organik yang menyusun bumi. Berdasarkan cara terjadinya, batuan dapat digolongkan menjadi batuan beku, batuan sedimen dan batuan metamorf (malihan).
1. Batuan Beku, terbentuk dari magma yang membeku. Menurut tempatnya membeku, dibedakan atas batuan beku dalam, batuan beku korok dan batuan beku luar.
Batuan beku dalam membeku sebelum mencapai permukaan bumi. Karena itu pendinginan berlangsung lambat sehingga ada kesempatan membentuk kristal-kristal besar. Ciri khas batuan beku dalam adalah kristalnya besar atau disebut bertekstur kasar (Paneritik). Dari ukurannya tubuh batuan beku dalam dibedakan atas batuan beku dalam yang pipih (Tabular Pluton), biasanya relatif dekat ke permukaan bumi dan batuan beku dalam yang massif (Massive Pluton), biasanya letaknya relatif agak dalam dan besar (Sokes, 1978). Baik tabular pluton maupun massive pluton dibedakan lagi berdasarkan keselarasannya dengan batuan di sekitar. Tabular pluton yang selaras (concordant) dengan batuan sekitar disebut sill dan yang tidak selaras (discordant) dengan batuan sekitar disebut dike. Massive pluton yang selaras dengan batuan sekitar disebut lakolit dan yang tidak selaras disebut batolit. Perhatikan Gambar 3. 17.







Batuan beku luar (sering pula disebut batuan leleran/batuan vulkanik) yang membeku di permukaan bumi. Batuan ini mengalami pendinginan cepat sehingga kristal-kristal yang dihasilkan halus atau disebut bertekstur halus (Apanitik). Jumlah batuan beku luar tidak sebanyak batuan beku dalam, kurang dari 1/10 batuan beku keseluruhan. Magma yang keluar ke permukaan bumi dapat melalui puncak gunungapi berupa bahan-bahan padat yang disemburkan ke udara, maupun melalui retakan dalam kerak bumi. Materi padat yang disemburkan letusan gunungapi dikenal dengan nama tephra atau piroklastik. Berdasarkan ukuran bahan padat tersebut dikenal sebagai bom yaitu bongkahan batuan berukuran lebih dari 64 mm, lapilli yang berukuran 2 - 64 mm, pasir bila berukuran 0,05 – 2 mm dan abu vulkanik bila berukuran 0,002 – 0,05 mm. Kalau proses pendinginannya sangat cepat, sehingga tidak mengkristal sama sekali maka akan membentuk gelas vulkan atau obsidian. Lihat gambar 3. 18.
Magma yang keluar ke permukaan bumi dalam wujud cair/kental disebut lava. Jika aliran lava yang mencapai permukaan bumi mengandung banyak gas (terutama dari magma bersifat asam yang kaya silikat) maka terbentuklah batuan berongga-rongga yang disebut bertekstur vesikuler. Kalau batuan bertekstur vesikuler tersebut terbentuk dari riolit maka disebut batu apung (pumice) karena mengapung di dalam air, biasanya berwarna terang. Batuan vesikuler yang terbentuk dari basal disebut scoria, biasanya berwarna gelap.
Batuan beku korok membeku dalam pipa kepundan gunungapi atau retakan/celah-celah kerak bumi. Biasanya kristalnya halus karena pembekuan dekat dengan permukaan bumi tetapi di dalamnya terdapat kristal-kristal besar yang terbawa dari batuan beku dalam yang dilalui dalam perjalanan. Batuan demikian disebut bertekstur campuran (Porfiritik).


Batuan beku dapat pula dibedakan berdasarkan kandungan kimianya yang tercermin pula dari warna batuan menjadi batuan beku asam (> 65% silika), sedang (53 – 65% silika) dan basa (< 45% silika). Batuan beku asam banyak mengandung mineral-mineral silikat yang umumnya berwarna terang sehingga keseluruhan batuan ini berwarna lebih terang. Contohnya adalah granit dan riolit. Batuan beku basa kurang mineral-mineral silikat tetapi kaya mineral-mineral ferro-magnesia, umumnya berwarna gelap sehingga keseluruhan batuan ini berwarna lebih gelap. Contohnya adalah basal, peridotit dan gabro. Batuan beku sedang, seimbang antara mineral-mineral silikat dengan mineral-mineral ferromagnesia sehingga umumnya berwarna kelabu. Contohnya adalah andesit dan diorit. Perhatikan contoh batuan riolit dan granit, diorit dan andesit, basal dan gabro dalam Gambar 3. 19. Gambar 3. 19. Granit, Rhyolit, Diorit, Andesit, Gabro dan Basa Batuan beku banyak jenisnya karena perbedaan komposisi mineral dan teksturnya. Tekstur berkaitan dengan proses pendinginan magma. Untuk mengetahui terjadinya berbagai variasi batuan beku, N.L. Bowen melakukan percobaan yang disebutnya sebagai hasil dari proses differensiasi magma. Menurut Bowen, magma yang mendingin mengalami dua cabang reaksi yaitu continues series reaction dan discontinues series reaction, di satu sisi terjadi reaksi yang berlangsung terus menerus membentuk mineral-mineral silikat dan di sisi lain terjadi rekasi secara bertahap menghasilkan mineral-mineral ferromagnesia. Pada sisi discontinues series reaction, terjadi pengkristalan mineral-mineral feromagnesia secara bertahap sesuai dengan titik beku mineral, mulai dari olivin, piroksen, amfibol, biotit. Sebaliknya pada sisi continues series reaction, reaksi berlangsung terus-menerus secara perlahan tanpa fase-fase yang jelas di mana terjadi penggantian Ca dengan Na kemudian K menghasilkan mineral-mineral silikat seperti anortit, albit dan ortoklas. Jadi, pada temperatur yang masih tinggi batuan basa yang kaya dengan olivin dan piroksen yang banyak terbentuk. Sisa magma berkurang kandungan magnesium dan besinya, relatif banyak kandungan potasium, sodium dan silikon. Dengan demikian ketika temperatur semakin menurun, kristal-kristal mineral feromagnesia semakin berkurang dan sebaliknya mineral-mineral silikat semakin bertambah. Akibatnya batuan yang dihasilkan pada temperatur rendah adalah batuan asam yang kaya silikat. Kalau magma didinginkan secara perlahan-lahan maka akan membentuk kristal-kristal besar, yang menghasilkan batuan bertekstur kasar seperti gabro, diorit dan granit. Sebaliknya apabila didinginkan secara cepat maka akan menghasilkan batuan bertekstur halus yang komposisinya hampir sama dengan batuan bertekstur kasar seperti basal (sama dengan gabro), andesit (sama dengan diorit) dan riolit (sama dengan granit). Adapun reaksi Bowen yang menunjukkan urutan kristalisasi mineral pada proses pendinginan lambat dapat dilihat pada diagram gambar 3. 20. Klasifikasi batuan beku secara sederhana dapat dilihat di Gambar 3. 21. 3. 21. Klasifikasi Batuan Beku Secara Sederhana (Sumber: Wicander, Reed, Monroe, James S, 2002). Gambar 3. 22. Contoh lain batuan beku: tuff, obsidian, batuapung dan scoria 2. Batuan Sedimen, batuan yang terbentuknya lewat proses pengendapan, baik secara fisik maupun secara kimiawi. Hasil rombakan batuan di tempat tinggi yang terangkut ke tempat lebih rendah kemudian diendapkan, termasuk proses pengendapan secara fisik/ mekanik/klastik. Bahan sedimen tersebut selanjutnya mengalami proses sementasi dengan bahan perekat berupa bahan-bahan halus seperti liat, lempung, kapur, silikat, dan sebagainya. Endapan tersebut kemudian tertutup dengan bahan sedimen berikutnya, menekan kebawah sehingga terjadi proses litifikasi atau proses mengerasnya bahan sedimen yang terekat tadi. Hasilnya disebut batuan sedimen yang bermacam-macam sesuai dengan ukuran dan jenis bahan sedimen yang diendapkan. Sekitar 80% permukaan benua tertutup dengan batuan sedimen walaupun volumenya hanya sekitar 5% volume kerak bumi. Batuan beku paling banyak di kerak bumi, yaitu sekitar 80% volume kerak bumi. Berdasarkan tenaga yang mengangkut hasil pelapukan/erosi , dapat digolongkan atas: a) Sedimen aquatis, yaitu sedimen yang diendapkan oleh tenaga air. Contoh: sand bar (gosong pasir), flood plain (dataran banjir), natural levee (tanggul alam), alluvial fan ( kipas aluvial), delta dan sebagainya. b) Sedimen aeolis/aeris, yaitu sedimen yang diendapkan oleh tenaga angin. Contoh: sand dunes(bukit pasir), tanah loss dan sebagainya. c) Sedimen glasial, yaitu sedimen yang diangkut oleh tenaga gletser. Contoh: morena, drumline. Klasifikasi lain berdasarkan cara pengendapan: a. Batuan Sedimen Klastis/Mekanik/Fisik (klastic = lepas-lepas), yaitu batuan sedimen yang diendapkan dalam bentuk bahan-bahan padat hasil pelapukan dan erosi kemudian mengalami sementasi dan litifikasi menjadi batuan sedimen. Berdasarkan besarnya butir dari bahan sedimen yang terekat dapat digolongkan lebih lanjut seperti dalam tabel berikut ini. Tabel 3. Klasifikasi Batuan Sedimen Klastik Diameter (mm) Skala Wentworth Nama Bahan Sedimen Nama Batuan Sedimen > 256 Boulder (Bongkah)
64 – 256 Cobble (Brangkal)
4 – 64 Pebble (Krakal) Konglomerat bila permukaan bahan yang terekat halus, bentuknya bulat-bulat; Breksi bila permukaannya kasar, bentuknya runcing-runcing.
2 – 4 Granule (Kerikil)
0,05 – 2 Sand (Pasir) Sandstone (Batu pasir)
0,002 – 0,05 Silt (Lanau) Siltstone (Batu lanau)
< 0.002 Clay (Lempung) Claystone, shale, mudstone Sumber: Plummer & McGeary, 1985 Batuan sedimen yang dihasilkan kalau ukuran bahan sedimen yang terekat satu sama lain berukuran besar (> 2 mm),disebut konglomerat atau breksi tinggal memperhatikan apakah bahan sedimen yang terekat satu sama lain permukaannya halus atau runcing. Kalau bahan-bahan sedimen yang terekat tersebut permukaannya halus dan berbentuk bulat-bulat, memberikan gambaran bahwa asalnya dari tempat yang jauh dimana dalam perjalanan telah mengalami penghalusan permukaan, terutama oleh pengangkutan air sungai disebut konglomerat, dan jika kasar dan berbentuk runcing-runcing, memberikan gambaran bahwa asalnya tidak jauh dari tempat diketemukan disebut breksi (gambar 3. 23).
Jika ukuran bahan sedimen yang terekat jadi satu 0,05 – 2 mm maka disebut batupasir (sandstone). Jenis batu pasir diberi nama menurut mineral penyusunnya. Bila hampir seluruhnya berupa pasir kuarsa maka disebut Ortoquartzite; bila terdiri dari felspar dan kuarsa maka disebut Arkose (warna merah dari kebanyakan arkose disebabkan oleh kandungan ortoklas) bila terdiri dari kuarsa, felspar dan sekitar 15% atau lebih hancuran batuan lain disebut Graywacke (sering pula disebut breksi mikro), tetapi kalau hancuran batuan lain kurang dari 15% maka batuan disebut Arenit; bila berwarna hijau batuan disebut Greensand atau Glauconitic sandstone karena warna hijau,berasal dari glaukanit, suatu silikat besi yang kompleks.


Gambar 3. 23. Konglomerat dan breksi

Kalau batuan sedimen klastik berukuran 0,002 – 0,05 mm disebut batulanau (siltstone). Karena sudah terlalu halusuntuk dilihat dengan mata maka biasanya sulit dibedakan dengan shale, claystone dan mudstone.
Kalau batuan sedimen klastik berukuran < 0,002 disebut batulempung (claystone), shale (serpih) dan mudstone (batulumpur). Shale berlapis-lapis tipis, claystone tidak memperlihatkan ciri berlapis, dan mudstone digunakan secara umum untuk menyatakan batuan dengan ukuran lebih kecil dari 0,05 mm tanpa membedakan ukuran silt dan clay. Perhatikan beberapa contoh batuan sedimen dalam Gambar 3. 24. Gambar 3. 24. Beberapa Contoh Batuan Sedimen: A. Konglomerat, B. Breksi, C. Batupasir, D. Siltstone, E. Shale, F. Batugaram Sumber: Skinner, B.J., dkk, 2004 b. Batuan Sedimen Kimiawi, yaitu batuan sedimen yang diendapkan secara kimiawi. misalnya gamping, dolomit, stalagtit dan stalagmit dalam gua-gua kapur, gypsum, travertin dan lain-lain. Batutetes atau stalagtit dan stalagmit yang terbentuk dalam gua gua kapur adalah endapan kalsit secara kimiawi. Air hujan yang mengandung CO2 melarutkan kalsit (CaCO3) di daerah kapur membentuk senyawa baru kalsium bikarbonat Ca(HCO3)2, meresap ke bawah, dan setelah menetes dari langit-langit gua terurai kembali menjadi CO2 yang menguap ke udara, H2O yang mengalir sebagai sungai bawah tanah dan kalsit mengendap di langit-langit gua (Stalagtit) dan di dasar gua (Stalagmit). Reaksinya adalah: CO2 + H2O  H2CO3; H2CO3 + CaCO3  Ca(HCO3)2; Ca(HCO3)2  CaCO3 + CO2 + H2O. Klasifikasi batuan sedimen dapat dilihat dalam Tabel 3. Tabel 3. Klasifikasi Batuan Sedimen Batuan Sedimen Detrital Nama Sedimen dan Ukuran Deskripsi Nama Batuan Kerikil (>2 mm) Partikel kerikil membulat
Partikel kerikil runcing Konglomerat
Breksi
Pasir (1/16 – 2 mm) Semuanya pasir kuarsa
Kuarsa dengan >25% felspar Batupasir kuarsa
Arkose

