Vulkanisme di Indonesia

1. PENDAHULUAN

Aktivitas batuan beku di Kepulauan Indonesia di beberapa tempat yang secara stratigrafi terletak pada batuan berumur tua hanya dijumpai dalam bentuk intrusi abisal dan hipabisal. Namun demikian aktivitas vulkanisma secara umum merupakan salah satu proses utama dalam perkembangan geologi kepulauan ini.

Kepulauan Indonesia adalah salah satu daerah gunungapi di dunia yang memiliki lebih dari 500 gunungapi muda dan 177 diantaranya aktif. Pengelompokan gunungapi ini terdiri dari gunungapi aktif dalam waktu sejarah, tahap solfatar dan fumarol dan lapangan solfatara-fumarol. Untuk Indonesia tahun 1600 diambil sebagai batas praktis untuk membatasi waktu sejarah menyebutkan gunungapi tersebut aktif atau tidak. Penyebutan ini sebenarnya relatif, karena boleh jadi suatu hari gunungapi yang pasif akan akan aktif lagi.


2. PRODUK LETUSAN GUNUNG API

Gunungapi-gunungapi di Kepulauan Indonesia menunjukkan tingkat letusan yang tinggi, dicirikan dengan material lepas yang dominan dibandingkan dengan seluruh material vulkanik yang keluar. Ritmann menghitung angka indeks erupsi gunungapi (IEG) dari Asia sekitar 95%, Filipina-Minahasa lebih dari 80%, Halmahera lebih dari 90%, Papua New Guinea lebih dari 90%, Busur Sunda sekitar 99%. Harga tertinggi IEG dalam sejarah tercatat pada letusan Tambora tahun 1815. Hal ini menunjukkan bahwa letusan yang kuat merupakan karakter dari gunungapi tipe orogen.

2.1. Breksi Gunungapi

Penamaan lahar pertama kali digunakan di Indonesia untuk menyebutkan breksi gunungapi yang ditransport oleh air. Istilah tersebut sekarang telah digunakan dalam acuan-acuan geologi dan vulkanologi. Lahar merupakan aliran lumpur yang mengandung material rombakan dan bongkah-bongkah menyudut berasal dari gunungapi. Endapan lahar mampu mencapai ketebalan beberapa meter sampai puluhan meter. Fragmen-frahmen penyusun terletak diantara matriks yang membulat sampai menyudut. Bongkah lava yang tertransport dapat mencapai beberapa meter kubik. Lahar dapat dibedakan menjadi beberapa jenis, yaitu lahar dingin dan lahar panas. Lahar dingin tidaklah secara khusus berhubungan dengan aktivitas gunungapi. Ia dapat dipicu oleh hadirnya hujan di atas normal pada lereng yang tertutup oleh material lepas. Contoh lahar yang dipicu oleh hujan antara lain terdapat pada pelaharan G. Merapi yang mempunyai kisaran sebaran 25-30 km, serta lahar G. Raung mencapai jarak 40 km. Lahar dingin ini juga dapat dipicu oleh gempa, misalnya yang terjadi di Bengkulu pada tahun 1933. Lahar panas dapat disebabkan oleh pengosongan danau kawah, baik karena pembentukan kawah oleh amblesan maupun letusan. Letusan danau kawah akan menyebabkan arus lumpur panas, sehingga air akan bercampur dengan material gunungapi yang panas. Contoh pembentukan lahar ini terjadi di G. Kelud.

Guguran abu vulkanik di lereng gunungapi disebut ladu. Ladu merupakan campuran fragmen lava, dengan pasir dan abu yang dibentuk dari kubah aktif atau aliran lava. Ladu akan disebut sebagai awan-panas guguran ketika volume yang digugurkan menjadi besar dan terdiri dari bongkah lava membara merah pijar dan bergerak cepat. Apabila jumlah material yang gugur sangat besar, maka diasumsikan awan-panas guguran ini sudah merupakan karakter dari awan-panas letusan (Lacroix, 1930). Distribusi guguran gunungapi sangat dipengaruhi oleh topografi lokal. Guguran ladu cenderung mengikuti lembah; sementara guguran awan-panas akan menerjang melintasi lembah dan punggungan.

Suhu awan-panas di bagian dalam sangat tinggi, sementara di bagian tepi lebih cepat mendingin, sampai di bawah 450° C. Aliran awan-panas mampu menghanguskan tumbuh-tumbuhan, berbahaya bagi manusia dan hewan, serta merusak paru-paru. Suhu ladu relatif tinggi, diasumsikan suhu awal setingkat aliran lava antara 800°-1000° C. Setelah di kaki kerucut gunungapi suhu menurun menjadi 400o-450o C. Hartmann (1933) mengemukakan bahwa ladu G. Merapi mengandung COS, campuran berasal dari material organik dan belerang pada suhu di atas 400° C.

Hujan menyebabkan munculnya letusan sekunder yang kuat di endapan ladu baru. Ini merupakan hasil dari pembentukan uap air suhu tinggi, dan juga akibat oleh reaksi: COS+H20-CO2 t+H2S t+q (koefisien pemanas).

Neuman van Padang (1933) mengemukakan bahwa kecepatan jatuhan batu sekitar 30-35 m/detik pada kemiringan 35°, sedang kecepatan awan-panas guguran berawal dari 15-20 m/detik. Apabila terjadi peningkatan suhu lava dari 850°C menjadi 950°C, serta peningkatan kandungan gas, maka lava didorong ke luar oleh letusan kecil, sehingga masuk dalam kategori awan-panas letusan (Lacroix, 1930). Kecepatan awan-panas jenis ini sekitar 30-40 meter/detik, melebihi kecepatan guguran kubah lava. Penghancuran bongkah lava panas sepanjang peluncuran mendorong keluarnya gas yang tertekan. Efek dari pelepasan gas dan udara panas ini menjadikan tidak terjadi gesekan antar fragmen padat batuan. Ini menyebabkan selama terjadi awan-panas tidak terjadi bunyi bergemuruh.

Lacroix, Escher, dan Neuman van Padang telah menggolongkan awan-panas dari beragam aliran bongkah, pasir dan abu di lereng kerucut gunungapi. Semua awan-panas menunjukkan tipe guguran selama fase awal dan fase akhir dalam siklus erupsi, atau tipe letusan selama fase utama atau fase gas. Awan-panas ini naik tegak lurus ke atas, dan pada waktu yang sama suatu awan-panas menurun sepanjang lereng kerucut. Letusan memberikan jejak berbentuk kembang kol yang membubung ke atas.