Lumpur (< 1/16 mm) Hampir seluruhnya silt Silt dan clay Hampir seluruhnya lempung Batulanau Batulumpur Batulumpur Batulempung Batuan Sedimen Kimiawi Tekstur Komposisi Nama batuan Bervariasi Bervariasi Kristalin Kristalin Kalsit (CaCO3) Dolomit (CaMg{CO3}2) Gipsum (CaSO4. 2H2O) Halit (NaCl) Karbonat Gamping Batudolomit Evaporit Batugips Batugaram Batuan Sedimen Biokimia Tekstur Komposisi Nama Batuan Klastik Kulit dari kalsium karbonat (CaCO3) Gamping (berbagai tipe seperti kalk, kokuina) Biasanya kristalin - Kulit dari SiO2 Kebanyakan karbon dari sisa tumbuhan Rijang Batubara Gambar 3. 25. Beberapa Contoh batuan karbonat: A. Gamping yang mengandung fosil, B. Gamping bioklastik, C. Kokuina, D. Kapur Struktur Batuan Sedimen. Struktur batuan sedimen adalah kenampakan tubuh batuan sedimen. Struktur batuan sedimen dapat dibedakan atas struktur primer dan struktur sekunder. Struktur primer yang biasanya terbentuk selama proses pengendapan sebelum mengalami litifikasi, dan struktur sekunder berkembang setelah proses pengendapan. Struktur primer bermanfaat untuk mengungkap kondisi lingkungan pada masa silam ketika terbentuk batuan sedimen tersebut. Beberapa diantaranya adalah: 1). Paralel bedding/horizontal bedding (Stratifikasi), yaitu kenampakan batuan sedimen yang memperlihatkan perlapisan mendatar. Stratifikasi terbentuk bila kondisi pengendapan bervariasi dari waktu ke waktu. 2). Cross bedding (Perlapisan silang siur), kenampakan perlapisaan batuan sediment yang miring satu sama lain. Biasanya dihasilkan oleh arus air ataupun angin pada material halus seperti pasir. Arus air yang mengalir membawa pasir diendapkan tidak dalam posisi mendatar melainkan miring searah dengan arah arus. Selanjutnya proses pengendapan berikutnya terjadi di atas lapisan yang pertama. Perlapisan silang siur yang dihasilkan oleh angin mempunyai cirri agak lain dimana arah perlapisan tidak teratur karena arah angin berubah-ubah. Dengan demikian lingkungan terbentuknya berupa bukit pasir, dasar sungai dan delta. Perhatikan gambar 3. 26. 3). Graded bedding (Perlapisan pilihan), yaitu kenampakan perlapisan batuan sedimen yang ukuran partikelnya berubah perlahan-lahan dari kasar di bagian bawah sampai halus di bagian atas. Lingkungan terbentuknya perlapisan pilihan adalah lingkungan air seperti danau atau laut. Bahan-bahan sedimen yang diendapkan di air akan mengalami seleksi berdasarkan ukuran dan berat partikel sehingga yang mencapai dasar danau/laut terlebih dahulu adalah partikel-partikel berukuran besar disusul agak kecil, kecil dan halus. Perlapisan ini dapat berulang di atasnya (gambar 3. 27.) 4). Lenticulair bed (Perlapisan membaji), yaitu perlapisan yang tebal lapisannya semakin tipis ke salah satu arah. Bisanya terbentuk di muara-muara sungai karena bahan-bahan endapan yang terbawa air sungai semakin berkurang ke arah tengah danau/laut. Dapat pula terjadi interbedding, yaitu perlapisan membaji yang saling memasuki yang terjadi bila pengendapan berasal dari dua arah yang berlawanan. 5). Mud-cracks (Struktur rekah kerut), yaitu struktur yang terlihat pada permukaan batuan sedimen berupa rekahan-rekahan. Struktur ini terjadi bila bahan endapan berupa Lumpur khususnya material homogen mengalami pengeringan sehingga mengerut menghasilkan rekahan-rekahan yang lebarnya beberapa cm dan dalamnya kira-kira 10 x lebar rekahan. Bila rekahan tersebut suatu ketika tergenang air maka rekahan dapat terisi bahan endapan baru, namun masih dapat dikenali. Lingkungan terbentuknya adalah daerah yang bergantian tergenang dan kering seperti dataran banjir dan playa lake berupa danau temporer di gurun. Gambar 3. 28. 6). Ripple mark (struktur gelembur gelombang). Tinggi gelombang berkisar 5 – 10 cm dan panjang gelombang mencapai 1 meter. Biasanya dibentuk oleh gelombang atau arus yang mengalir di atas bahan sedimen halus. Gelombang atau arus akan menyebabkan permukaan sedimen berombak yang bila tidak mengalami gangguan akan awet di dalam batuan. Kalau terjadi arus kuat maka gelembur gelombang akan terhapus. Lihat gambar 3. 29. 7). Raindrop impression, yaitu struktur batun sedimen berupa lubang-lubang bekas tetesan air di permukan batuan. Struktur ini terbentuk di lingkungan berlumpur seperti dataran banjir, dataran lumpur di pantai, playa lake. Bila hujan jatuh di atas lumpur yang sudah mulai mengering maka bekas jatuhnya butir-butir akan berlubang-lubang. Bila mengering dan awet maka menjadi ciri khas yang dapat diamati dalam batuan sedimen. Jarang terdapat dalam batuan sedimen. 3. Batuan Malihan (Metamorf), adalah batuan yang berasal dari batuan lain yang mengalami perubahan fisik maupun kimiawi. Perubahan fisik misalnya terjadi penghancuran butir-butir batuan, bertambah besarnya kristal-kristal mineral penyusun batuan akibat rekristalisasi, memipihnya mineral penyusun batuan. Perubahan kimia misalnya terbentuk mineral baru setelah rekristalilasi atau karena ada tambahan maupun pengurangan senyawa kimia tertentu. Penyebab metamorfosis pada intinya adalah temperatur yang tinggi dan atau tekanan yang tinggi. Pada umumnya kalau penyebabnya adalah temperatur yang tinggi menyebabkan terjadinya rekristalisasi sehingga kristal mineral penyusun batuan menjadi lebih besar, atau meningkatnya kandungan unsur tertentu akibat unsur lain menguap. Contoh yang pertama adalah intrusi magma pada batuan kalsit menyebabkan kalsit mengalami rekristalisasi membentuk marmer atau batu pualam yang teksturnya lebih besar. Contoh kedua adalah grafit yang berasal dari batubara, persentase karbon meningkat akibat keluarnya unsur-unsur lain. Apabila proses metamorfosis terjadi karena tekanan yang tinggi maka umumnya terjadi pemipihan mineral sehingga membentuk batuan yang berfoliasi seperti batu tulis atau sabak, sekis mika, granite gneiss. Lihat beberapa contoh batuan metamorf dalam Gambar 3. 30. Proses metamorfosis dikelompokkan sebagai berikut: 1. Geothermal alterasi, yaitu metamorfosis sebagai akibat naiknya temperatur di tempat yang dalam. Pada kedalaman 3000 meter temperatur kurang lebih 1000 C. Kandungan air mineral liat akan keluar akibat tekanan lapisan di atasnya, menyebabkan titik lebur batuan turun. Beberapa mineral akan mengalami rekristlisasi menghasilkan kristal-kristal yang lebih besar. Metamorfosis geothermal banyak dijumpai dalam batuan sedimen tebal seperti di geosinklinal yang mencapai tebal ribuan meter. Perhatikan gambar 3. 31. Gambar 3. 31. Granit (Kiri) setelah tertekan berubah menjadi Gneis yang bergantian warna putih dengan warna hitam (kanan) 2. Hidrothermal alterasi, yaitu metamorfosis yang disebabkan oleh cairan magma panas atau air tanah yang mengalami pemanasan. Contoh: felspar yang keras menjadi liat kaolin yang lunak, hornblende menjadi klorit, olivin menjadi serpentin. Batuan di permukaan bumi dekat sumber air panas atau geyser diperlunak oleh uap panas dan air panas, sehingga warnanya menjadi agak pucat. 3. Pneumatholysis, mirip dengan hidrothermal tetapi tenaga pengubahnya adalah gas panas. Komposisi batuan akan mengalami perubahan sehingga menghasilkan batuan lain dari batuan asalnya. Banyak mineral bahan galian terjadi lewat proses hydrothermal dan pneumatholysis, khususnya berupa urat-urat (vein) dalam kerak bumi. Bedanya adalah yang disebabkan oleh hydrothermal biasanya lebih lebar daripada yang disebabkan oleh pneumatholysis. 4. Metamorfosis sentuhan (Contact metamorphosis), yaitu metamorfosa yang terjadi akibat magma bersentuhan dengan batuan. Karena itu banyak dijumpai di sekitar batuan intrusi seperti batolit dan lakolit. Makin jauh dari intrusi magma makin berkurang intensitas metamorfosis . Dengan demikian di sekitar batuan intrusi akan dijumpai zona metamorfosis (metamorphic aureole, atau halo), zone dimana dijumpai mineral-mineral yang letaknya teratur menurut jauhnya dari intrusi. Di Amerika urutan mineral di sekitar batuan intrusi adalah muskovit di tempat yang agak jauh, kemudian klorit, biotit dan ahirnya cordiorit (suatu senyawa silikat besi, magnesium, aluminium yang kompleks) paling dekat dengan batuan intrusi. Lebar zona metamorfosis di sekitar batolit bisa mencapai beberapa kilometer, sedang di sekitar stock sampai ribuan meter dan di sekitar sill dan dike tidak jelas adanya zona metamorfosis. 5. Dinamo metamorfosis (Dynamic metamorphosis), yaitu metamorfosis yang terjadi karena tekanan tinggi yang dihasilkan oleh gerak-gerak kerak bumi. Jadi erat kaitannya dengan patahan dan lipatan yang tersebar luas di seluruh dunia, sehingga sering pula disebut Metamorfosis Regional. Tekanan menyebabkan batuan menjadi pipih, membuat fragmen batuan bergaris-garis memanjang. Contoh: mudstone menjadi slate. Mudstone yang terdiri dari butir-butir kuarsa kecil dalam massa liat yang halus, karena menderita tekanan maka butir-butir kuarsa menjadi pipih, sedang partikel liat menjadi mika. 6. Metasomatisme, yaitu metamorfosis yang terjadi karena bercampurnya magma dengan batuan membentuk mineral-mineral baru. Pada proses ini selain terjadi perubahan karena adanya tambahan unsur lain, juga terjadi rekristalisasi karena magma panas. 3. Tekstur dan komposisi batuan metamorf. Tekstur batuan metamorf tidak didasarkan pada besarnya butir-butir batuan melainkan atas dasar orientasi atau kecenderungan berlapis. Tekstur batuan metamorf dibedaakan atas foliasi dan nonfoliasi. 1). Tekstur foliasi, yaitu tekstur berlapis-lapis dimana butir-butir batuan penyusunnya pipih sehingga memperlihatkan lapisan atau belahan ke arah mana batuan cenderung membelah. Pipihnya butir-butir batuan sebagai akibat dari tekanan. Termasuk di dalamnya adalah slaty, phyllitic, schistose, dan gneissic. a. Slaty, bila batuan berlapis-lapis dengan permukaan belahan halus dan mudah dipisahkan lewat bidang belah. Contohnya adalah slate (batu sabak).Gambar 3.32 b. Phyllitic, bila lapisannya sedikit lebih tebal (beberapa mm) , permukaan belahan agak kasar dibanding Slaty. Contohnya adalah Phyllite (Filit). c. Shcistose, bila lapisannya lebih tebal dari phyllitic, permukaan belahan ber-gelombang. Contohnya adalah sekis mika. Lihat gambar 3. 33. Gneissic, bila lapisannya tebal dan mineral-mineral berwarna gelap dan terang terpisah dengan tegas. Contohnya adalah gneiss (gambar 3. 34) 2). Tekstur Nonfoliasi, yaitu tekstur yang tidak menunjukkan kecenderungan berlapis. Termasuk di dalamnya adalah marmer, serpentinit, antrasit. Komposisi batuan metamorf sangat bervariasi antara batuan metamorf yang satu dengan yang lain. Karena itu komposisi batuan metamorf dibedakan secara garis besar atas: a). Monomineralik, yaitu batuan metamorf yang terutama dari satu macam mineral saja. b). Multimineralik, yaitu batuan metamorf yang tersusun dari ≥ 2 mineral dominan. Sulit sekali mengklasifikasikan batuan metamorf karena sangat bervarisi. Karena itu maka klasifikasinya didasarkan pada tekstur dan komposisi mineral seperti yang diuraikan di atas Adapun klasifikasi batuan metamorf dapat dilihat dalam Tabel 4. Tabel 4. Klasifikasi Batuan Metamorf Tekstur Nama batuan Komposisi Batuan induk Metamorfosis Foliasi Slate Phyllite Sekis (sekis mika, sekis klorit, sekis amfibol) Gneiss(garnet gneiss, granite gneis) Kaya mineral silikat (mika, klorit, talk, serpentin, hornblende, kuarsa). Kaya felspar, kuarsa & silikat, yang berwarna gelap, amphibol, pyroksen, mika, garnet. Shale, Tuff Shale, Tuff Shale, batuan beku intermediate sampai basa Batuan beku asam sampai sedang, arkose, graywacke, sekis mika Increase Regional Regional Metamorphism Nonfoliasi Metaquarts Marbell (marmer) Hornfels Antracite coal Dominan kuarsa Kalsit & Dolomit, dengan atau tanpa silikat Ca&Mg Mineral silikat yang gelap lebih dominan 92-98% Carbon Kuarsa dan batu pasir kuarsa. Limestone/Dolomite, tanpa atau dengan campuran Shale, Slate, batuan ekstruksi sedang sampai basa. peat, lignite, coal Regional/ Kontak Sda Kontak Regional/Kontak Setelah membicarakan macam-macam batuan menurut terjadinya, dapat dibuat suatu siklus batuan yang menunjukkan hubungan antara jenis batuan yang satu dengan yang lain. Lewat waktu dan kondisi yang memungkinkan, terjadilah perubahan dari jenis batuan yang satu ke jenis batuan yang lain sampai terbentuk siklus seperti terlihat dalam gambar no.3. 36 Gambar 3. 36. Siklus Batuan Batuan beku terbentuk dari magma yang mengalami pendinginan dan kristalisasi. Selanjutnya batuan beku mengalami pelapukan yang memudahkan proses erosi dan pengangkutan, menjadi bahan sedimen. Bahan sedimen terangkut oleh berbagai tenaga dan di tempat lain diendapkan, selanjutnya mengalami sementasi dan litifikasi menjadi batuan sedimen. Di bawah tekanan /temperatur tinggi, batuan sedimen mengalami malihan menjadi batuan metamorf. Dan akhirnya, bila batuan metamorf ini masuk kembali ke lapisan dalam akan lebur menjadi magma. Tetapi perlu diingat bahwa siklus tersebut dapat mengalami gangguan. Batuan beku banyak yang tidak pernah nampak di permukaan bumi, terhindar dari proses pelapukan, erosi, dan pengangkutan. Karena itu tidak mengikuti siklus lengkap seperti yang dikemukakan di atas. Di bawah tekanan/temperatur tinggi batuan beku bisa langsung berubah ke batuan metamorf, atau langsung masuk ke lapisan lebih dalam menjadi magma kembali. Demikian juga batuan sedimen atau batuan metamorf tidak mengikuti siklus lengkap karena langsung mengalami pelapukan, tererosi, terangkut ke tempat lain, diendapkan dan kembali menjadi batuan sedimen, atau langsung masuk ke lapisan dalam menjadi magma. BAB IV. PROSES-PROSES GEOLOGI Meskipun nampaknya bumi selalu statis karena tersusun dari materi keras namun sebenarnya tidaklah demikian. Setiap detik bumi mengalami proses, menderita gaya-gaya baik yang berasal dari dalam maupun dari luar sehingga menyebabkan terjadinya perubahan-perubahan. Perubahan tersebut ada yang mudah diamati karena prosesnya cepat, ada pula yang sulit diamati karena prosesnya sangat lambat. Berbagai teori dikemukakan para ahli untuk meyakinkan bahwa bumi selalu mengalami proses, namun banyak orang yang menyangsikan kebenarannya. Baru tahun 1960-an terjadi revolusi pemikiran yang menguatkan pendapat bahwa bumi dalam keadaan labil dengan bukti yang meyakinkan. A. Tenaga Geologi Semua tenaga yang menyebabkan terjadinya perubahan di permukaan bumi maupun di dalam bumi bersumber dari dua heat engines (mesin yang mengubah energi panas menjadi energi mekanik), yang satu terletak di dalam bumi dan yang lain di luar bumi. Heat engine yang ada di dalam bumi tenaganya berasal dari aliran panas dari bagian dalam yang lebih panas ke permukaan bumi yang dingin. Letusan gunungapi adalah hasil dari mesin ini. Tenaga dari dalam ini membentuk permukaan bumi yang dikenal sebagai tenaga endogen, tenaga yang kita kenal sebagai tenaga yang membangun bentuk-bentuk permukaan bumi. Tenaga endogen ini yang menyebabkan erupsi/letusan gunungapi, menyebabkan terjadinya gempa dan membangun bentuk-bentuk permukaan bumi seperti terjadinya pegunungan,lipatan, patahan dan sebagainya. Mesin yang asalnya dari luar bumi berasal dari energi panas matahari yang menggerakkan lautan menjadi arus, gelombang dan atmosfer menghasilkan awan, menggerakkan angin, menghasilkan hujan, salju dan lain-lain, dengan segala bentuk-bentuk hasil erosinya seperti yang kita lihat di permukaan bumi sehari-hari. Tenaga ini kita kenal sebagai tenaga eksogen, tenaga yang merusak/mengubah bentuk-bentuk permukaan bumi yang dibangun oleh tenaga endogen. Contoh heat engine¬ sederhana dapat dilihat dalam gambar 4.1 berikut. Air yang dipanas di teko dalam gambar tersebut akan menguap dan uapnya itu menggerakkan kipas dari kertas yang diletakkan di atasnya. Berarti tenaga panas (heat energy) berubah menjadi tenaga mekanik (mechanical energy) yang menggerakkan kipas kertas di atasnya. Panas matahari yang memasuki atmosfer bumi, yang sampai di permukaan bumi hanya sekitar 50%, diserap atmosfer sekitar 15%, dan 35% dipantulkan ke luar atmosfer. Lima belas persen yang diserap atmosfer diubah menjadi energi potensial yang dapat diubah menjadi tenaga kinetik, digunakan menggerakkan udara menjadi angin. Lima puluh persen yang sampai ke permukaan bumi digunakan untuk menguapkan air, konveksi udara, dan radiasi gelombang panjang yang diserap atmosfer. Begitu selanjutnya air hujan yang jatuh mengalir ke tempat yang lebih rendah melalui sungai. Air sungai yang mengalir selanjutnya mengerosi dan membawa endapan dan di tempat lain diendapkan lagi, dan seterusnya akan mengubah bentuk-bentuk permukaan bumi. B. Teori-teori tektonisme Sejak orang mengetahui bentuk dan ukuran benua dan lautan pada abad ke-18, timbul berbagai pemikiran mengenai perubahan yng dialami bumi. Banyak pemikir yang berspekulasi, beberapa dintaranya cukup berani menerbitkan pemikirannya. Tahun 1858, Antonio Sneider mengaitkannya dengan cerita Alkitab dan beranggapan bahwa dahulu daratan Amerika dan Eropa terpisah oleh lautan Atlantik pada zaman air bah. James Dana di Amerika Serikat (1847) dan Elie de Baumant di Eropa(1852) mengemukakan pendapatnya mengenai permukaan bumi yang tidak rata. Amerika berpendapat bahwa permukaan bumi tidak rata karena bagian bawahnya mengalami pendinginan secara drastis, sehingg permukaan bumi mengerut. Pemikiran demikian sering disebut Teori Kontraksi (Contraction Theory atau Theory of a Shrinking Earth). Terhadap teori ini timbul berbagai kritik, misalnya pandangan bahwa bumi tidak akan mengalami pendinginan secara drastis karena di dalam bumi terdapat banyak unsur radioaktif yang selalu memancarkan panas, reaksi-reaksi antar unsur penyusun batuan menghasilkan panas, pergeseran kerak bumi menghasilkan panas, rotasi bumi menghasilkan panas, dan sebagainya. Eduard Zuess (The Face of the Earth, 1884), dan Frank B. Taylor (1910) mengemukkan pandangannya bahwa mula-mula ada dua benua yang berlokasi di kedua kutub bumi. Benua-benua tersebut diberi nama Laurentia (Laurasia) di utara dan Gondwana di selatan. Kemudian keduanya bergerak perlahan-lahan kearah ekuator, terpecah menjadi beberapa benua seperti yang ada sekarang. Amerika Selatan, Australia, India, dikatakan dahulu bagian dari benua Gondwana, sedang benua lain bagian dari benua Laurentia. Pandangan ini banyak menarik perhatian para ahli geologi mengingat bentuk setangkup benua-benua tersebut, tetapi merupakan tanda tanya apa yang menyebabkan terjadinya pergeseran ke arah ekuator. Tahun 1915 Alfred Wegener dalam bukunya The Origin of Continent’s and Ocean’s mengemukakan teorinya yang terkenal sebagai teori pergeseran benua (Continental Drift Theory) dan diterima di kalangan ahli geologi sampai tahun 1960-an. Menurut Wegener semula benua-benua yang ada sekarang bergabung jadi satu yang diberi nama Benua Pangaa (Pangeae). Permulaan Mesozoikum benua Pangeae ini bergerak secara perlahan-lahan kearah ekuator dan ke arah barat melintasi lautan sehingga terpecah-pecah dan menempati posisi seperti yang sekarang. Pergeseran ke arah ekuator didorong oleh gaya sentrifugal akibat rotasi bumi, sedang pergeseran ke arah barat seperti pergeseran pasang yang dipengaruhi oleh gaya tarik bulan dan rotasi. Teorinya diperkuat dengan bentuk benua-benua, misalnya antara Amerika Selatan dengan Afrika yang bila disambung nampaknya persis bersambung. Selain itu diperkuat dengan kesamaan facies litologi dan paleontologi periode Cretaceus di kedua benua tersebut (pantai timur Brazil dan pantai barat Afrika). Penjelasannya hampir sempurna sehingga lama dipercayai ahli geologi, namun tahun 1960-an para ahli geologi mulai meragukan bagaimana benua yang demikian besar dan berat dapat bergeser di atas dasar lautan. Perhatikan gambar 4. 2 yang memperlihatkan perubahan/pergeseran benua sejak Mesozoikum. Gambar 4. 2. Pergeseran benua-benua. Pemikiran lain muncul, seperti adanya aliran konveksi dalam lapisan Asthenosfer, dimana pengaruhnya sampai ke kerak bumi di atasnya, dikenal sebagai teori konveksi (Convection Theory). Penyebab dari aliran konveksi ini diduga sebagai akibat perbedaan densitas di lapisan atas dan bawah dalam asthenosfer. Arthur Holmes (1928) dari Inggris yang pertama kali menganggap aliran konveksi di asthenosfer sebagai penyebab dari pergeseran benua. Sesudah Perang Duni II, sejak tahun 1950-an, alat-alat seperti echosounder, magnetometer, gravimeter, seismograf, dan sebagainya mulai dikembangkan sehingga memungkinkan penelitian geologi di dasar laut yang dalam. Terungkaplah bahwa bukan hanya benua yang bergeser melainkan dasar laut juga mengalami pergeseran. Diketemukan adanya rangkaian pegunungan dasar laut yang umumnya terletak di tengah dasar lautan yang dikenal sebagai Mid-Oceanic Ridge. Arah pergeseran dasar laut yaitu dari Mid-Oceanic Ridge ke kedua arah yang berlawanan. Tahun 1962 Harry H. Hess dalam bukunya History of the Ocean Basin, mengemukakan hipotesisnya bahwa aliran konveksi di asthenosfer ada yang sampai ke permukaan bumi yaitu di Mid-Oceanic Ridge. Di puncak Mid-Oceanic Ridge tersebut lava mengalir keluar kemudian menyebar ke kedua lereng pegunungan tersebut. Ahli geologi dasar laut Amerika Serikat, Robert Dietz, kemudian mengembangkan hipotesis Hess. Perkembangan penelitian topografi dasar laut membawa bukti-bukti baru mengenai terjadinya pergeseran dasar laut dari arah Mid-Oceanic Ridge ke kedua sisinya. Kenyataan seperti itu juga terlihat oleh Ekspedisi Glomar Challenger pada tahun 1968. penyelidikan umur sedimen dasar laut juga mendukung hipotesis tersebut, dimana makin jauh dari Mid-Oceanic Ridge, makin tua umur batuan sediment. Ini berarti ada pergeseran dasar laut dari arah Mid-Oceanic Ridge. Beberapa dari Mid-Oceanic Ridge tersebut adalah : Mid-Atlantic Ridge, East Pasific Rise, Atlantic-Indian Ridge, Pasific-Antarctic Ridge. Tahun 1967 ahli Geofisika Inggris, Dan Mc Kenzie dan Robert Parker menampilkan hipotesis baru yang menyempurnakan hipotesis-hipotesis sebelumnya seperti teori pergeseran benua (continental drift theory), pemekaran lantai samudera (sea-floor spreading) dan teori konveksi (convection theory) menjadi satu kesatuan konsep yang sangat berharga dan diterima luas oleh kalangan geolog di seluruh dunia (Menard, 1974). Teori tersebut dikenal sebagai Teori Tektonik Lempeng (Plate Tectonic Theory). Lempeng litosfer adalah lapisan terluar bumi yang terdiri dari kerak bumi dan litosfer, mengapung di atas lapisan yang agak lunak yaitu astenosfer. Tebalnya berkisar 100 – 250 km (Monroe, Wicander, 2001). Lempeng ini sangat mobil karena terpengaruh oleh arus konveksi yang terjadi di lapisan astenosfer. Akibat arus konveksi di astenosfer maka lempeng litosfer di atasnya terdorong sehingga akhirnya pecah menjadi beberapa bagian yaitu Lempeng Pasifik, Lempeng Amerika Utara, Lempeng Amerika Selatan, Lempeng Hindia dan Australia, Lempeng Afrika, Lempeng Eurasia dan Lempeng Antarktika. Masing-masing lempeng bergerak ke arah tertentu dengan kecepatan berkisar 1 – 13 cm/tahun. Perhatikan gambar 4. 3 yang memperlihatkan peta tektonik lempeng. Gambar 4. 3. Peta Tektonik Lempeng Berdasarkan arah gerak lempeng pada batas interaksi lempeng, dikenal ada 3 tipe batas lempeng: a. Konvergen, yaitu batas dua lempeng yang saling mendekati/bertabrakan; b. Divergen, yaitu batas dua lempeng yang saling menjauhi; c. Shear atau Transform, yaitu batas dua lempeng yang saling berpapasan. Contoh batas lempeng dapat dilihat di gambar 4. 4. Gambar 4. 4. Tipe-tipe batas lempeng Ad.a. Batas Lempeng Konvergen. Pada batas lempeng konvergen, ada dua lempeng yang bergerak kearah satu sama lain. Karakteristik perbatasan sebagian tergantung pada tipe lempeng yang bertabrakan. 1) Jika lempeng dasar laut bertabrakan dengan lempeng dasar laut, salah satunya akan mengalami subduksi, membenam dibawah yang lain. Contohnya adalah lempeng Australia bertabrakan dengan lempeng Asia, dimana lempeng Australia membenam di sebelah barat Sumatera, selatan Jawa – Nusa Tenggara dan Maluku Selatan; lempeng Pasifik bertabrakan dengan lempeng Asia, dimana lempeng Pasifik mengalami subduksi di bawah Irian – Filipina – Jepang. Sepanjang zone subduksi merupakan pusat-pusat gempa, dari gempa dangkal sampai gempa dalam dan biasanya dikenal sebagai zone of Benioff. Lempeng yang turun menghasilkan palung laut dan pada kedalaman 50 – 100 km sebagian mulai mengalami peleburan menghasilkan magma andesitik. Magma andesit yang terbentuk menyusup keatas melalui retakan-retakan akibat tabrakan antar lempeng, membentuk busur vulkanik berupa deretan pulau-pulau vulkanis sejajar dengan palung. Perhatikan gambar 4. 5. Gambar 4. 5. (a). Lempeng dasar laut bertabrakan dengan lempeng dasar laut (b). Busur pulau-pulau vulkanik yang terbentuk (Sumber: Monroe, James S, Wicander, Reed, 2001) 2) Jika lempeng dasar laut bertabrakan dengan lempeng benua, maka lempeng dasar laut membenam dibawah lempeng benua karena batuan dasar laut lebih berat. Kenampakan yang dihasilkan sama saja dengan tabrakan dasar laut dengan dasar laut, hanya letak palung dekat tepi benua dan busur vulkanik tidak berupa pulau-pulau vulkanik melainkan pegunungan tepi benua. Sepanjang zone subduksi merupakan pusat-pusat gempa dari gempa dangkal sampai gempa dalam. Subduksi lempeng Nazca dibawah lempeng Amerika Selatan adalah contoh tipe batas lempeng ini. Palung Peru-Chili menandai tempat subduksi dan Pegunungan Andes mewakili busur vulkanik. Lihat gambar 4. 6 Gambar 4. 6. Lempeng Nasca menunjam di bawah Lempeng Amerika Selatan Sumber: Skinner, B.J., dkk, 2004 3) Jika lempeng benua bertabrakan dengan lempeng benua, kedua benua saling bertumpuk satu sama lain. Karena batuan kedua benua sama dan keduanya lebih ringan dari batuan di bagian bawah, maka tidak ada yang menunjam dibawah yang lain. Salah satu benua dapat menyelinap dalam jarak pendek dibawah yang lain, tetapi tidak bergerak kebawah sebagai zone subduksi. Kedua benua menyatu sepanjang suture zone (zone jahitan) yang menandai awal persinggungan kedua benua. Kerak dipertebal lebih lanjut oleh dorongan salah satu benua di bawah yang lain. Hasilnya adalah rangkaian pegunungan di pedalaman benua baru yang lebih besar, hasil penggabungan dua benua. Seluruh daerah tumbukan ditandai oleh pusat-pusat gempa dangkal dalam daerah yang luas sepanjang sejumlah patahan. Pegunungan Himalaya di Asia Tengah terbentuk dengan cara ini, di mana Lempeng India bergerak ke utara bertabrakan dengan Lempeng Asia. Lihat gambar 4. 7. Gambar 4. 7. Lempeng India tabrakan dengan lempeng Asia. Sumber: Skinner, B.J., dkk, 2004. Ad. b. Batas Lempeng Divergen Batas lempeng divergen adalah batas antar lempeng yang bergerak saling menjauhi. Tipe batas lempeng ini umumnya dijumpai di pegunungan tengah samudera (Mid-oceanic Ridge) seperti Mid-Atlantic Ridge, East Pacific Rise, Atlantic-Indian Ridge, Pacific-Antarctic Ridge. Arus konveksi di Astenosfer naik di tempat ini kemudian bergerak ke arah berlawanan, menyebabkan lempeng litosfer di atasnya pecah dan bergeser ke arah yang berlawanan. Celah yang terbentuk antara kedua lempeng tersebut terisi dengan magma dari lapisan astenosfer membentuk pegunungan tengah samudera. Lihat gambar 4. 8. Ad. c. Batas Lempeng Shear atau Transform Batas lempeng shear adalah batas antar lempeng yang gerakannya horizontal berlawanan arah sepanjang batas keduanya, seperti mobil yang berpapasan di jalan. Contoh batas lempeng ini adalah patahan Anatolia Utara di Turki yang arahnya Barat –Timur di mana sisi utara patahan bergerak ke timur dan sisi selatannya bergerak ke barat, patahan San Andreas di Amerika Utara di mana sisi timur bergerak ke selatan sepanjang patahan, dan sisi barat bergerak ke arah utara. Daerah di batas lempeng semacam ini sering dilanda gempa dangkal karena gesekan batuan antara kedua lempeng. Lihat Gambar 4.9. Gambar 4.9. Patahan San Andreas di Amerika Utara. Sumber: Monroe, Wicander, 2001. Penyebab pergeseran lempeng disebabkan oleh arus mkonveksi di dalam selimut bumi, namun ada beberapa mekanisme/cara yang dikemukakan oleh berbagai ahli geologi. Misalnya ada yang mengemukakan bahwa arus konveksi terjadi dalam selimut bagian atas saja yaitu di lapisan Astenosfer, namun ahli lain beranggapan arus konveksi terjadi di seluruh selimut bumi. Perhatikan gambar 4.10. di bawah ini. Gambar 4. 10. Arus konveksi di lapisan Astenosfer (kiri) dan arus konveksi di seluruh selimut bumi (kanan). Adalagi yang berpendapat tempat naiknya batuan panas dari bawah merupakan daerah sempit saja seperti cerobong asap, dan setelah sampai di permukaan tersebar ke segala arah. Lihat Gambar 4. 11. Pendapat ini dikenal sebagai Mantle Plume oleh W. Jason Morgan seorang ahli geologi dari Universitas Princeton. Tempat di permukaan bumi itu menjadi daerah vulkanis aktif. Menurut pandangan Morgan lempeng bergerak karena beberapa plume yang tidak luas berupa arus konveksi sepanjang seluruh pegunungan. Plume hipotetis ini seakan seperti pipa dari dasar selimut bumi. Aliran radial materi selimut bumi dari dalam ke permukaan akan memecahkan litosfer dan menggerakkan lempeng. Mantle plume yang naik di benua misalnya, akan menyebabkan permukaan benua menggembung ke atas menyebabkan aktivitas vulkanisme. Penggembungan ini menghasilkan tiga retakan (gambar 4. 12). Aliran radial berlangsung terus menyebabkan kerak bumi terpecah sepanjang dua dari tiga retakan dan retakan ketiga menjadi tidak aktif. Dalam model ini kedua retakan yang aktif akan menjadi pinggiran benua sebagaimana lautan terbentuk antara benua yng terbelah itu. Retakan ketiga menjadi aulacogen, suatu retakan yang tidak aktif yang kemudian terisi dengan sedimen. Sebagai contoh dari retakan semacam ini adalah Laut merah (gambar 4. 14). Gambar 4.14. Laut Merah dan Teluk Aden merupakan dua retakan aktif sebagaimana semenanjung Arab bergeser dari Afrika, sedang retakan yang tidak aktif atau aulacogen ialah patahan Afrika Timur Tempat di mana mantle plume mungkin naik sekarang di benua adalah di Taman Nasional Yellowstone di barat laut Wyoming. Daerah ini agak tinggi dan vulkanis, ada arus panas dan kegiatan mata air panas dan geyser, semuanya mungkin disebabkan oleh plume ini. Beberapa plume naik di bawah lautan misalnya di kepulauan Hawaii. Akan tetapi agak lain dengan yang di benua, plume bertindak seperti pusat erupsi (hot spot) di bawah lempeng yang bergerak. Sebagaimana lempeng bergerak di atas plume terbentuklah sederetan gunung di mana hanya salah satu gunung tersebut yang aktif yaitu gunung yang persis di atas mantle plume sedang yang lainnya sudah tidak aktif (gambar 4. 15). Perhatikan pula gambar 4. 16 yang menunjukkan peta Kepulauan Hawaii di mana di ujung tenggara saja yang aktif dan makin ke barat laut gunung-gunungnya tidak aktif dan makin tua umur batuannya. Gambar 4. 15. Perhatikan gunung yang aktif hanya yang terletak di atas pusat erupsi (hot spot) dan makin ke kiri makin tua umurnya. Kebanyakan ahli geologi menerima konsep tektonik lempeng karena konsep ini dapat menjelaskan banyak kenampakan-kenampakan di permukaan bumi, antara lain: • Distribusi gempabumi yang sesuai dengan konsep tektonik lempeng, di mana gempa dangkal umumnya terletak di bawah normal fault yang disebabkan oleh tensional stress yang berasosiasi dengan perbatasan lempeng divergen dan di strike slip fault pada shear boundary di continent convergence. Di sisi lain gempa dangkal, sedang dan dalam dijumpai pada zone of Benioff yang terletak pada patahan terbalik yang terjadi bila salah satu lempeng menunjam di bawah yang lainnya. Gambar 4. 16. Peta Kepulauan Hawaii yang bergeser ke barat laut dan hanya dua gunung aktif di sebelah tenggara (tempat yang persis di atas pusat erupsi) dan gunung-gunung makin ke baratlaut makin tua umurnya. • Distribusi dan komposisi vulkan-vulkan di dunia: vulkan-vulkan basaltis terjadi di divergent boundary, sedang vulkan-vulkan andesitis terjadi di convergent boundary. • Pegunungan muda dunia yang berasosiasi dengan intrusi magma, metamorfosis, lipatan dan patahan yang disebabkan oleh kompressi horisontal terjadi di converging plate boundaries. • Relief dasar laut juga dapat dijelaskan dengan konsep tektonik lempeng: Mid Oceanic Ridge dijumpai pada divergent boundaries, palung laut dijumpai di zone subduksi. • Tektonik lempeng juga berkaitan dengan pembentukan batuan metamorfosis seperti terlihat pada gambar 4. 17. Dengan demikian konsep tektonik lempeng dapat menjawab lebih banyak kenampakan kenampakan yang ada di permukaan bumi daripada hipotesis atau teori-teori lain. Gambar 4. 17. Hubungan antara tektonik lempeng dengan metamorfosis Pada gambar 4. 18 di bawah ini kita dapat melihat sebaran pegunungan dan tipe batas lempeng. Gambar 4. 18. Sebaran pegunungan bertipe andesit dan basaltik ===JPB=== BAB V. STRUKTUR-STRUKTUR DIASTROPIK Struktur atau bentuk dan susunan lapisan batuan sebagi akibat dari perubahan yang dialami batuan, dapat dibedakan atas struktur primer dan struktur sekunder. Struktur primer adalah struktur yang terbentuk pada saat pembentukan batuan seperti graded bedding, cross bedding, lenticulair bed,mud crack, ripple mark, raindrop impression dan sebagainya yang telah dibicarakan dalam strukrur batuan sedimen. Struktur sekunder adalah struktur yang dihasilkan oleh proses deformasi dan dislokasi yang dialami batuan setelah batuan terbentuk Sering pula disebut struktur diastropik karena dihasilkan oleh gerak-gerak distropik. (Tektonik dan diastropik keduanya menyangkut gerak-gerak kerak bumi yang menyebabkan terjadinya deformasi batuan, namun biasanya dibedakan dari skalanya di mana tektonik digunakan untuk perubahan dalam skala besar seperti pembentukan benua, dasar laut dan pegunungan, sedang diastropik untuk skala kecil/lokal seperti patahan, pelipatan, retakan, basin dan kubah. Untuk menjelaskan posisi batuan dalam ruang, para ahli geologi menggunakan dua macam pengukuran yaitu dip dan strike. Dip dan strike suatu lapisan menunjukkan orientasi dalam hubungannya dengan bidang horizontal. Dip adalah sudut antara bidang miring dengan bidang datar, atau sudut kemiringan lapisan diukur mulai dari bidang horisontal. Strike adalah arah bidang mendatar yang tegak lurus dip. Alat yang digunakan untuk mengukur dip dan strike adalah kompas geologi atau kompas Brunton yang di dalamnya juga terdapat klinometer untuk mengukur besar kemiringan. Kegunaannya adalah untuk merekonstruksi struktur batuan, dapat digunakan untuk mengukur ketebalan dan dan kedalaman lapisan. Contoh dip dan strike dapat dilihat dalam gambar 5. 1 di bawah ini. Cara mengukur struktur bidang dengan kompas geologi: 1. Pengukuran jurus (Strike): letakkan kompas dengan sisi E menempel pada batuan tegak lurus kemiringan. Levelkan kompas yang ditunjukkan oleh gelembung udara masuk ke dalam mata sapi. Angka yang ditunjukkan jarum penunjuk utara adalah harga jurus, misalnya 2800. Beri tanda garis di sisi kompas yang menempel pada batuan. 2. Kemiringan (Dip): letakkan kompas tegak lurus pada garis yang telah dibuat dengan sisi W menempel di batuan tegak lurus garis yang dibuat di batuan. Atur klinometer sampai nivo, baca kemiringannya. 3. Arah kemiringan (Direction of dip): letakkan kompas dengan sisi S menempel pada batuan sejajar dengan garis, atur sampai nivo, baca angka yang ditunjukkan jarum penunjuk utara. Arah itulah arah kemiringan lereng. Struktur-struktur diastropik terdiri dari: A. Pelengkungan (Warping): Gerakan vertikal yang tidak merata di suatu daerah khususnya yang berbatuan sedimen, akan menghasilkan perubahan struktur perlapisan yang semula kurang lebih horizontal menjadi melengkung. Kalau melengkung ke atas maka disebut dome (kubah) dan bila melengkung ke bawah disebut basin (basin). Diameternya bisa mencapai beberapa kilometer. B. Lipatan (Folding): Struktur batuan akan mengalami pelipatan bila menderita tekanan lemah tetapi berlangsung dalam waktu lama. Besarnya tekanan masih di bawah titik patah batuan sehingga dapat dinetralisir oleh keplastisan batuan. Bagian puncak lipatan disebut antiklin, dan lembah lipatan disebut sinklin. Daerah pegunungan lipatan biasanya dihasilkan oleh tekanan horizontal. Di atas puncak lipatan biasanya masih terjadi lipatan-lipatan kecil, demikian juga di lembah lipatan. Puncak lipatan utama disebut antiklinorium (antiklinoria) dan lembah lipatan utama disebut sinklinorium (sinklinoria). Puncak dan lembah kecil-kecil di antiklinorium atau sinklinorium disebut antiklin dan sinklin. Geantiklin dan geosinklin digunakan untuk pelipatan yang sangat hebat, di geantiklin dan geosinklin terdapat antiklinorium dan sinklinorium. Berdasarkan sumbu lipatan, dikenal beberapa tipe dasar lipatan: Gambar 5. 3. Tipe-tipe dasar lipatan: A. Lipatan simetris, B. Isoklin, C. Lipatan simetris, D. Lipatan miring (Overturned), E. Lipatan rebah (Recumbent) 1. Lipatan simetris adalah lipatan yang antiklin dan sinklinnya simetris, atau sumbu lipatan tepat di tengah membagi dua sama besar kedua bibir lipatan. Biasanya dihasilkan oleh gaya horizontal dari dua arah yang berlawanan dan seimbang. 2. Isoklin adalah lipatan tegak atau miring yang sudut kemiringannya sama. 3. Lipatan asimetris adalah lipatan yang antiklin dan sinklinnya tidak simetris, atau sumbu lipatannya tidak membagi dua sama besar kedua bibir lipatan. Biasanya terbentuk karena gaya horizontal dari dua arah yang berlawanan dan tidak seimbang. 4. Lipatan miring (overturned folded) adalah lipatan yang salah satu bibir lipatan miring. Kedua bibir lipatan miring ke arah yang sama tetapi tidak sama besar sudutnya. 5. Lipatan rebah (recumbent) adalah sumbu lipatan sudah mendatar atau hampir mendatar. 6. Monoklin adalah lengkungan yang menghubungkan dua dataran (perhatikan gambar 5. 4 di bawah ini). C. Retakan (Jointing). Retakan adalah struktur yang terbentuk karena gaya regangan yang menyebabkan batuan retak, namun tidak mengalami dislokasi/masih bersambung. Gaya regangan bekerja tegak lurus pada bidang retakan ke dua arah berlawanan. Biasanya dijumpai pada batuan yang rapuh sehingga dengan tenaga kecil saja sudah mengalami retak. Retak yang dijumpai di puncak lipatan dikenal sebagai tektonic joint. Perhatikan gambar 5. 6. D. Patahan atau Sesar (Faulting). Patahan terjadi bila tekanan cukup kuat, melampaui titik patah batuan, apalagi jika terjadinya cepat. Batuan tidak hanya retak-retak tetapi terjadi pergeseran/ dislokasi sehingga tidak bersambung lagi. Berdasarkan arah gerak blok batuan disepanjang bidang patahan dikenal pula beberapa tipe dasar patahan : 1. Strike-slip Fault/Transcurrent Fault adalah patahan yang arah gerakannya horizaontal dengan arah berlawanan. 2. Dip-slip Fault yaitu patahan yang gerakannya sepanjang bidang patahan miring. Bila gerakannya mengarah ke bawah sesuai dengan gaya berat disebut Normal Fault atau Gravity Fault (Patahan Normal), sedang bila gerakannya ke atas disebut Reverse Fault(bila ≥45o) atau Thrust Fault (< 45o) atau patahan terbalik. 3. Rotational Fault (Hinge Fault) yaitu patahan yang gerakannya memutar pada bidang patahan 4. Oblique-slip Fault, yaitu patahan yang gerakannya mendatar saling menjauhi atau arah lain yang tidak termasuk dalam jenis patahan di atas. Perhatikan gambar 5. 7. Gambar 5. 7. Beberapa Tipe Patahan. Beberapa istilah yang berkaitan dengan bentukan-bentukan patahan antara lain : a. Graben atau Slenk, suatu depresi yang terbentuk antara dua patahan dimana blok batuan yang diapit kedua patahan tersebut mengalami penurunan. Contohnya adalah lembah sapi Kerep di Tengger b. Horst, kebalikan dri graben dimana blok batuan yang diapit kedua patahan mengalami pengangkatan sehingga lebih tinggi dari sekitar. c. Fault Scarp (Gawir Sesar) suatu dinding terjal yang dihasilkan oleh patahan miring/dip-slip Fault. Sering kali tidak kelihatan lagi di lapangan akibat mengalami erosi. d. Step Fault, patahan yang kelihatan bertangga karena terdiri dari serangkaian patahan miring yang tidak sama tingginya. Gambar 5. 8. Beberapa Contoh Bentuk-Bentuk Patahan e. Rift Valley, suatu graben yang memanjang contohnya lembah semangka dan patahan di Afrika Timur dapat disebut Rift Valley. Kadang-kadang disebut depresi tektonik. f. Overthrust Fault, suatu patahan terbalik yang arah gerakannya telah berubah ke arah mendatar sehingga batuan terletak jauh dari tempat keluarnya. overthrust fault dapat pula berkembang dari suatu lipatan rebahan yang kemudian mengalami patahan hampir sejajar dengan bidang horizontal, dimana pergeseran terjadi di sepanjang bidang patahan tersebut. Gambar 5. 9. Contoh patahan di lapangan Ciri-ciri Sesar/Patahan : breksi sesar, milonit(tepung sesar), cermin sesar (permukaan mengkilat karena gesekan batuan), slicken side (permukaan halus dengan alur-alur sejajar arah gerakan), zone sesar, omisi (lapisan yang hilang sambungannya), strie/barit(goresan pada dinding batuan). Ciri-ciri topografi sesar : gawir sesar (fault scarp), faset segitiga, lembah sesar, celah sesar, terban/graben, sembul/horst, perbedaan ketinggian, kelurusan, pemunculan mata air dan rembesan, tekuk lereng, break of zone (perubahan lereng secara mendadak). ===JPB=== BAB VI. GEMPABUMI Gempabumi adalah perambatan gelombang dalam kerak bumi dari suatu tempat di mana terjadi pelepasan energi. Energi yang dilepaskan merambat ke segala arah dalam bentuk Gelombang Primer (Longitudinal), Gelombang Sekunder (Transversal) atau Gelombang Permukaan. Getaran gelombang Primer searah dengan arah geraknya, sedang getaran gelombang Sekunder tegak lurus arah geraknya. Gelombang Permukaan (gelombang Panjang) merambat di permukaan dari episentrum ke segala arah. Ada yang getarannya kesamping kiri-kanan (gelombang cinta, love wave) dan ada yang naik-turun (gelombang Rayleigh). Kebanyakan gempa yang terjadi merupakan kombinasi antara gelombang cinta dan rayleigh, sehingga merusak fondasi dan kerusakan hebat, karena tanah naik turun sekaligus ke samping kiri-kanan pada saat yang bersamaan seperti yang dirasakan penduduk di Yogyakarta dan Jawa Tengah tahun 2006. Gambar 6. 1. Perambatan Gelombang Permukaan Gempabumi merupakan peristiwa alam yang paling banyak menimbulkan kerugian bahkan menyebabkan korban jiwa, terutama dari perambatan gelombang permukaan. Kerusakan akibat gempa bumi biasanya diikuti bencana sekunder, misalnya kebakaran, terputusnya jalur transportasi, longsor, terputusnya aliran listrik, terputusnya saluran air dan sebagainya. Kerusakan waduk akibat gempa dapat menimbulkan banjir. Demikian pula kalau instalasi nuklir hancur akibat gempa dapat menimbulkan bahaya radioaktif. Kalau gempabumi terjadi di dasar laut, dapat menimbulkan gelombang tinggi yang disebut tsunami yang sangat banyak membawa korban jiwa, kerusakan, bahkan kapal dapat dihempaskan ke daratan seperti yang terjadi di Aceh pada bulan Desember tahun 2004. Sampai saat ini masih sulit untuk meramalkan terjadinya gempa. Karena itu terutama diusahakan memperkecil kerugian yang disebabkan oleh gempa bumi. A. Macam-Macam Gempabumi Gempabumi dapat diklasifikasikan berdasarkan terjadinya, yaitu gempa tektonik, gempa vulkanik dan gempa terban. Kebanyakan gempabumi yang terjadi di dunia tergolong gempa tektonik. 1) Gempa Tektonik, adalah gempabumi yang terjadi karena gerak-gerak kerak bumi. Umumnya gerak-gerak kerak bumi yang menimbulkan patahanlah yang menghasilkan gempabumi. Karena itu sering pula disebut gempa dislokasi. Gempa tektonik paling sering terjadi (sekitar 90%), juga paling banyak merusak dan sulit diramalkan. 2) Gempa Vulkanik, adalah gempabumi yang terjadi karena gerakan magma dari dalam bumi. Goncangannya hanya terasa sekitar gunungapi yang sedang aktif, tidak meluas dan tidak sesering gempa tektonik (sekitar 7%). Sebelum gunungapi meletus biasanya didahului oleh gempabumi dan semakin meningkat mendekati puncak letusan. Demikian juga pada saat letusan berlangsung bahkan sesudah letusan gunungapi masih terasa goncangan gempabumi. 3) Gempa Terban/Runtuhan, adalah gempabumi yang terjadi karena adanya longsor atau runtuhnya gua bawah tanah. Goncangannya hanya dirasakan sekitar daerah yang longsor atau runtuh, dan hanya sekitar 3% dari keseluruhan gempa di bumi. Gempabumi dapat pula dikelompokkan berdasarkan kedalaman pusat gempa, yaitu gempa dangkal, sedang dan dalam. Perhatikan klasifikasi gempa berdasarkan kedalaman hiposentrum dalam tabel 5 di bawah ini. Tabel 5. Macam- Macam gempa berdasarkan kedalamannya Kriteria K e d a l a m a n (km) Menurut Dobrein Menurut Allison Dangkal < 70 < 60 Sedang 70 – 300 km 60 – 300 Dalam > 300 > 300 – 720

Menurut Allison, gempabumi terdalam yang pernah dikenal kedalamannya hanya 720 km di rangkaian pulau-pulau Pasifik. Sekitar 85 – 90% dari semua gempabumi tergolong dangkal, kebanyakan dalamnya kurang dari 8 km. Seringnya terjadi gempa dangkal karena bagian kerak bumi yang aktif mengalami pergeseran adalah bagian atas. Gempa dalam jarang, berkaitan dengan temperatur dan tekanan hidrostatika. Semakin tinggi temperatur dan tekanan hidrostatika semakin lentur batuan yang berarti titik patahnya juga akan tinggi. Dengan demikian sulit mengalami patahan karena dapat dinetralisir oleh keplastisan batuan. Karena makin dalam makin tinggi temperatur dan tekanan hidrostatika, maka jarang terjadi pusat gempa di lapisan yang dalam. Biasanya gempa dalam dijumpai pada perbatasan lempeng tipe konvergen yaitu pada zone subduksi di mana kerak bumi menunjam ke lapisan bawah.
1) Gempa dangkal, adalah gempabumi yang hiposentrumnya kurang dari 70 kilometer. Gempa ini paling sering terjadi karena bagian paling atas dari kerak bumi yang paling mobil.
2) Gempa sedang, adalah gempabumi yang kedalaman hiposentrumnya antara 70 – 300 kilometer.
3) Gempa dalam, adalah gempabumi yang kedalaman hiposentrumnya lebih dari 300 kilometer. Gempa ini jarang terjadi, hanya dijumpai pada zone subduksi dimana salah satu lempeng membenam masuk ke lapisan dalam.
Apabila episentrum gempabumi yang pernah terjadi digambar dalam suatu peta dunia, ternyata tidak tersebar merata melainkan dalam suatu daerah sempit yang memanjang mengikuti batas lempeng litosfer yaitu sekitar Sirkum Pasifik, Sirkum Mediteran dan pegunungan tengah samudera.
B. Episentrum dan Hiposentrum Gempabumi
Pusat gempa yang di dalam bumi disebut hiposentrum gempa, dan tempat di permukaan bumi tepat tegak lurus di atas hiposentrum disebut episentrum gempa (Yunani: hypo = di bawah; epi = di atas). Daerah sekitar episentrum gempa inilah yang paling banyak menderita kerusakan akibat gempa. Oleh karena itu episentrum gempa adalah tempat yang mula-mula dicari.
Untuk menghitung jarak stasion pencatat gempa ke episentrum gempa digunakan rumus
Laska:  = { ( S – P ) – 1’ } 1000 km. Keterangan:  = jarak ke episentrum, S = saat gelombang S tercatat di seismograf; P = saat gelombang P tercatat di seismograf.
Rumus Laska ini kurang teliti karena tidak memperhitungkan perlambatan gerak gelombang. Untuk itu maka para ahli seismologi telah menyusun tabel lebih teliti yang menunjukkan hubungan antara jarak episentrum, waktu yang dibutuhkan gelombang Primer, waktu yang dibutuhkan gelombang Sekunder dan selisih waktu yang diperlukan gelombang Primer dan gelombang Sekunder, sehingga dengan cepat dapat diketahui jarak episentrum dari stasion pencatat gempa. Contoh tabel dapat dilihat di bawah ini (tidak lengkap, seharusnya jarak dari pusat gempabumi setiap kilometer).