Kerucut gunungapi muda mempunyai struktur labil sehingga mudah longsor dan membentuk rombakan di kaki lereng. Contoh kasus ini terdapat di G. Raung dan G. Galunggung. Di G. Raung, longsoran gunungapi membentuk bukit-bukit kecil di kaki gunungapi. Semula bukit-bukit ini dianggap pusat erupsi parasiter, tetapi Neuman van Padang (1939) membuktikan bahwa bukit tersebut merupakan sisa-sisa retas lava sepajang 60 km. Di sekitar G. Galunggung terdapat 3.600 bukit-bukit kecil yang dikenal dengan Perbukitan Seribu. Total volume bukit 142.4 juta m3, atau hanya 1/20 dari total volume sektor yang longsor. Pembentukan perbukitan ini diasumsikan terjadi karena kaldera dengan dinding tipis yang tersisa didorong ke luar, maka serakan dinding kaldera membentuk bukit-bukit di kaki gunungapi. Peristiwa di G. Raung dan G. Galunggung ini mungkin merupakan longsoran sangat besar yang kejadiannya dipicu oleh gempabumi, pembentukan retakan, guguran vulcano-tectonic, atau oleh erupsi ultra-volcanic seperti yang terjadi di Bandai-San di Jepang.

2.2. Pasir dan Debu Gunungapi

Breksi gunungapi nampak seperti hasil dekomposisi sekunder, penghancuran ekstrusi lava primer, pasir dan debu gunungapi. Transisi antara keduanya dibentuk oleh awan-panas dari ladu. Endapan seperti itu sering ditemukan di sekitar depresi volcano-tectonic seperti Toba dan Ranau di Sumatra. Endapan ini tidak disebarkan melalui udara, tetapi oleh aliran tufa mengikuti relief topografi. Aliran tufa ini dapat mencapai ketebalan beratus-ratus meter, dan endapan bagian bawah kadang terlaskan oleh proses auto-pneumatolitic, sebagai pembentukan ignimbrit. Endapan tersebut biasanya dihubungkan dengan erupsi celah jenis Katmaian.

Pasir dan debu akan tersebar di sekitar pusat erupsi gunungapi. Variasi endapan tersebut dengan breksi dan aliran lava akan membentuk struktur perlapisan (strato-volcanoes). Setelah letusan, abu vulkanik yang menutup permukaan. Pengendapan kembali abu vulkanik ini membentuk aliran lumpur dingin atau lahar di kaki gunungapi. Komposisi debu vulkanik yang dijatuhkan berubah sesuai dengan jarak dari pusat letusan. Unsur yang berat, seperti piroksen, ampibol dan bijih jatuh di dekat gunungapi, sedangkan partikel-partikel ringan dan gelas menyebar lebih luas.

2.3. Aliran Lava
Oleh karena explosivitas yang tinggi, breksi dan debu menjadi produk utama gunungapi di Indonesia, namun aliran lava juga merupakan gejala yang umum dijumpai. Contoh terbaru, lava mengalir dari celah pada G. Batur pada tahun 1926 (Stehn, 1928) dan aliran lava parasitik terjadi di G. Semeru pada tahun 1941 (Bemmelen, 1948). Tingkat kemampuan pengaliran sangat bervariasi. Aliran lava G. Merapi selama November-Desember 1930 rata-rata 300.000 m3 per hari, sedang pada tahun 1942-1943 rata-rata 12.000-15.000 m3 per hari.

Aliran lava panas relatif dinamis, mengikuti lembah sungai sebagai aliran, atau berlembar seperti tirai lava hasil erupsi fase B dari Tangkuban Prahu. Aliran lava dalam viskositas rendah dapat berbentuk lorong lava, sebab inti cairan lava terus mengalir setelah pembekuan mantel sebelah luar. Van Den Bosch (1941) mendeskripsikan contoh aliran lava andesitik ke dasitik yang jauh lebih kental, sehingga membentuk lidah lava.

2.4. Kubah Lava

Sifat kekentalan magma meningkat sebanding dengan penambahan kandungan silika. Sebagian andesit dan dasit yang sangat asam, akan mudah membentuk kubah, yang kadang-kadang disertai dengan lidah lava tebal menonjol pada bagian bawahnya. Banyak contoh dapat ditemukan di Indonesia, misalnya di erupsi Galunggung 1918, Kelud 1920, dan Merapi. Sekitar 40 kubah lava di Indonesia telah dideskripsi menjadi beberapa tipe. Hartmann menaksir bahwa separuh jumlah gunungapi aktif memproduksi kubah lava dengan kandungan 55% Si02, miskin gas, dan dengan suhu sekitar 95o C.

Bentuk kubah dipengaruhi oleh konfigurasi dari tempat lava diekstrusikan. Kubah tumbuh seiring dengan penambahan energi dari dalam sehingga luar lapisan sangat diregangkan. Akan terjadi semacam stratifikasi mantel berurutan yang paralel dari luar ke dalam dengan ketebalan sampai beberapa meter. Kubah yang terbentuk mempunyai kemiringan kubah antara 35°- 40°. Akhir pembentukan kubah lava akan membentuk depresi di bagian puncaknya. Depresi ini merupakan hasil berbagai faktor, seperti penyusutan oleh pendinginan, atau berhentinya tekanan keatas.

3. JENIS AKTIVITAS GUNUNGAPI

Kepulauan Indonesia menunjukkan adanya aktivitas gunungapi yang mempunyai cakupan luas. Mulai dengan ketenangan solfatara dan fumarole, dan meningkat secara ritmik, sehingga pelepasan energi di kawasan ini dapat dipelajari, termasuk letusan yang tidak terduga dari Tambora pada tahun 1815 dan Krakatau pada tahun 1883.

3.1. Aktifitas Solfatara dan Fumarol
Aktivitas solfatara dan fumarole mencerminkan kenaikan kandungan gas ke permukaan. Separuh pusat gunungapi aktif di Indonesia (89 dari 177) menunjukkan gejala ini.

3.2. Letusan Freatik

Letusan yang freatik terjadi karena adanya penambahan material gas yang mudah menguap (air, gas sulfur, karbondioksida dan semacamnya) yang berada di atas tubuh batuan beku yang panas, tetapi tidak diekstrusi oleh batuan tersebut. Contoh erupsi ini terjadi pada erupsi lumpur Kawah Baru di G. Papandayan pada kawah 1923 (Taverne, 1925), dan di Suoh pada tahun 1933 (Stehn, 1934). Erupsi freeatik Suoh memberikan pemahaman yang luar biasa. Pertama, letusan freatik yang dipicu oleh gempa bumi tektonik sangat jarang terjadi. Kedua, merupakan letusan freatik terbesar yang pernah diamati. Total jumlah lumpur yang dierupsikan sekitar 210 juta m3, menutupi daerah 35 km2 dengan ketebalan lapisan lumpur di pusat erupsi sekitar 20 m. Stehn mengkalkulasi kedalaman letusan mencapai 270 m.

3.3. Gunungapi Orogen

Gunungapi orogen normal memproduksi material magmatik alkali kapur, yang bervariasi dari erupsi eksplosif paroksismal tipe Plinian, sampai effusif lemah berupa sumbat lava. Jenis aktivitas gunungapi terutama tergantung pada dua faktor: a) sifat alamiah magma dan dinamika gas di dalamnya, dan b) komposisi kimia batuan, dan hubunganya dengan kandungan gas.