Tabel 6. Waktu yang Diperlukan Gelombang P & S
Jarak dari pusat gempa (km) Waktu yang diperlukan:
Gelombang P Gelombang S Interval waktu antara gelombang P dan S
menit detik menit detik menit detik
1.600 3 22 6 3 2 41
3.100 5 56 10 48 4 52
4.900 8 01 14 28 6 27
6.500 9 50 17 50 8 00
8.000 11 26 20 51 9 25
9.500 12 43 23 27 10 44
11.000 13 50 25 39 11 49
Sumber: Sokes, 1978.
Contoh penggunaan tabel: sebuah gempabumi tercatat oleh alat seismograf di Tanjung Kodok pada tanggal 11 Juni 1983 pukul 11 30’ 42” berupa gelombang P, dan gelombang S tercatat 4’ 52” kemudian setelah gelombang P. Berapa jarak Episentrum gempa dari Tanjung Kodok dan kapan gempa terjadi di Episentrum? Dengan menggunakan tabel di atas dapat dilihat bahwa jarak Episentrum gempa dari Tangjung Kodok adalah 3.100 km (dari selisih waktu gelombang P dan S 4’ 52”, kemudian ditelusuri ke kiri). Karena gelombang Primer membutuhkan waktu 5’ 56” untuk menempuh jarak 3.100 km, maka berarti gempa terjadi di Episentrum pada pukul 11 24’ 46”.
Untuk menentukan letak episentrum gempa, diperlukan catatan gempa paling sedikit dari 3 stasion pencatat gempa. Berdasarkan data tersebut dihitung jarak masing-masing stasion gempa ke episentrum, kemudian di masing-masing stasion dibuat lingkaran berjari-jari sesuai jaraknya ke episentrum. Titik potong ketiga lingkaran tersebut adalah episentrum gempa. Perhatikan Gambar 6. 5. berikut ini.