Escher (1933) menunjukkan bahwa karakter letusan terutama ditentukan oleh tekanan gas dan sifat kekentalan. Letusan Merapi merupakan prototipe aktivitas dari gunungapi tipe orogen di Indonesia. Gunungapi ini menunjukkan variasi karakter letusan yang beranekaragam. Kadang bersifat paroksismal dan meletus dengan waktu singkat dan kesempatan lain lava kental menerobos keluar pelan-pelan dari lubang konduitnya. Komposisi kimia dari lava, bagaimanapun, hanya sangat sedikit variasi dalam periode historis ini (54-55% Si02), sedemikian sehingga yang sifat kekentalan boleh berbeda dengan suhu tetapi sebenarnya relatif konstan.

Hartmann (1935) menggolongkan letusan Merapi ke dalam empat kelompok, berdasarkan isi gas dari letusan magma. Empat kelas ini menjadi proto-types dari gunungapi tipe orogen normal dengan produk batuan beku alkali kapur menengah. Secara umum, kelas A tidak menyebabkan letusan utama. Pada kelas B krisis mengikuti suatu fase awal, biasanya cukup waktu untuk pengungsian dan ukuran pencegahan lain. Yang paling berbahaya adalah letusan dari jenis C dan D, dengan pelepasan energi utama gunungapi tidak lama setelah permulaan siklus letusan.

Tabel 1: Penggolongan Erupsi Gunungapi (Hartmann)

Kelas A Wujud letusan sedikit / miskin gas. Fase awal dimulai dengan satu letusan kecil yang mengawali ekstrusi lava. Fase utama berupa pembentukan kubah lava dengan kecepatan 12.000 – 30.000 m3 per hari, sampai kubah mencapai volume besar, dan kemudian pertumbuhan kubah berhenti. Siklus diakhiri dengan proses guguran lava pijar yang berasal dari kubah. Kejadian guguran lava pijar dan awan-panas kecil dapat berlangsung.

Kelas B Wujud letusan lebih cukup banyak gas. Siklus diawali dengan adanya kubah lava sebagai batuan penutup kawah. Fase awal dimulai dengan letusan kecil yang menghancurkan batuan penutup. Fase utama berupa letusan tipe Vulkano yang bersumber di kubah lava dan menghancurkan kubah lava yang ada. Letusan menghasilkan asap letusan Vulkanian. Sebagian material kubah yang hancur manjadi awan-panas yang menyertai letusan tersebut. Fase akhir diisi dengan aliran lava kental atau pertumbuhan kubah lava baru pada bagian kubah atau di samping kubah yang hancur.

Kelas C Wujud letusan lebih banyak gas. Fase awal dimulai dengan adanya sumbat lava (bukan kubah lava) yang menutup kawah. Fase utama berupa letusan tipe St Vincent yang menghasilkan lubang baru. Fase akhir diisi dengan aliran lava, lidah lava, atau pertumbuhan kubah lava baru pada bagian kubah yang hancur. Jangka waktu letusan bervariasi, tetapi biasanya singkat. Ketika tekanan gas telah diturunkan oleh letusan ini, magma kental naik ke lubang konduit, sehingga menyebabkan suatu fase akhir dengan aliran lidah lava atau pembentukan suatu kubah lava.

Kelas D Wujud letusan lebih sangat kaya gas. Fase awal berupa letusan kecil yang melemparkan isi kawah. Fase utama berupa letusan tipe Perret yang langsung menyembur dan menghancurkan bagian atas tubuh gunungapi. Fase akhir diisi dengan aliran lava mengisi bagian tubuh gunungapi yang hancur. Pentingnya awan-panas yang menyertai erupsi ini sangat kuat, sebab puncak dari gunungapi adalah sering sebagian dirusak sepanjang fasa-utama dan material tua, begitu menambahkan kepada material baru, maka akan meningkatkan volume ladu dan menyertai awan-panas sepanjang fase erupsi.

3.4. Letusan Plinian

Letusan paroksismal paling kuat aktivitas gunungapi dimiliki oleh tipe Plinian. Salah satu contoh dikenal terbaik adalah letusan Krakatau pada tahun 1883 yang diuraikan Verbeek (1885), juga Escher (1919) dan Stehn (1929). Gentilli ( 1948) mempelajari kemungkinan efek dari letusan Krakatau 1883 pada iklim dunia.

Salah satu dari bencana gunungapi yang terbesar di zaman sejarah menjadi letusan dari Tambora pada 1815. Selama letusan ini tentang 150 juta m3 produk gunungapi dikeluarkan dan menyebabkan 92.000 korban yang merupakan seperempat total korban dari letusan gunungapi di dunia.

3.5. Letusan Katmaian

Di Indonesia tidak ada letusan jenis Katmaian. Letusan pernah terjadi pada zaman Holosen di Pasumah dan Toba. Studi mendalam aliran tufa liparit dan lava liparit akan mungkin mengungkapkan bahwa letusan celah itu jenis Katmaian, yang memproduksi ignimbrite.

Menurut Westerveld (1942) ignimbrit Pasumah di Sumatra Selatan juga merupakan aliran tufa riolitik yang terlaskan. Kristalisasi epigenetik gelas dari endapan tufa, dengan pembentukan albite sekunder dan tridimite dimasukkan sebagai pneumatolitik pada suhu 600° dan 400o C atau lebih rendah. Tufa Tuba di Sumatra Utara dikenali sebagai ignimbrit. Ignimbrit ini juga dikenali sebagai quartz-trachytes, quartz-trachyte-andesites, liparit, tufa liparit, atau riolit, yang pada dasarnya semua adalah batuan piroklastic. Tufa Toba tersebut menutupi kawasan seluas 20.000-30.000 km2 dan jumlah material yang secara umum disebut piroklastik ini terdiri dari kira-kira 1.500-2.000 km2.

3.6. Gunungapi Baru

Di Kepulauan ini gunungapi baru jarang terbentuk di dalam zaman historis. Di tahun 1898 pembentukan maar terjadi di Perkebunan Kali Jeruk, kaki G. Lamongan. Di tahun 1943, di G. Pegunungan di Timur Laut Papua, letusan gunungapi terjadi pada suatu tempat sebelumnya tidak ada gunungapi aktif direkam, meskipun demikian ada laporan bahwa ada aktivitas solfatar di daerah ini.

3.7. Aktivitas Gunungapi Bawah Laut

Neuman van Padang (1938) menyebutkan pusat aktivitas gunungapi bawah laut berikut di Kepulauan Indonesia dan tetangganya. Karakter dari suatu letusan sebagian besar ditentukan oleh sifat kekentalan dari magma dan tekanan gas. faktor yang membentuk tergantung pada komposisi kimia dan suhu. Magma subsilicatic basa sangat encer dibanding asam dan intermediet. Kita dapat menyusun berbagai jenis aktivitas gunungapi menurut tekanan gas dan yang sifat merekat di dalam tabel 2.

Tabel 2: Hubungan tekanan gas dan kekentalan lava

Kekentalan rendah Lembar lava, dengan contoh pada basal Sukadana dan rupsi fase B dari G. Tangkuban Prahu Stromboli, dengan contoh pada erupsi G. Batutara Erupsi tipe Plini, dengan contoh pada pembentukan kaldera G. Tambora 1815. Kekentalan menengah Aliran lava, dengan contoh pada erupsi G. Batur 1926dan G.Semeru 1941 Erupsi intermittent yang disebabkan oleh hujan dan awan-panas, dengan contoh erupsi G. Semeru 1885 - 1913 Erupsi tipe Plini , dengan contoh pada pembentukan kaldera G. Krakatau 1883.

Kekentalan tinggi Kubah lava, misalnya pada erupsi G. Galunggung 1918 dan G. Merapi 1940 Letusan yang disebabkan oleh hujan dan awan-panas dengan contoh di G. Merapi 1930-1935, 1942-1943 Erupsi tipe Katmai, dengan contoh erupsi pra sejarah di Posumah.

Tekanan gas rendah Tekanan gas menengah Tekanan gas tinggi
Klasifikasi A B-C D

4. PERIODISITAS AKTIVITAS GUNUNGAPI

Contoh baik periodiditas yang teratur tidak dijumpai karena tidak ada pengamatan detil, tetapi juga karena variabilitas dari faktor eksternal. Meskipun demikian, pengamatan dari dekat kadang-kadang menunjukkan suatu kecenderungan siklus, yang mungkin ditafsirkan sebagai ungkapan suatu kecenderungan waktu periodisitas aktivitas gunungapi.

4.1. Krakatau

Suatu irama dengan perioda erupsi yang berabad-abad ditunjukkan oleh kelompok Krakatau. Disini terdapat tiga siklus deferensiasi magmatik yang sesuai dengan peningkatan kandungan silika dari produk erupsi, yaitu fase Krakatau purba, fase Rakata, fase Perbuatan dan fase Anak Krakatau. Deduksi teoritis ini mempunyai hubungan yang tegas dengan tindakan pencegahan terhadap ancaman Krakatau. Ini penting untuk mendukung rasa hormat pada ahli gunungapi. Kejadian meletusnya Krakatau menunjukkan bahwa letusan akan cenderung diikuti oleh pengrusakan, dan bahkan akan menyebabkan ribuan orang meninggal. Penganan jauh hari penting dilakukan untuk menghindari.

4.2. Semeru

Semeru menunjukkan kecenderungan yang berbeda dalam waktu tertentu dalam langkah-langkah aktivitasnya: antara periode aktivitas yang kita temukan, periode tidur musim istirahat, serta durasi untuk tiap-tiap orde. Tetapi periodisasi aktivitasnya berumur beberapa hari sampai beberapa bulan dipisahkan oleh interval istirahat.

4.3. Kelud

Periode istirahat G. Kelud 1-12 tahun. Secara periodik meletus, membuang isi danau kawah di puncaknya. Ini menyebabkan bencana akibat suhu solfatar pada banjir lahar yang melanda lahan subur dan pemukiman di kaki gunungapi.

5. BENTUKAN GUNUNGAPI

Klasifikasi genetis bentukan vulkanik dapat diberikan, dan mempunyai keuntungan bahwa itu memungkinkan kita menguraikan hubungan antara proses tektonis dan gunungapi. Hasil bentukan gunungapi dapat dikelompokkan ke dalam dua kelas utama, yaitu a) bentukan positif (protuberance), dan b) bentukan negatif (hollow). Kedua-duanya dapat dibagi menjadi dua sub kelompok, yaitu sub-kelompok gunungapi, dan sub-kelompok volcano-tectonic.

Bentukan Positif Gunungapi, terjadi karena volume magma yang dikeluarkan sama dengan volume magma yang menekan ke atas. Termasuk golongan ini adalah: lava shield di Sukadana, comulo volcanoes di Lampung, cinder cone di G. Lamongan, dan strato volcanoes G. Merapi. Bentukan Positif Volcano-tectonic terjadi karena volume magma yang ditekan ke atas melebihi volume material yang dikeluarkan di permukaan. Termasuk dalam kelompok ini adalah punggungan akibat injeksi lakolit dan pengangkatan geantiklin karena gaya magma endogen. Termasuk golongan ini adalah pengangkatan karena pembubungan lakolit di kompleks Mapas, pengangkatan karena pembubungan batolit di Batak tumor, serta pengangkatan geantiklin karena pembubungan astenolit, misalnya di perbukitan Barisan.

Bentukan gunungapi negatif terjadi ketika jumlah material yang disebarkan oleh letusan lebih besar dari material yang dikirimkan dan disimpan di dalam kawah. Bentukan negatif gunungapi terdiri dari bentukan letusan atau bentukan amblesan.

Bentukan negatif dapat terjadi karena kegiatan letusan dan amblesan. Bentukan karena letusan terjadi ketika material yang dipindahkan lebih banyak dibanding magma yang dikirimkan ke permukaan. Bentukan eksplosif ini dapat berupa maar, misalnya di Grati, dan kawah di banyak tempat. Bentukan amblesan (kaldera) misalnya di Tengger. Bentukan negatif Volcano Tectonic dapat terjadi karena rifft-structure dan subsidence-structure. Rifft-structures (barranco, sector-graben dan lainnya, yang disebabkan oleh runtuhan kerucut vulkanik, misalnya G. Surapati; disebabkan oleh pengangkatan kerucut, misalnya G. Merbabu, disebabkan oleh tectonic arching, G. Ringgit-Beser. Subsidence structure, misal G. Ungaran.

Tanakadate (1929) memerikan beberapa tipe kaldera, yaitu:
a) Kaldera Kawah, terdapat di bagian puncak dan dengan bentuk relatif bulat, sehingga seperti kerucut terpotong. Contoh kaldera jenis ini terdapat di Tengger dan Batur.
b) Kaldera Depreso berhubungan dengan gunungapi maupun kompleks gunungapi, tetapi tidak selalu berubungan dengan pusat erupsi. Contoh kaldera ini di Bantam.
c) Tipe kerucut, berbentuk konkoidal yang merupakan hasil erupsi 2 kawah bersamaan, yang berbeda dengan 2 sebelumnya. Cekungan Pilomasin di Lampung merupakan contoh kaldera ini

Read More..

Batuan dan Mineral

Batuan dan Mineral

Batuan adalah sekumpulan mineral-mineral yang menjadi satu. Bisa terdiri dari satu atau lebih mineral. Lapisan lithosphere di bumi terdiri dari batuan. Sedangkan mineral adalah substansi yang terbentuk karena kristalisasi dari proses geologi, yang memiliki komposisi fisik dan kimia.