Mengenai letak hiposentrum gempa, dapat ditentukan dengan mencatat secara sistematik deviasi waktu datangnya gelombang Primer dan gelombang Permukaan. Makin besar deviasinya makin dalam letak hiposentrum. Untuk itu Brunner telah membuat diagram yang menghubungkan kedalaman gempa dengan travel time dan jarak dari episentrum, sehingga tinggal melihat saja.
Emmons mengemukakan bahwa intensitas gempabumi berbanding terbalik dengan pangkat dua jarak dari pusat gempa, maka kedalaman gempa dapat dihitung dari berbagai catatan intensitas gempa. G. Gorshkov dan A. Yakushova telah membuat rumus untuk menghitung kedalaman hiposentrum gempa sebagai berikut:
r2 Keterangan:
F = 1,5 + 3 log {---- + 1}  F = Intensitas gempa di Episentrum
h2 r = radius getaran yang terasa (km)
h = kedalaman hiposentrum (km)
(Alzwar,Muzil, Samodra,Hanang, Tarigan, Jonatan I, 1988).
F dicari terlebih dahulu dengan menggunakan tabel 7. skala gempa G. Gorshkov dan A. Yakushova, dengan menghitung percepatan maksimum getaran gempa.
Tabel 7. Skala Gempa Gorshkov dan Yakushova
Intensitas Gempabumi F 
Hanya terdeteksi oleh alat peka (detectable by instrument only) 1 2,5
Sangat lemah (very feeble) 2 2,6 – 5,0
Lemah (slight) 3 6 – 10
Sedang (moderate) 4 11 – 25
Agak kuat (rather strong) 5 26 – 50
Kuat (strong) 6 51 – 100
Sangat kuat (very strong) 7 101 – 250
Merusak (destructive) 8 251 – 500
Meruntuhkan (Ruinous) 9 501 – 1.000
Mencelakakan/malapetaka (disastrous) 10 1.001 – 2.500
Sangat mencelakakan (very disastrous) 11 2.501 – 5.000
Bencana (catastrophic) 12 > 5.000

Percepatan maksimum getaran gempa () dicari dengan menggunakan rumus:
4 2 a
 = ——— dimana a = amplitudo
T2 T = periode getaran
 = percepatan maksimum getaran gempa.

Gempa yang berpusat di dasar laut kadang-kadang menghasilkan gelombang air yang sangat tinggi, kadang-kadang mencapai 30 meter tingginya sehingga sangat ditakuti oleh penduduk yang tinggal di dekat pantai. Contoh tsunami adalah yang terjadi di Aceh, Desember 2004. Panjang gelombang di laut dalam sekitar 100 – 200 km dan bergerak dengan kecepatan 725 – 800 km/jam. Begitu mendekati pantai dengan laut yang dangkal, tinggi gelombang sekitar ½ meter dan ketika mencapai pantai tingginya mencapai 15 meter atau lebih (Plummer, Mc. Geary, 1985).
Daerah di permukaan bumi yang paling parah menderita goncangan gempa adalah daerah yang berdekatan dengan episentrum gempa. Pada peta-peta gempa-bumi, kita kenal istilah-istilah:
• Isoseiste, yaitu garis pada peta yang menghubungkan tempat-tempat yang mengalami gempabumi sama besarnya.
• Pleistoseiste, yaitu daerah yang paling parah menderita goncangan gempa, yang terletak dalam garis isoseiste I.
• Homoseiste, yaitu garis yang menghubungkan tempat-tempat yang menerima getaran gempa pada waktu bersamaan.

C. Ukuran Gempabumi
Besaran gempabumi biasanya dinyatakan dengan intensitas gempa dan magnitudo gempa. Intensitas gempa didasarkan pada pengamatan terhadap akibat langsung dari gempabumi. Skala intensitas gempa yang digunakan secara meluas adalah Skala Mercalli yang sudah disempurnakan, terdiri dari 12 tingkatan (Lihat Tabel 8).










Tabel 8. Skala Mercalli yang Sudah Disempurnakan
Intensitas Gejala-gejala yang diakibatkan
I Tidak terasa, hanya oleh alat peka seperti seismograf
II Dirasakan oleh orang yang tidur, terutama yang tidur di lantai
III Dirasakan dalam rumah, tetapi tidak tahu kalau asalnya dari gempa. Getarannya seperti truk ringan yang lewat.
IV Terasa dalam rumah seperti truk berat lewat, benda-benda yang digantung bergoyang, pintu dan jendela gemertak.
V Orang tidur terbangun, orang diluar rumah sudah merasakan, daun pintu bergoyang, benda yang digantung kurang baik jatuh
VI Terasa oleh semua orang, yang berjalan kaki jalannya tidak stabil, benda-benda yang digantung berjatuhan.
VII Dirasakan oleh sopir, orang sulit berdiri tegak, tembok rumah runtuh.
VIII Sulit mengemudikan mobil, cabang pohon patah, rumah yang fondasinya kurang kuat dapat runtuh.
IX Kepanikan umum, tembok-tembok rumah runtuh, rumah tembok yang kuat mengalami kerusakan berat, pipa bawah tanah pecah.
X Bangunan beton rusak, bendungan hancur, air danau bergolak.
XI Pipa-pipa bawah tanah rusak, banyak jembatan hancur, rel KA bengkok.
XII Kerusakan total, batuan retak-retak, benda-benda terlempar ke udara.
Sumber: Stokes, 1978.
Magnitudo gempa adalah ukuran gempa yang didasarkan pada besarnya energi yang dilepaskan ketika terjadi gempa. Skala magnitudo gempa yang sangat terkenal dan digunakan meluas adalah Skala Richter. Skala tersebut dibuat oleh Charles F. Richter tahun 1935 dengan menggunakan seismograf Wood- Anderson sebagai standar dalam pengukuran magnitudo. Mula-mula Richter membandingkan amplitudo maksimum (A) pada seismogram yang tercatat pada jarak 100 km dari pusat gempa, dengan amplitudo ideal (A0). M = log A/A0.
Karena gempabumi tidak hanya tercatat pada tempat berjarak 100 km dari pusat gempa, maka dibuatlah rumus lain untuk menentukan besarnya magnitudo gempa pada jarak tertentu: M = log A/A0 + log ∆ - 3,37 (∆ = geocentric distance, sudut antara garis dari stasion ke episentrum gempa dan garis dari stasion ke inti bumi). Bila menggunakan seismograf lain maka perlu dikoreksi untuk mengubah amplitudo yang ekivalen dengan amplitudo seismograf Wood – Anderson.
Besarnya energi yang dilepaskan dihitung dengan menggunakan rumus yang dibuat Richter dan Gutenberg: log E = K + 1,5 M (E = energi yang dilepaskan; K = konstanta, besarnya berkisar 9 – 12; M = Magnitudo gempa). Dari rumus tersebut diketahui bahwa besarnya energi yang dilepaskan hampir 32 kali lebih besar setiap naik 1 skala pada skala Richter, dan amplitudo lebih besar 10 kali. Jadi gempa yang berkekuatan 6 pada Skala Richter tidak dapat dikatakan dua kali lebih besar dari gempa berkekuatan 3 pada Skala Richter.
Skalanya tidak mempunyai batas atas dan bawah sehingga dapat mencatat gempa yang sangat lemah atau sangat kuat. Meskipun tidak ada batas atasnya, namun gempa terbesar yang pernah tercatat adalah gempa Alaska tahun 1964 sebesar 9,2 pada skala Richter. Gempa yang berkekuatan 7 ke atas sudah tergolong gempa kuat, sedang yang kurang dari 2 tergolong lemah. Gempa hebat yang magnitudonya lebih atau sama dengan 8 hanya terjadi sekitar 1 kali dalam 5 – 10 tahun, sedang gempa lemah yang tidak terasa oleh manusia sekitar 800.000 kali dalam setahun. Kerusakan yang diakibatkan gempa mulai pada magnitudo 5 ke atas dan semakin bertambah menurut bertambahnya magnitudo gempa.
Untuk mengetahui magnitudo gempa, perlu diketahui amplitudo gempa dan jarak atau selisih waktu antara gelombang primer dan gelombang sekunder, kemudian dimasukkan kedalam gambar yang menghubungkan antara skala jarak / selisih waktu gelombang primer dan sekunder serta skala amplitudo gempa. Di perpotongan garis tersebut dengan skala magnitudo gempa itulah kekuatan gempa. Perhatikan Gambar 6. 6.

Alat pencatat gempa disebut seismograf, dipasang pada batuan agar ikut bergerak kalau terjadi gempa. Pada alat seismograf ada tabung berputar yang dilapisi kertas grafik, dihubungkan dengan pena yang tidak bergerak. Dengan demikian kalau tidak ada gempa maka goresan pena pada kertas berupa garis lurus, tetapi bila terjadi gempa maka tabung bergerak menghasilkan goresan zigzag pada kertas yang disebut seismogram. Perhatikan Gambar 6. 7.



Gambar 6. 7. A. Seismograf dalam keadaan istirahat. B. Pencatatan getaran pada waktu terjadi gerak batuan ke atas. C. Pada waktu batuan bergerak ke bawah.


D. Agihan Gempabumi
Pusat-pusat gempa di dunia cenderung terletak pada perbatasan lempeng-lempeng litosfer karena di tempat-tempat itulah terjadi pergeseran kerak bumi, terutama tipe perbatasan convergent. Gempa-gempa besar dan paling sering terjadi umumnya mengelompok dalam dua jalur yaitu daerah Sirkum Pasifik (Chili, Amerika Tengah, California, Kepulauan Alleuton, Jepang, Filipina, Indonesia, Selandia Baru) dan daerah Sirkum Mediteran ( Afrika Utara, Spanyol, Italia, Yugoslavia, Yunani, Turki, Iran, India Utara, Thailand, Malaysia, Indonesia). Di Sirkum Pasifik sendiri meliputi 80 - 90% dari seluruh gempabumi di dunia. Daerah gempa lainnya berkaitan dengan Mid-oceanic Ridge yang merupakan tipe batas lempeng divergent. Umumnya gempa di batas lempeng divergent tergolong gempa dangkal, sedang di batas lempeng convergent dijumpai gempa dangkal, sedang dan dalam karena pada tipe perbatasan convergent salah satu lempeng menunjam ke dalam.
E. Peramalan dan Proteksi Terhadap Bahaya Gempabumi
Smpai sekarang orang belum mampu meramalkan gempabumi secara tepat. Kita bangga para akhli telah mampu menentukan daerah-daerah gempabumi, namun ramalan kapan akan terjadi gempabumi, di mana pusatnya serta berapa kekuatan gempa yang akan terjadi belum dapat diramalkan secara tepat. Petunjuk-petunjuk yang dapat digunakan meramalkan terjadinya gempabumi antara lain:
• Penelitian Triangulasi: jaringan titik-titik di sekitar daeraah rawan gempa diteliti secara periodik untuk mengetahui pola gerak batuan kerak bumi.
• Pengukuran kemiringan: lereng permukaan bumi di sekitar daerah rawan gempa-bumi secara terus-menerus diukur dengan tiltmeter agar diketahui bila ada perubahan kemiringan, sebab biasanya gempabumi didahului oleh perubahan kemiringan secara menyolok akibat terjadi patahan di bawah tanah.
• Mencatat gempa-gempa kecil: penelitian mengenai gempa mikro berukuran < 1 pada Skala Richter sangat penting sebab gempa besar biasanya didahului oleh gempa mikro yang makin lama makin besar frekuensinya.
• Pengukuran ketinggian permukaan air tanah: di daerah patahan, pengukuran ketinggian permukaan air tanah sangat penting karena ketika terjadi patahan dalam kerak bumi air tanah akan tersedot sehingga terjadi penurunan permukaan air tanah secara tiba-tiba, bahkan sumur-sumur menjadi kering tiba-tiba.
• Pengukuran strain batuan: pengukuran strain batuan akan menunjukkan gerak-gerak kerak bumi di mana gerak kerak bumi dapat menghasilkan patahan dan selanjutnya menyebabkan terjadinya gempabumi. Biasanya terjadi pemendekan sebelum terjadi gempabumi.
• Perubahan medan magnet bumi: pengukuran kemagnetan bumi juga penting sebab perenggangan batuan akan menyebabkan pembelokan medan magnet bumi.
• Tabiat binatang: binatang-binatang yang berada di sekitar daerah yang mengalami gempabumi menunjukkan tabiat kurang tenang karena telah merasakan getaran awal gempabumi.
Beberapa kemajuan yang telah dicapai negara-negara maju seperti Amerika Serikat, Uni Soviet dan Jepang dalam hal peramalan gempabumi antara lain: Robert Wallace dari US Geological Survey National Center of Earthquake Research mengemukakan hasil penelitiannnya di sepanjang patahan San Andreas bahwa gempa berskala 6 pada Skala Richter terjadi setriap 5 tahun, 7 pada Skala Richter setiap 17 tahun dan 8 pada Skala Richter terjadi sekitar 100 tahun sekali. Akhli-akhli Jepang berhasil meramalkan gempabumi yang terjadi di Matshushiro di mana gempa besar didahului oleh gempa-gempa kecil di daerah episentrum beberapa bulan sebelumnya. Akhli-akhli seismologi Uni Soviet melihat bahwa strain batuan di daerah patahan mengalami perubahan beberapa bulan sebelum terjadi gempabumi.
Dari hasil yang sudah dicapai dalam meramalkan terjadinya gempa seperti di atas, nampak bahwa masih sulit dimanfatkan sebagi dasar untuk menghindari bahaya gempa. Bahaya dn kerugian yang ditimbulkan oleh peramalan gempa yang terlalu berani terletak pada dampak ekonomi dan psikologisnya.
Bahaya utama gempa bumi berasal dari runtuhan bangunan, korsluiting yang menimbulkan kebakaran, longsor dan gelombang tsunami. Untuk memperkecil bahaya gempabumi maka bangunan gedung hendaknya mempertimbangkan kondisi geologis daerah. Fondasi bangunan idealnya diletakkan pada batuan dasar, jangan membangun di atas tanah yang lunak, lereng curam dan tanah bekas timbunan. Jembatan dan bangunan bertingkat hendaknya menggunakan konstruksi khusus yang dapat meredam goncangan gempabumi.
Langkah-langkah yang dapat ditempuh pada saat terjadi gempa agar terhindar dari bahaya gempabumi antara lain:
1. Segera keluar rumah/bangunan dan mencari tempat aman seperti lapangan. Bila tidak sempat keluar rumah, usahakan berlindung di bawah kolong meja, di samping tempat tidur dan semacamnya.
2. Segera matikan listrik dan kompor agar tidak terjadi korsluiting yang dapat menimbulkan kebakaran.
3. Bila berada di luar rumah, hindari berada di lereng curam atau kaki lereng agar terhindar bila terjadi longsor.
4. Bila sedang mengemudi, hentikan kendaraan di tempat yang aman.
5. Bila sedang berenang, segera keluar dari kolam.
6. Di daerah pantai, gelombang tsunami merupakan bahaya besar karena kadang-kadang air laut tiba-tiba turun sehingga banyak ikan yang tergeletak, menarik perhatin untuk mengumpulkan ikan, tetapi sesaat kemudian akan datang gelombang besar. Oleh karena itu jangan tergiur oleh ikan bila terjadi penurunan air laut secara tiba-tiba.
===JPB===