Batuan diklasifikasikan berdasarkan mineral dan komposisi kimia, dengan tekstur partikelnya dan dengan proses terbentuknya. Maka batuan diklasifikasikan menjadi Igneous, Sedimentary dan Metamorphic. Ketiga jenis batuan ini pada proses pembentukannya saling melengkapi dan berupa siklus. Lihat gambar siklus pembentukan batuan.
1. Igneous Rock (Batuan Beku), terbentuk oleh pembekuan magma dan dibagi menjadi batuan plutonic dan batuan volcanic. Plutonik atau intrusive terbentuk ketika magma mendingin dan terkristalisasi perlahan didalam crust (contohnya granite). Sedangkan volcanic atau extrusive membeku dan terbentuk pada saat magma keluar kepermukaan sebagai lava atau fragment bekuan (contohnya batu apung dan basalt).
2. Sedimentary Rock (Batuan Sedimen), terbentuk karena endapan dari hasil erosi material-material batuan, organic, kimia dan terkompaksi serta tersementasi. Batuan ini terbentuk di permukaan bumi yang terdiri dari; 65% Mudrock (mudstone, shale dan siltstone); 20%-25% Sandstone dan 10%-15% Carbonate Rock (limestone dan dolostone).
3. Metamorphic Rock (Batuan Metamorf), terbentuk hasil ubahan/alterasi dari mineral dan batuan lain karena pengaruh tekanan dan temperatur. Tekanan dan temperatur yang mempengaruhi pembentukan batuan ini sangat tinggi dari pada pembentukan batuan beku dan sedimen sehingga mengubah mineral asal menjadi mineral lain.
Sedangkan Mineral diklasifikasikan berdasarkan sifat fisik dan komposisi kimia. Sifat fisik mineral antara lain berdasarkan:
1. Struktur kristal, diamati melalui mikroskop.
2. Kekerasan (Hardness), diukur berdasarkan Mohs scale (1-10) ;
- Talc Mg3Si4O10(OH)2
- Gypsum CaSO4•2H2O
- Calcite CaCO3
- Fluorite CaF2
- Apatite Ca5(PO4)3(OH,Cl,F)
- Orthoclase KAlSi3O8
- Quartz SiO2
- Topaz Al2SiO4(OH,F)2
- Corundum Al2O3
- Diamond C (pure carbon)
3. Kilap (Luster), diukur dari interaksi terhadap cahaya.
4. Warna (Colour), tampak oleh mata.
5. Streak
6. Cleavage
7. Fracture
8. Specific gravity
9. Lain-lain (Fluorescence, Magnetism, Radioaktivity, dll).

Mineral diklasifikasikan berdasarkan komposisi kima dengan grup anion. Berikut klasifikasinya menurut Dana :
1. Silicate Class, merupakan grup terbesar. silicates (sebagian besar batuan adalah >95% silicates), yang terdiri dari silicon dan oxygen, dan dengan ion tambahan seperti aluminium, magnesium, iron, dan calcium. Contoh lain seperti feldspars, quartz, olivines, pyroxenes, amphiboles, garnets, dan micas.
2. Carbonate Class, merupakan mineral yang terdiri dari anion (CO3)2- dan termasuk calcite dan aragonite (keduanya merupakan calcium carbonate), dolomite (magnesium/calcium carbonate) dan siderite (iron carbonate). Carbonate terbentuk pada lingkungan laut oleh endapan bangkai plankton. Carbonate juga terbentuk pada daerah evaporitic dan pada daerah karst yang membentuk gua/caves, stalactites dan stalagmites.Carbonate class juga termasuk mineral-mineral nitrate dan borate.
3. Sulfate Class, Sulfates terdiri dari anion sulfate, SO42-. Biasanya terbentuk di daerah evaporitic yang tinggi kadar airnya perlahan-lahan menguap sehingga formasi sulfate dan halides berinteraksi. Contoh sulfate; anhydrite (calcium sulfate), celestine (strontium sulfate), barite (barium sulfate), dan gypsum (hydrated calcium sulfate). Juga termasuk chromate, molybdate, selenate, sulfite, tellurate, dan mineral tungstate.
4. Halide Class, halides adalah grup mineral yang membentuk garam alami (salts) dan termasuk fluorite (calcium fluoride), halite (sodium chloride), sylvite (potassium chloride), dan sal ammoniac (ammonium chloride). Halides, seperti halnya sulfates, ditemukan juga di daerah evaporitic settings seperti playa lakes dan landlocked seas seperti Dead Sea dan Great Salt Lake. The halide class termasuk juga fluoride, chloride, dan mineral-mineral iodide.
5. Oxide Class, Oxides sangatlah penting dalam dunia pertambangan karena bijih (ores) terbentuk dari mineral-mineral dari kelas oxide. Kelas mineral ini juga mempengaruhi perubahan Kutub Magnetic Bumi. Biasanya terbentuk dekat dengan permukaan bumi, teroksidasi dari hasil pelapukan mineral lain dan sebagai mineral asesori pada batuan beku crust dan mantle. Contoh mineral Oxides; hematite (iron oxide), magnetite (iron oxide), chromite (iron chromium oxide), spinel (magnesium aluminium oxide – mineral pembentuk mantle), ilmenite (iron titanium oxide), rutile (titanium dioxide), dan ice (hydrogen oxide). Juga termasuk mineral-mineral hydroxide.
6. Sulfide Class, hampir serupa dengan Kelas Oxide, pembentuk bijih (ores). Contohnya termasuk pyrite (terkenal dengan sebutan emas palsu ‘fools’ gold), chalcopyrite (copper iron sulfide), pentlandite (nickel iron sulfide), dan galena (lead sulfide). Termasuk juga selenides, tellurides, arsenides, antimonides, bismuthinides, dan sulfosalts.
7. Phosphate Class, termasuk mineral dengan tetrahedral unit AO4, A dapat berupa phosphorus, antimony, arsenic atau vanadium. Phospate yang umum adalah apatite yang merupakan mineral biologis yang ditemukan dalam gigi dan tulang hewan. Termasuk juga mineral arsenate, vanadate, dan mineral-mineral antimonate.
8. Element Class, terdiri dari metal dan element intermetalic (emas, perak dan tembaga), semi-metal dan non-metal (antimony, bismuth, graphite, sulfur). Grup ini juga termasuk natural alloys, seperti electrum, phosphides, silicides, nitrides dan carbides.
9. Organic Class, terdiri dari substansi biogenic; oxalates, mellitates, citrates, cyanates, acetates, formates, hydrocarbons and other miscellaneous species. Contoh lain juga; whewellite, moolooite, mellite, fichtelite, carpathite, evenkite and abelsonite


Read More..

Struktur Bumi

Struktur Bumi

Secara keseluruhan, bumi terbagi menjadi empat aspek yaitu; atmosphere (udara), hydrosphere (air), lithosphere (batuan solid) dan biosphere (kehidupan organik).
Disini saya hanya akan menjabarkan sedikit tentang lithosphere saja, karena berhubungan dengan batuan.
Lithosphere adalah akumulasi masa dari batuan-batuan padat yang membentuk selubung yang mengelilingi bagian cair bumi yang panas (magma). Lithosphere terdiri dari komponen primer seperti;
1. Minerals, segala bentuk komponen kimia yang memiliki sifat-sifat fisika dan kimia. Seperti silika (SIO2) atau kalsium karbonat (CaCO3).
2. Batuan, secara alami terbentuk, materi mineral terkonsolidasi dan terkompaksi.Batuan bisa terdiri dari hanya satu macam mineral saja (Contohnya; Salt) atau terdiri dari berbagai mineral (Contohnya; sandstone).
3. Fluida, komponen paling banyak adalah air (lebih dari 90%), gas dan hydrocarbon.
Ketebalan lithosphere bervariasi, dari sekitar 65 km sampai 100 km, dan terdiri dari batuan silika-magnesium (SIMA) dan silik-aluminium (SIAL). Lithosphere mempunyai nilai Specific Gravity (SG) 2.7 sampai 3.

Crust adalah bagian paling atas dari lithosphere dan membentuk lempeng benua dan lempeng samudera. Fluida seperti air, minyak dan gas berada pada lempeng-lempeng ini. Ketebalan crust bervariasi mulai dari 5 km sampai 60 km. Terdiri dari batuan dan mineral berbagai tipe. Klasifikasi dasar dari batuan berdasarkan asal usul terbentuknya terdiri dari tiga macam batuan, yaitu;
1. Igneous Rock (Batuan Beku), terkristalisasi dari bekuan magma.
2. Sedimentary (Batuan Sediment), endapan dari hasil pengikisan batuan permukaan.
3. Metamorphic (Batuan Ubahan), hasil dari alterasi batuan dan mineral lain.
Crust, selagi dalam bentuk solidnya bersifat mobile dan mengapung diatas cairan magma. Menurut teori tektonik lempeng, terjadi arus konveksi dibawah lapisan crust ini memaksa magma (batuan panas/cair, yang bergerak plastis) untuk bergerak keatas. Pada titik-titik tertentu (biasanya pada mid-ocean) magma membentuk celah/palung dan menerobos ke permukaan. Hal ini akan menyebabkan lempeng saling bergerak menjauh atau saling bertabrakan secara gradual. Jika pergerakan ini terjadi dengan tiba-tiba, terjadilah gempa.
 
Dari gambar di atas, dapat dilihat bahwa pergerakan konveksi dari magma menyebabkan terjadinya mid-ocean ridge pada lempeng samudra dan rift valley pada lempeng benua. Kedua lempeng ini bergerak saling mendekat dan bertubrukan (subduction zone). Karena massa dari lempeng samudra lebih kecil dari massa lempeng benua, pada subduction zone ini lempeng samudra akan menyusup kebawah dan meleleh (melting). Siklus ini akan terus berulang.

 
lithosphere penelitian semakin sulit dilakukan. Lapisan ini dikenal juga sebagai lapisan Pyrosphere, ketebalannya diperkirakan 2900 km. Terdiri dari besi dan mineral SIMA. Density sekitar 3.5 SG, dan suhu rata-rata sekitar 2000 deg Celcius. Tekanan dari lapisan diatasnya membuat lapisan ini selalu dalam kondisi solid, tapi tetap bisa melelehkan batuan. Lapisan mantle paling luar sekitar 200 km dinamai dengan asthenosphere. Pada lapisan ini tekanan dan suhu berada pada kondisi berimbang sehingga lapisan ini bersifat plastis. Asthenosphere merupakan sumber dari aktivitas volkanik dan seismik (gempa).
Core, inti bumi berukuran diameter 7000 km dan terdiri dari besi dan nikel. Lapisan paling luar (tebal 2200 km) merupakan liquid atau cairan. Lapisan terdalam bersifat solid atau padat, dengan density sekitar 10.5 SG dan suhunya lebih dari 5000 deg celcius. Menurut teori, perputaran bumi pada porosnya (rotasi) menyebabkan terjadinya arus sirkulasi pada bagian cair inti bumi. Sirkulasi ini merupakan sumber dari medan magnet yang menyelimuti bumi.
General Data
Average Density sekitar 5.5 SG
Suhu bumi meningkat seiring dengan kedalaman bumi, rata-rata 1 deg celcius per 30 m pada batuan sedimen. Ini disebut sebagai Geothermal Gradient. Pada daerah vulkanik gradiennya sekitar 1 deg celcius per 10 m. Pada daerah granite tua (basement rock) gradiennya sekitar 1 deg celcius per 80 m.
Perkiraan usia bumi sekitar 4.600.000.000 tahun (menggunakan metoda dating radioaktif).

Read More..

Tektonik Lempeng

Pergerakan Lempeng

Secara teori tektonik lempeng, pembentukan Kepulauan Indonesia dimulai sekitar 55 juta tahun yang lalu. Indonesia dibentuk oleh interaksi setidaknya tiga lempeng penyusun bumi; Lempeng Samudera India, Lempeng Laut Filipina, dan Lempeng Eurasia yang merupakan lempeng kontinen. Perbedaan antara lempeng yang disusun oleh lempeng samudera dan kontinen adalah lempeng samudera bersifat basah karena disusun oleh material yang kaya akan unsur Fe, Mg dan Ni, bersifat kaku dan brittle, mempunyai berat jenis yang tinggi, sementara lempeng kontinen merupakan lempeng benua yang secara kimia bersifat relatif asam dan mempunyai berat jenis lebih rendah dibandingkan lempeng samudera.
Lempeng-lempeng tadi bergerak satu sama lain di mana Lempeng Samudera India bergerak relatif ke arah utara dengan kecepatan 7 cm per tahun, Lempeng Laut Filipina bergerak ke arah barat daya dengan kecepatan 8 cm per tahun dan lempeng Eurasia yang cenderung stabil. Pergerakan lempeng-lempeng ini kemudian bertemu pada satu zona tumbukan yang disebut dengan zona subduksi.