BAB VII. VULKANISME


Vulkanisme berasal dari kata Vulcanus, dewa api bangsa Yunani yang konon tinggal di danau kawah Vulkano di Kepulauan Lipari, lepas pantai Italia. Istilah vulkanisme mengandung pengertian transport magma dari dalam ke permukaan bumi. Vulkanisme adalah proses alam yang berhubungan dengan kegiatan kegunungapian, mulai dari asal-usul pembentukan magma di dalam bumi hingga kemunculannya di permukaan bumi dalam berbagai bentuk dan kegiatannya.
Magma yang keluar ke permukaan bumi tidak hanya melalui gunungapi, melainkan juga melalui retakan dalam kerak bumi, bahkan lebih banyak magma yang mencapai permukaan bumi melalui retakan. Erupsi yang melalui retakan dalam kerak bumi disebut erupsi celah, sedang yang melalui gunungapi disebut erupsi puncak. Jadi kurang tepat kalau vulkanisme disebut kegiatan gunungapi atau letusan gunungapi.
Magma tidak lain dari batuan penyusun kerak bumi yang lebur karena temperatur tinggi. Masih ingat pembahasan teori tektonik lempeng, khususnya lempeng yang saling bertabrakan dimana salah satu lempeng akan menunjam masuk ke lapisan dalam? Pada kedalaman 50 – 100 km sebagian dari batuan penyusunnya sudah mulai lebur dan naik ke atas melalui retakan-retakan/patahan yang terjadi akibat tabrakan. Inilah sumber utama magma yang membangun gunung-gunungapi di atas permukaan bumi. Gunungapi yang terletak di tengah samudera, sumber magmanya dari lapisan astenosfer yang menyusup keluar lewat retakan akibat gerak lempeng yang berpisah atau ke arah berlawanan.
Gunungapi aktif belum ada keseragaman pemahaman diantara para ahli gunungapi. Jepang dan Selandia Baru menganggap gunungapi aktif adalah gunungapi yang meletus kurang dari 50.000 tahun yang lalu, yang meletus antara 50.000 – 100.000 tahun yang lalu mempunyai potensi aktif kembali, sedang gunungapi yang kegiatannya lebih dari 100.000 tahun yang lalu dianggap sudah mati. Direktorat Vulkanologi dan Mitigasi Bencana Geologi menyatakan bahwa gunungapi aktif adalah semua gunungapi yang pernah meletus sejak tahun 1600, sedang gunungapi yang tidak pernah meletus sejak tahun 1600 tetapi masih memperlihatkan kenampakan vulkanisme, serta daerah yang bentuk gunungapinya tidak jelas tetapi masih dijumpai lapangan solfatara dan fumarola serta kenampakan panas bumi lainnya disebut gunungapi istirahat. Salah satu contoh adalah kawasan gunungapi yang sebelumnya dipandang sudah tidak aktif setelah beristirahat selama 14.500 tahun, tiba-tiba meletus pada tahun 1987 – 1989 adalah G. Anak Ranaka di Flores. Di Filipina, Mt. Pinatubo yang sebelumnya dianggap bukan gunungapi aktif, ternyata meletus hebat pada tahun 1991.
Pembagian lebih lanjut gunungapi aktif di Indonesia menurut Neumann van Padang (1951):
1. Tipe A, yaitu kegiatannya sejak tahun 1600, antara lain Merapi, Krakatau, Kelud.
2. Tipe B, yaitu yang kegiatannya sebelum tahun 1600, antara lain Lawu dan Ungaran.
3. Tipe C, yaitu yang merupakan lapangan panas bumi, yaitu munculnya gas-gas gunungapi, mata air panas, bualan lumpur panas, lapangan alterasi hidrotermal dan lain-lain. Contohnya adalah Kamojang, Wilis.
A. Sebaran Geografi Gunungapi
Jumlah seluruh gunungapi di dunia 1526 buah. Simkin dan Siebert (1994) mengelompokkan menjadi 19 wilayah sebaran gunungapi (Lihat Tabel 9), terbanyak terletak di wilayah Amerika Latin sebanyak 202 buah dengan gunungapi tertinggi yaitu G. Cotopaxi (5911 m), kemudian Kepulauan Kuril, Kamchatka dan Rusia sebanyak 192 selanjutnya Indonesia dan Andaman menempati urutan ketiga sebanyak 141 buah dibawah.
Tabel 9. Daftar Sembilanbelas Wilayah sebaran gunungapi
menurut Simkin dan Siebert (1994)
No Lokasi Jumlah No. Lokasi Jumlah
01 Eropa – Peg. Kaukasus 43 11 Alaska, Kep Aleutian 93
02 Afrika, Laut Merah 136 12 Kanada, A.S Bag. barat 93
03 Timur Tengah, L.Hindia 49 13 Hawaii, Lautan Pasifik 24
04 Selandia Baru, Fiji 47 14 Meksiko, Am. Tengah 109
05 Melanesia, Australia 86 15 Amerika Selatan 202
06 Indonesia, Kep Andaman 141 16 India Barat 17
07 Filipina, Asia Tenggara 64 17 Eslandia, L. Arktik 35
08 Jepang, Taiwan, Mariana 131 18 Lautan Atlantik 35
09 Kep Kuril, Kamchatka, Rusia 192 19 Antarktika, Kep. Sandwich 31

Di Indonesia, jumlah dan sebaran gunungapi aktif menurut Neumann van Padang (1951) adalah 128 buah. Tetapi berdasarkan pemeriksaan kembali oleh Tjia dkk (1980), G. Umsini di Papua bukan merupakan gunungapi aktif, namun dengan meletusnya G. Anak Ranakah pada tahun 1986 di Flores Barat, jumlahnya kembali 128 buah. Gunungapi tersebut menyebar dalam 4 busur gunungapi, yaitu:
1. Busur gunungapi Sunda, mulai dari Sumatera, Jawa, Nusatenggara.
2. Busur gunungapi Banda, kelompok gunungapi di Kepulauan Banda.
3. Busur gunungapi Halmahera, kelompok gunungapi di Halmahera dan Maluku Utara.
4. Busur gunungapi Sulawesi Utara – Sangihe, dari Minahasa, Sangihe, Talaud.

B. Bentuk-Bentuk Gunungapi
Kalau kita amati gunungapi yang ada di dunia, bentuknya ada tiga macam yaitu berbentuk kerucut, berbentuk perisai dan berbentuk lubang besar sisa letusan hebat. Bentuk gunungapi tersebut erat kaitannya dengan materi yang dikeluarkan atau sifat magmanya.
1). Gunungapi kerucut, bentuknya seperti kerucut, makin runcing ke puncak. Gunungapi ini dibangun oleh letusan gunungapi yang terutama memuntahkan bahan-bahan padat karena magmanya asam, sehingga ketika jatuh kembali ke bumi akan diendapkan berbentuk kerucut dengan kemiringan sekitar 10-350. Kalau materi yang dikeluarkan berganti-ganti bahan padat dan lava cair maka bentuknya seperti kerucut juga tetapi berlapis-lapis, bergantian bahan padat dan lava. Gunungapi semacam ini disebut gunungapi strato. Kebanyakan gunungapi di Indonesia tergolong gunungapi strato. Perhatikan Gambar 7. 1.

Gambar 7. 1. Gunung Fuji, Jepang, berbentuk kerucut
Sumber: Wicander, Reed, Monroe, James S, 2002.


2). Gunungapi perisai, bentuknya seperti perisai/tameng, tingginya tidak seberapa dibanding diameter alasnya dan lerengnya landai. Dibentuk oleh letusan gunungapi yang terutama mengeluarkan lava yang mengalir karena magmanya basa sehingga setelah mencapai permukaan bumi mengalir ke segala arah membentuk lereng landai (2-100). Contoh gunungapi perisai adalah gunung-gunung di Kepulauan Hawaii seperti Mauna Loa, Mauna Kea, Kilauea dan sebagainya. Lihat Gambar 7. 2.



Gambar 7. 2. G. Mauna Kea,
Hawaii, merupakan contoh vulkan berbentuk perisai
Sumber: Wicander, Reed, Monroe, James S, 2002.

3) Gunungapi Maar (Ranu), berbentuk lobang besar bekas letusan dahsyat pada masa silam. Semula magmanya sangat asam dengan tekanan gas sangat tinggi sehingga letusannya hebat, menghempaskan sebagian besar tubuh gunungapi dan menyisakan lobang besar bekas letusan.

C. Materi Letusan Gunungapi
Kalau terjadi letusan gunungapi maka ada material yang dikeluarkan berwujud cair yang dikenal dengan nama lava, ada material padat yang disebut piroklastik dan ada gas. Lava yang mengalir keluar (gambar 7.3), merupakan magma yang mencapai permukaan bumi. Kalau lava banyak mengandung gas dan cepat membeku, maka akan menghasilkan batuan beku yang berongga-rongga karena gasnya terperangkap didalam, dan dikenal dengan nama batu apung (gambar 7.4)
Bahaya letusan gunungapi yang di puncaknya terdapat danau kawah seperti G. Kelud adalah dapat menyebabkan banjir lahar. Ada dua macam lahar berdasarkan sifatnya, yaitu lahar panas dan lahar dingin. Lahar panas adalah aliran lumpur hasil letusan gunungapi yang bercampur dengan air danau kawah, biasanya pada saat terjadi letusan. Lahar panas sangat berbahaya bagi penduduk yang tinggal di lereng-lereng gunung. Apabila lahar yang mengalir sifatnya dingin karena endapan vulkanik di lereng-lereng gunung terbawa oleh air hujan yang turun di puncak gunung, maka disebut lahar dingin. Biasanya lahar dingin terjadi beberapa waktu (kadang-kadang berbulan-bulan) setelah letusan gunungapi berhenti.


Gambar 7. 3. Aliran lava

Gambar 7. 4. Pumice (batuapung)
Bahan-bahan padat yang dihempaskan letusan gunungapi disebut piroklastis. Abu vulkanik yang bertumpuk-tumpuk mengeras dikenal dengan nama tuff vulkanik. Batuan hasil letusan gunungapi kalau sudah melapuk, menjadi tanah yang subur karena banyak mengandung mineral yang dibutuhkan tanaman. Berdasarkan ukuran bahan padat tersebut dikenal sebagai bom yaitu bongkahan batuan berukuran lebih dari 64 mm, lapilli yang berukuran 2 - 64 mm, pasir bila berukuran 0,05 – 2 mm dan abu vulkanik bila berukuran 0,002 – 0,05 mm.(gambar 7.5). Kalau proses pendinginannya sangat cepat, sehingga tidak mengkristal sama sekali maka akan membentuk gelas vulkan atau obsidian (gambar 7.6).

A B
Gambar 7. 5. A. Gambar Bom B. Bom, Lapilli dan abu vulkanis

Gambar 7. 6. Obsidian

Gas yang dikeluarkan letusan gunungapi bermacam-macam, antara lain uap air, hidrogen, khlor, belerang, nitrogen, karbon dioksida dan monoksida, metan. Gas yang dikeluarkan tidak melalui kawah gunungapi saja, tetapi juga dari lubang-lubang pada lereng dan kaki gunungapi. Tempat yang terutama mengeluarkan gas berupa uap air disebut fumarola, yang mengeluarkan gas belerang disebut solfatara dan yang mengeluarkan gas asam arang disebut movet.
D. Macam-macam Erupsi
Erupsi atau letusan gunungapi terjadi apabila tenaga gas dari dapur magma mampu mendobrak batuan penyusun kerak bumi. Biasanya setelah letusan akan meninggalkan lubang berbentuk mangkok di tempat keluarnya magma yang disebut kawah (crater). Ukurannya bermacam-macam, dari beberapa meter sampai 0,8 km dan dapat meluas karena tepinya mengalami longsor atau terkikis gas.
Istilah kaldera digunakan untuk depresi yang luas di puncak gunungapi, dikelilingi dinding terjal. Diameternya dapat mencapai 11 km (Santorini, Yunani). Kaldera Tengger berdiameter 7 km dengan kedalaman 300 km (Caldera rim). Nama kaldera berasal dari depresi luas bernama La Caldera di Kepulauan Kanari yang diameternya 5 km dan dikelilingi cliff setinggi 1 km. Terbentuknya kaldera karena letusan hebat yang menghempaskan sebagian tubuh gunungapi, dapur magma bagian atas kosong sehingga ambles membentuk depresi yang luas. Terbentuknya kaldera dapat dilihat dalam Gambar 7. 7.

Keeksplosifan erupsi vulkan tergantung pada kedalaman dapur magma dan sifat magma. Kedalaman dapur magma berkaitan dengan volume gas di dalam dapur magma. Makin dalam dapur magma makin besar volume gasnya dan semakin besar tenaganya, sehingga semakin eksplosif letusannya. Sifat magma berkaitan dengan kekentalan magma, makin asam magma makin kental dan semakin eksplosif.
Berdasarkan bentuk dan lokasi kepundan tempat keluarnya magma, erupsi dapat dibedakan atas erupsi celah dan erupsi puncak.
1). Erupsi Celah (Fissure Eruption), adalah erupsi yang tidak melalui lubang kepundan gunungapi melainkan mengalir keluar melalui retakan-retakan batuan. Dengan demikian sifat letusannya effusif. Lebih banyak magma yang sampai di permukaan bumi melalui retakan-retakan batuan dibanding melalui pipa kepundan gunungapi. Hampir 2,6x106 km2 permukaan daratan tertutup dengan lava yang keluar lewat erupsi celah. Plato Dekan di India, tertutup lava yang tebalnya rata-rata 667 meter, paling tebal 3.000 meter dan menutupi daerah seluas 5x105 km2. Plato Columbia di Amerika Serikat, tertutup lava basal setebal 100 m dan seluas 130.000 km2. Jarak aliran lava dari tempat keluarnya ada yang lebih dari 60 km. Laki di Islandia Selatan, juga tertutup dengan lava basal yang mengalir dari dalam melalui celah sepanjang 32 km, dan pada tahun 1783 selama 2 bulan mencurahkan lava basal sekitar 12 km3.
2). Erupsi Puncak (Summit Eruption), adalah erupsi yang melalui pipa kepundan gunungapi. Tidak seperti erupsi celah yang berlangsung lama, erupsi puncak berlangsung dalam waktu yang pendek. Bila magmanya bersifat asam, kadang-kadang pipa kepundan tersumbat oleh magma yang membeku. Sumbat tersebut dikenal dengan nama sumbat lava (lava plug), menjadi penghalang keluarnya magma. Gas-gas yang menyertai magma berkumpul semakin banyak, dan bila sudah cukup kuat untuk mendobrak ke atas maka terjadilah erupsi berikutnya. Sering pula sumbat tersebut terlalu kuat sehingga magma mencari jalan lain, menerobos batuan yang lebih lemah dan terbentuklah kawah baru.
Klasifikasi lain, didasarkan pada penyebab erupsi sebagai berikut:
1). Erupsi Magma (Magmatic eruption), yaitu erupsi yang dihasilkan oleh dobrakan tekanan gas yang berasal dari dapur magma.
2). Erupsi Hidro (Hidroeruption), yaitu erupsi yang dihasilkan oleh tekanan uap yang berasal dari pemanasan air di luar magma.
3). Erupsi Preatik (Preatic eruption), yaitu erupsi yang dihasilkan oleh tekanan uap dari air tanah yang mengalami pemanasan magma.
4). Erupsi Preato-magmatik (Hydromagmatic eruption), yaitu gabungan erupsi magma dan erupsi preatik.
E. Tipe-Tipe Erupsi
Berdasarkan ciri-ciri letusan gunungapi di dunia para ahli membagi letusan gunungapi tersebut kedalam 5 tipe:
1). Tipe Islandia (Islandic Type), mempunyai ciri erupsi sangat lemah, magma sangat cair yang mengalir ke permukaan bumi melalui satu saluran, kemudian menyebar di permukaan bumi membentuk lapisan-lapisan lava. Erupsi biasanya berlangsung berbulan-bulan dan pada erupsi berikutnya saluran seringkali bergeser tempat. Contoh: di daerah Laki, Islandia Selatan.
2). Tipe Hawaii (Hawaiian Type), erupsinya juga lemah, magma meleleh keluar karena magma cair dan tekanan gasnya rendah, namun erupsinya berlangsung lama. Contohnya adalah Mauna Loa, Mauna Kea dan Kilauea di Hawaii.
3). Tipe Stromboli (Strombolian Type), erupsinya tidak terlalu eksplosif, magmanya agak cair, tekanan gas sedang dan dapur magma agak dalam. Selain mengeluarkan lava, juga bahan-bahan piroklastis sehingga membentuk kerucut campuran. Contohnya adalah G. Stromboli di sebelah utara pulau Sisilia dan G. Etna di pulau Sisilia.
4). Tipe Vulkano (Volcanian Type), erupsinya lebih eksplosif dengan magma yang agak cair, tekanan gas sedang dan dapur magma agak dalam. Tipe ini ditandai awan debu yang membumbung tinggi seperti kembang kol. Yang lebih kuat karena tekanan gasnya lebih tinggi dan dapur magmanya lebih dalam adalah Cerro Negro di Nicaragua. Letusannya tahun 1971 menghasilkan awan debu setinggi 6 km. Tipe yang lebih kuat dalam kelompok ini adalah Mt. Vesuvius di pantai Teluk Napel, Italia. Tekanan gasnya amat tinggi dan dapur magmanya amat dalam. Sering disebut Tipe Perret, sesuai dengan nama ahli vulkanologi Amerika Serikat yang meneliti gunung tersebut. Letusannya yang terdahsyat terjadi tahun 79 menghancurkan kota Pompeii dengan awan dan gas panas, membinasakan 16.000 orang dan mengubur kota tersebut 4,5 – 7,5 meter, meskipun terletak 10 km dari lubang kepundan G. Vesuvius. Hujan yang jatuh di lereng gunung tersebut menghasilkan aliran lumpur melalui sungai-sungai sampai ke kota Herculanum yang sudah berada di luar daerah abu vulkanik dan masih mencapai tebal 19,5 meter.
5). Tipe Pele (Pelean Type), erupsinya sangat kuat karena magma sangat kental, tekanan gasnya tinggi dan dapur magma dalam. Tahun 1902 G. Pele yang terletak di Kep. Martinique (L. Karibia) meletus menghasilkan awan pijar (nuee ardente, bahasa Perancis yang berarti glowing cloud) dengan temperatur sekitar 7000 C yang menuruni lereng dengan kecepatan 3 km/menit, sehingga dalam watu 1 menit saja membinasakan 30.000 penduduk kota St Pierre yang terletak di kaki gunung tersebut. Hanya satu orang yang selamat karena dipenjarakan di kamar bawah tanah. Dia terkurung selama 4 hari sampai regu penolong mendengar suaranya meminta tolong. Termasuk dalam tipe ini adalah G. Krakatau yang letusannya tahun 1883 menghasilkan gelombang laut setinggi 30 meter, memuntahkan abu setinggi 80 km sehingga 3 hari lamanya gelap dan selama setahun hanya 80% radiasi matahari yang sampai di permukaan bumi. Letusannya terdengar di Australia yang berjarak 2.000 km. Jumlah korban diperkirakan 36.000 orang terutama oleh gelombang tsunami yang menghem-paskan perahu sejauh 3 km ke daratan. Sedikit lebih lemah dalam tipe ini adalah G. Kelud dengan tekanan gas sedang dan dapur magma agak dalam. Ciri khas letusan G. Kelud adalah aliran lahar panas karena di puncaknya terdapat kawah. Letusannya tahun 1919 menelan korban sekitar 5.000 orang, terutama karena arus lumpur panas (lahar panas) yang menuruni lereng dengan cepat. Untuk mengurangi bahaya yang ditimbulkan oleh lahar panas tersebut maka para ahli membuat terowongan sebanyak 7 buah sebelum Perang Dunia II, mengurangi isi danau kawah dari 38 juta m3 menjadi 1,8 juta m3. Tetapi letusan tahun 1951 menyebabkan terowongan tersebut hancur total. Kemudian pemerintah membangun lagi, namun setiap kali meletus mengalami kerusakan lagi. Tipe lebih lemah adalah G. Merapi dengan tekanan gas rendah dan dapur magma dangkal. Ciri khas G. Merapi adalah terbentuknya sumbat lava di puncaknya. Letusannya tahun 1930 berlangsung selama 2 hari paroksisma (puncak ledakan), memuntahkan sumbat lava dan membinasakan 1.369 orang terutama dari awan panas (yang disebut masyarakat sekitar wedus gembel) dan ladu atau batu-batu pijar yang menuruni lereng.
Pembagian lain, Professor Escher membagi tipe erupsi menjadi 8 macam berdasarkan sifat lava, tekanan gas dan kedalaman dapur magma. Perhatikan gambar 7.8 berikut, uraian setiap tipe sama saja dengan yang telah dikemukakan di atas.






Gambar. 7. 8. Tipe-Tipe Erupsi Vulkan menurut Prof. Escher

F. Ramalan Erupsi Vulkan
Pada dasarnya aktivitas magma di dalam perut bumi sangat sulit diketahui. Orang hanya dapat mengamati dan mengukur beberapa gejala di permukaan bumi. Meskipun demikian orang berusaha mengetahui kapan suatu gunungapi akan meletus dan bagaimana sifat letusannya sehingga dapat memperkecil bahaya yang ditimbulkan. Hal ini dimungkinkan karena adanya gejala-gejala yang mendahului suatu erupsi vulkan. Para akhli Vulkanologi mengamati, mencatat dan menganalisis gejala-gejala tersebut, mulai membuat prognose kemudian dilanjutkan dengan diagnose atau penentuan lebih detail kapan dan bagaimana sifat erupsi yang akan terjadi. Gejala-gejala yang biasanya dijadikan petunjuk untuk meramalkan erupsi vulkan adalah:
a. Gempabumi di sekitar vulkan. Biasanya sebelum terjadi erupsi didahului oleh suatu getaran gempa yang dihasilkan oleh gerakan magma yang mendesak ke permukaan bumi. Dengan catatan seismogram pada alat seismograf para akhli mengkonstantir apakah akibat dari aktivitas vulkanisme atau dari sumber lain.
b. Pembumbungan (Swelling). Gejala ini kadang-kadang dijumpai sebelum terjadi erupsi vulkan dimana gunung bertambah tinggi. Kalau terjadi pembumbungan vulkan, dapat dijadikan salah satu petunjuk adanya aktivitas magma yang mendorong ke permukaan bumi.
c. Perubahan temperatur. Temperatur udara di sekitar gunungapi yang akan meletus biasanya naik. Demikian juga suhu air danau kawah dan sumber air panas meningkat. Sayangnya temperatur kritik pada saat akan terjadi letusan belum diketahui.
d. Perubahan komposisi gas. Umumnya di sumber-sumber keluarnya gas terjadi perubahan komposisi gas karena hadirnya gas-gas baru yang berasal dari magma, menandakan adanya gejolak mgma.
e. Komposisi lava dan abu vulkanik. Penelitian di laboratorium terhadap lava dan abu vulkanik yang dikeluarkan vulkan dapat menuntun kd arah peramalan kekuatan letusan. Khususnya yang berhubungan dengan SiO2, bila kandungannya tinggi berarti magmanya bersifat asam sehingga kemungkinan letusannya akan hebat.
f. Perubahan medan magnet bumi. Di sekitar vulkan yang akan meletus umumnya terjadi perubahan medan magnet bumi akibat pengaruh panas dari magma. Hal tersebut dapat membantu meramalkan erupsi vulkan.
g. Sejarah letusan atau siklus letusan. Catatan letusan suatu vulkan pada masa silam dapat membantu meramalkan erupsi vulkan walaupun tentunya sangat kasar. Beberapa vulkan menunjukkan kecenderungan letusan dalam suatu periode tertentu. Sebagai contoh, siklus letusan gunung Kelud rata-rata 18 tahun tetapi tersingkat hanya 8 tahun dan terlama 30 tahun. Jadi rangenya terlalu besar.


===JPB===



BAB VIII. STRATIGRAFI


Stratigrafi adalah susunan lapisan sedimen dari waktu ke waktu. Perlapisan batuan sedimen mengandung makna penting dalam menentukan umur relatif batuan dan lingkungan pengendapan dalam hubungan ruang dan waktu. Jadi lapisan-lapisan batuan sedimen mengandung catatan kejadian penting pada masa silam seperti iklim, jenis organisme yang hidup, lingkungan tempat terbentuknya batuan tersebut, kapan batuan tersebut terbentuk dan sebagainya.

A. Prinsip-Prinsip Stratigrafi
Steno mengemukakan tiga prinsip stratigrafi yaitu prinsip kemendataran awal, superposisi dan kesinambungan menyamping.
a. Prinsip kemendataran awal (The law of original horizontality), menjelaskan bahwa proses pengendapan bahan sedimen pada awalnya mendatar, kecuali sedimen kasar di lingkungan pengendapan non marin sering membentuk sudut 300 menurut sudut hentinya (angle of repose), misalnya pada kipas aluvial, endapan rombakan batuan (talus scree), endapan vulkanik di lereng gunungapi.
b. Prinsip superposisi (The law of superposition), menjelaskan bahwa dalam suatu pengendapan yang berlapis-lapis, lapisan bawah yang diendapkan lebih awal dan berumur lebih tua daripada lapisan-lapisan di atasnya. Prinsip ini hanya berlaku apabila lapisan-lapisan tersebut belum mengalami gangguan misalnya mengalami pelipatan rebah.
c. Prinsip kesinambungan menyamping (The law of lateral continuety), menjelaskan bahwa perlapisan batuan sedimen menerus melintasi ledok pengendapan, tidak diendapkan di satu tempat saja secara vertikal. Oleh karena itu dalam suatu lingkungan pengendapan, suatu lapisan masih dapat diketemukan lanjutannya ke samping.
Ciri batuan sedimen adalah berlapis-lapis, pipih berbentuk lempengan. Penyebab perlapisan kadang-kadang mudah ditafsirkan namun ada pula yang sulit diketahui penyebabnya. Pada batuan sedimen klastik, penyebab perlapisan batuan adalah:
1. Perubahan iklim, yang berpengaruh pada banyak sedikitnya bahan sedimen yang diendapkan.
2. Perubahan tinggi muka laut (transgresi dan regresi laut), berpengaruh pada perbedaan ketinggian antara daerah asal sedimen dengan lingkungan pengendapan.
3. Pengangkatan daerah asal sedimen, berpengaruh pada besar kecilnya erosi, daya angkut sungai dan sifat batuan yang diendapkan.
4. Pengaruh kimia, misalnya garam-garaman menyebabkan terjadinya pengendapan secara kimiawi.
5. Perlapisan karena organisme, misalnya pada kurun waktu tertentu lingkungan memungkinkan hidup organisme diatomeae yang menghasilkan endapan kersik, namun kurun waktu lain tidak memungkinkan hidupnya organisme diatomeae maka terbentuklah lapisan yang berbeda.

B. Satuan-satuan stratigrafi
Lapisan batuan sedimen juga perlu diberi nama supaya mudah dibedakan dengan lapisan batuan lain. Satuan perlapisan batuan terkecil yang masih dapat diamati di lapangan disebut lapisan (laminae). Lapisan-lapisan yang mempunyai kesamaan tertentu misalnya kesamaan litologi digabung dan disebut formasi (formation). Suatu formasi dapat pula dibagi kedalam anak bagian, misalnya formasi tersebut terdiri dari lapisan yang berganti-ganti antara batupasir – lempung – batu- pasir – lempung maka batupasir dan lempung disebut anggota (member). Beberapa formasi yang mempunyai persamaan sifat-sifat tertentu digabungkan menjadi kelompok (group), misalnya beberapa formasi yang terbentuk di lingkungan marin disebut kelompok marin dan beberapa formasi batuan endapan vulkanik disebut kelompok vulkanik.
Kelompok, formasi, anggota, biasanya diberi nama menurut tempat diketemukan singkapan terbaik atau berdasarkan tempat pertama kali diketemukan. Contoh: Formasi Tellisa di Sumatera Selatan, terutama terdiri dari lapisan-lapisan lempung dan napal, diberi nama sesuai nama anak sungai Tellisa (di Jambi) tempat diketemukannya singkapan yang bagus. Di beberapa tempat dalam Formasi Tellisa ini terdapat batu gamping yang menggantikan sebagian lempung. Batu gamping tersebut diberi nama Member Baturaja sesuai dengan nama tempat di mana pertama kali diketemukan. Jadi pemberian nama sangat subyektif, namun kalau sudah diberi nama oleh peneliti terdahulu maka hendaknya jangan membuat nama baru lagi. Perhatikan contoh stratigrafi di Nias dan Simeulue pada gambar 8. 1.




C. Ketidak selarasan dalam Stratigrafi
Lyell dan ahli geologi lainnya pada abad ke 19 berspekulasi bahwa memungkinkan untuk menentukan umur mutlak batuan dengan menggunakan catatan stratigrafi. Dia mengatakan bila seseorang mengukur tingkat sedimentasi di laut, dan mengukur tebal seluruh sedimen, maka mungkin untuk menghitung berapa lama terjadinya lapisan batuan sedimen tersebut. Hal tersebut dapat dilakukan dengan benar dengan mengasumsikan bahwa:
a. Tingkat sedimentasi konstan selama terjadi sedimentasi
b. Diasumsikan bahwa seluruh lapisan konform, yang berarti diendapkan lapisan demi lapisan tanpa interupsi/gangguan. Jika ada gap/ada yang hilang dalam catatan geologi karena tererosi atau tidak ada pengendapan maka waktu yang didapatkan dari perhitungan akan mengalami kesalahan.
Asumsi pertama salah karena dari pengamatan sehari-hari pada masa sekarang berbeda tingkat sedimentasi dari tempat satu ke tempat lainnya dan dari waktu ke waktu. Asumsi kedua juga salah karena sedimen dapat hilang secara periodik oleh perubahan lingkungan seperti perubahan tinggi permukaan laut dan aktivitas tektonik yang memimpin ke terjadinya erosi dan tidak terjadi pengendapan.
Unkonformitas adalah tidak adanya kesinambungan dalam urutan sedimentasi. Hal itu terjadi karena perubahan kondisi lingkungan yang menyebabkan tidak terjadinya pengendapan pada waktu tertentu. Ada tiga jenis unkonformitas yang dijumpai dalam batuan sedimen, yaitu angular unconformity, disconformity dan nonconformity.

a. Angular Unconformity (Unkonformitas menyudut), berkaitan dengan lapisan yang lebih tua mengalami deformasi kemudian tererosi sebelum lapisan lebih muda diendapkan di atasnya. Perhatikan contoh proses terjadinya unkonformitas menyudut dan contoh kenampakan di lapangan dalam Gambar 8. 2.
b . Disconformity (Diskonformitas), yaitu unkonformitas yang permukaan lapisan tidak teratur di antara lapisan mendatar yang disebabkan oleh berhentinya sedimentasi dan terjadi erosi, tetapi tidak ada pemiringan lapisan. Diskonformitas mudah dikenali karena lapisan di atas dan di bawahnya mendatar. Perhatikan contoh proses terjadinya diskonformitas dan contoh kenampakan di lapangan dalam Gambar 8. 3.
c. Nonconformity (Nonkonformitas), di mana lapisan sedimen terletak di atas batuan beku atau batuan metamorf.















































































































===JPB===