Interaksi ketiga lempeng tadi mengakibatkan pengaruh pada hampir seluruh kepulauan yang ada di Indonesia, kecuali Kalimantan. Pengaruh dari pergerakan lempeng tadi ada yang langsung berupa pergerakan kerak bumi di batas pergerakan lempeng tadi, yang akan menimbulkan gempa bumi dan tsunami apabila pergerakannya terdapat di dasar laut, maupun tidak langsung. Gempa bumi dan tsunami yang terjadi setahun lalu di Aceh dan Sumatera Utara merupakan contoh nyata.
Gempa dan tsunami Aceh dihasilkan tunjaman Lempeng Samudera India ke bawah Lempeng Eurasia. Tunjaman tersebut menghasilkan getaran yang menimbulkan gempa bumi berkekuatan sekitar 8,9 skala richter. Pusat gempa tersebut terdapat di Samudera Hindia, tepatnya sekitar 200 km sebelah barat daya Pulau Sumatera. Getaran gempa yang sangat keras itu kemudian sampai ke permukaan laut dan menimbulkan gerakan osilasi pada air laut dengan kecepatan sekitar 700?800 km/jam (setara dengan kecepatan pesawat komersil), yang akhirnya sampai ke daerah Aceh dan Sumatera Utara dalam bentuk tsunami.
Selain itu pertemuan Lempeng Samudera India dengan Lempeng Eurasia juga menghasilkan lajur gunung api yang memanjang dari Sumatera sampai Nusa Tenggara dan membentuk sebuah rangkaian gunung api. Rangkaian gunung api ini dikenal dengan istilah busur vulkanik dan berhenti di Pulau Sumbawa, kemudian berbelok arah ke Laut Banda menuju arah utara ke daerah Maluku Utara, Sulawesi Utara dan terus ke Filipina. Busur gunung api ini sendiri ada yang masih aktif seperti Gunung Merapi, Gunung Krakatu di Selat Sunda, Gunung Galunggung dan Gunung Papandayan di Jawa Barat, Gunung Merapi di Jogjakarta, Gunung Agung di Bali, Gunung Rinjani dan Tambora di Nusa Tenggara, Gunung Gamalama dan Tidore di Maluku Utara, dan Gunung Klabat di Sulawesi Utara.
Pergerakan ketiga lempeng tadi juga dapat menimbulkan patahan atau sesar yaitu pergeseran antara dua blok batuan baik secara mendatar, ke atas maupun relatif ke bawah blok lainnya. Patahan atau sesar ini merupakan perpanjangan gaya yang ditimbulkan oleh gerakan-gerakan lempeng utama. Patahan atau sesar inilah yang akan menghasilkan gempa bumi di daratan dan tanah longsor. Akibatnya, bangunan yang ada di atas zona patahan ini sangat rentan mengalami runtuhan
Patahan atau sesar-sesar ini akan mempengaruhi resistensi atau kekuatan pada batuan yang dilewatinya, menyebabkan batuan- batuan tadi menjadi rapuh dan mudah mengalami erosi. Apabila jenis batuan tersebut merupakan batuan yang porous( berongga), maka akan menimbulkan hal yang lebih fatal lagi. Curah hujan yang tinggi akan menyebabkan air hujan masuk ke dalam rongga batuan dan menyebabkan lama kelamaan batuan tersebut akan menjadi jenuh yang berujung pada terjadinya pergerakan massa batuan dalam bentuk blok besar yang menimbulkan tanah longsor, terutama daerah dengan kemiringan lereng yang curam.
Faktor manusia juga sangat mempengaruhi terjadinya tanah longsor ini, terutama yang disertai dengan bencana banjir bandang. Adanya penggundulan hutan terutama illegal logging dan pembukaan lahan yang tidak memperhatikan kaidah lingkungan, menjadi salah satu yang memicu terjadinya tanah longsor disertai dengan banjir bandang. Permukaan tanah yang telah gundul menyebabkan air hujan yang turun ke permukaan tanah tidak dapat diserap oleh tanah (tidak terjadi infiltrasi), akibatnya air tersebut akan mengalir di permukaan, dan membawa material di atas tanah tadi dalam bentuk sedimen. Sedimen tadi kemudian diangkut ke sungai dan dibawa ke hilir, yang menyebabkan pendangkalan dan kemudian terjadi banjir di hilir sungai, yang nota bene umumnya merupakan wilayah pemukiman
Pengembangan wilayah yang juga tidak memperhatikan aspek lingkungan juga mempengaruhi volume dan frekuensi banjir. Manusia mendirikan pemukiman yang pada dasarnya merupakan dataran banjir, yaitu daerah yang akan tergenang oleh air sungai apabila terjadi banjir. Hal ini yang terjadi di Gunung Leuser (Aceh), Gunung Bawakaraeng dan di Desa Manipi (Sulawesi Selatan) , serta kejadian tanah longsor dan banjir bandang di Jember dan Banjarnegara yang baru-baru ini.
Sebenarnya sebelum bencana longsor dan banjir bandang di Jember dan Banjarnegara terjadi, Direktorat Vulkanologi dan Bencana Alam Geologi telah memberikan warning kepada pemerintah setempat bahwa daerahnya sangat rawan bencana longsor dan banjir bandang. Kedua daerah tersebut masuk dalam peta rawan bencana alam longsor yang dibuat pada tanggal 31 Oktober 2005. Di Pulau Jawa dan Madura sendiri telah dipetakan ada 23 titik bencana alam geologi yang tersebar, ada yang dalam kondisi sedang, rawan sampai sangat rawan.
Dari pemaparan di atas jelas tergambar bahwa kejadian bencana alam yang akhir-akhir ini menjadi sebuah fenomena, sangat erat hubungannya dengan proses pembentukan Kepulauan Indonesia secara geologi. Pelajaran berharga yang dapat kita ambil adalah bahwa kita tidak bisa lari dari kenyataan bahwa kita hidup di daerah yang rawan akan bencana alam, khususnya bencana alam geologi, yaitu gempa bumi, tsunami, tanah longsor, gunung api dan banjir. Olehnya itu, pemahaman tentang bagaimana sebenarnya kondisi Indonesia dalam perspektif kebencanaan harus disosialisasikan ke masyarakat mengingat ilmu kebumian utamanya ilmu geologi merupakan ilmu yang kurang diketahui oleh masyarakat luas. Kita harus tidak gengsi mencontoh Jepang yang juga secara geologi proses pembentukannya tidak jauh berbeda bahkan lebih kompleks lagi. Di negeri matahari terbit ini, pemahaman dini tentang bencana alam atau lebih dikenal dengan early warning system telah diterapkan dari bangku taman kanak-kanak. Pemerintah yang merupakan pengambil kebijakan harus lebih aware akan hal ini, sehingga korban bencana alam bisa ditekan dan diminimalkan, terutama korban jiwa.
Pengertian Tektonik Lempeng
Lempeng tektonik, proses gelologis yang bertanggung jawab untuk penciptaan benua, pegunungan dan lantai samudera bumi, mungkin adalah semacam on-off. Ilmuan telah menganggap bahwa pergeseran lempeng kerak telah melambat namun terus terjadi pada sebagian besar sejarah bumi, namun studi terbaru dari peneliti2 di Carnegie Institution menyarankan bahwa tektonik lempeng pernah berhenti paling tidak sekali dalam sejarah planet bumi dan dapat terjadi lagi.
Tektonik lempeng adalah suatu teori yang menerangkan proses dinamika bumi tentang pembentukan jalur pegunungan, jalur gunung api, jalur gempa bumi, dan cekungan endapan di muka bumi yang diakibatkan oleh pergerakan lempeng.
Sebuah aspek kunci dari teori tektonik lempeng adalah bahwa skala waktu geologis lantai samudera adalah fitur transient, membuka dan menutup saat lempeng2 bergeser. Lantai samudera dikonsumsi oleh sebuah proses yang disebut subduksi, dimana lempeng tektonik menurun kedalam mantel bumi. Zona subduksi adalah lokasi dari palung samudera, aktivitas gempa bumi tinggi, dan sebagian besar gunung api utama dunia.
Saat sebuah lempeng samudera bertabrakan dengan lempeng samudera lain atau dengan sebuah lempeng yang membawa benua, satu lempeng akan melengkung dan bergeser dibawah yang lainnya. Proses ini disebut sibduksi. Saat lempeng tersubduksi tenggelam jauh kedalam mantel, ia menjadi begitu panas sehingga mencairkan batuan sekitar. Batuan cair naik lewat kerak dan keluar pada permukaan dari lempeng di atasnya.(Credit: Woods Hole Oceanographic Institution)
sebagian besar zona subduksi saat ini berada di lantai samudera pasifik. Bila lantai pasifik sangat dekat, seperti diramalkan dalam 350 juta tahun saat Amerika yang bergerak ke barat bertabrakan dengan Eurasia, maka sebagian besar zona subduksi planet akan lenyap bersamanya.
Ini akan secara efektif menghentikan lempeng tektonik kecuali zona subduksi muncul, namun kemunculan subduksi masih belum dimengerti. “Tumbukan India dan Afrika dengan Eurasia antara 30 dan 50 juta tahun lalu menutup sebuah lantai samudera yang dikenal sebagai Tethys,” kata Silver. “Namun tidak ada zona subduksi muncul di selatan india atau afrika untuk mengkompensasi kehilangan subduksi oleh penutupan samudera ini.”
bukti geokimia dari batuan beku purba menunjukkan bahwa sekitar satu miliar tahun lalu terdapat ketiadaan kegiatan volkanis yang secara normal terkait subduksi. Gagasan ini cocok dnegan bukti geologis lain untuk penutupan lantai samudera tipe pasifik saat itu, mengelas benua2 menjadi sebuah superbenua (dikenal oleg geolog sebagai Rodinia) dan mungkin menghentikan subduksi sementara waktu. Rodinia terpisah kemudian saat subduksi dan tektonik lempeng mulai kembali. Lempeng tektonik dikendalikan oleh aliran panas dari interior bumi, dan penghentian akan menurunkan tingkat pendinginan Bumi, seperti menutup panci air panas akan memperlambat pendinginan air di dalamnya. Dengan menutup secara periodik aliran panas, tektonik lempeng saling tindih dapat menjelaskan kenapa bumi telah kehilangan panas lebih sedikit daripada model saat ini ramalkan. Dan pembangunan panas dibawah lempeng2 yang stagnan dapat menjelaskan kemunculan batuan2 beku tertentu ditengah2 benua jauh dari lokasi normalnya di zona subduksi.
“Bila lempeng tektonik mulai dan berhenti, maka evolusi benua harus dilihat dalam sudut pandang baru, karena ia secara dramatis memperluas jangkauan skenario evolusioner yang mungkin
Lempeng dan pergerakannya
Menurut teori ini kerakbumi (lithosfer) dapat diterangkan ibarat suatu rakit yang sangat kuat dan relatif dingin yang mengapung di atas mantel astenosfer yang liat dan sangat panas, atau bisa juga disamakan dengan pulau es yang mengapung di atas air laut. Ada dua kjenis kerak bumi yakni kerak samudera yang tersusun oleh batuan bersifat basa dan sangat basa, yang dijumpai di samudera sangat dalam, dan kerak benua tersusun oleh batuan asam dan lebih tebal dari kerak samudera. Kerakbumi menutupi seluruh permukaan bumi, namun akibat adanya aliran panas yang mengalir di dalam astenofer menyebabkan kerakbumi ini pecah menjadi beberapa bagian yang lebih kecil yang disebut lempeng kerakbumi. Dengan demikian lempeng dapat terdiri dari kerak benua, kerak samudera atau keduanya. Arus konvensi tersebut merupakan sumber kekuatan utama yang menyebabkan terjadinya pergerakan lempeng.
Akibat Pergerakan Lempeng
Pergerakan lempeng kerakbumi ada 3 macam yaitu pergerakan yang saling mendekati, saling menjauh dan saling berpapasan.
Pergerakan lempeng saling mendekati akan menyebabkan tumbukan dimana salah satu dari lempeng akan menunjam ke bawah yang lain. Daerah penunjaman membentuk suatu palung yang dalam, yang biasanya merupakan jalur gempa bumi yang kuat. Dibelakang jalur penunjaman akan terbentuk rangkaian kegiatan magmatik dan gunungapi serta berbagai cekungan pengendapan. Salah satu contohnya terjadi di Indonesia, pertemuan antara lempeng Ind0-Australia dan Lempeng Eurasia menghasilkan jalur penunjaman di selatan Pulau Jawa dan jalur gunungapi Sumatera, Jawa dan Nusatenggara dan berbagai cekungan seperti Cekungan Sumatera Utara, Sumatera Tengah, Sumatera Selatan dan Cekungan Jawa Utara.
Pergerakan lempeng saling menjauh akan menyebabkan penipisan dan peregangan kerakbumi dan akhirnya terjadi pengeluaran material baru dari mantel membentuk jalur magmatik atau gunungapi. Contoh pembentukan gunungapi di Pematang Tengah Samudera di Lautan Pasific dan Benua Afrika.
Pergerakan saling berpapasan dicirikan oleh adanya sesar mendatar yang besar seperti misalnya Sesar Besar San Andreas di Amerika.
Kegiatan Tektonik
Pergerakan lempeng kerakbumi yang saling bertumbukan akan membentuk zona sudaksi dan menimbulkan gaya yang bekerja baik horizontal maupun vertikal, yang akan membentuk pegunungan lipatan, jalur gunungapi/magmatik, persesaran batuan, dan jalur gempabumi serta terbentuknya wilayah tektonik tertentu. Selain itu terbentuk juga berbagai jenis cekungan pengendapan batuan sedimen seperti palung (parit), cekungan busurmuka, cekungan antar gunung dan cekungan busur belakang. Pada jalur gunungapi/magmatik biasanya akan terbentuk zona mineralisasi emas, perak dan tembaga, sedangkan pada jalur penunjaman akan ditemukan mineral kromit. Setiap wilayah tektonik memiliki ciri atau indikasi tertentu, baik batuan, mineralisasi, struktur maupun kegempaanya.
Perkembangan Tatanan Tektonik Indonesia
Pada 50 juta tahun yang lalu (Awal Eosen), setelah benua kecil India bertubrukan dengan Himalaya, ujung tenggara benua Eurasia tersesarkan lebih jauh ke arah tenggara dan membentuk kawasan Indonesia bagian barat. Saat itu kawasan Indonesia bagian timur masih berupa laut (laut Filipina dan Samudra Pasifik). Lajur penunjaman yang bergiat sejak akhir Mesozoikum di sebelah barat Sumatera, menyambung ke selatan Jawa dan melingkar ke tenggara - timur Kalimantan - Sulawesi Barat, mulai melemah pada Paleosen dan berhenti pada kala Eosen.
Pada 45 juta tahun lalu. Lengan Utara Sulawesi terbentuk bersamaan dengan jalur Ofiolit Jamboles. Sedangkan jalur Ofiolit Sulawesi Timur masih berada di belahan selatan bumi. Pada 20 jutatahun lalu benua-benua mikro bertubrukan dengan jalur Ofiloit Sulawesi Timur, dan Laut Maluku terbentuk sebagai bagian dari Lut pilipina. Laut Cina Selatan mulai membuka dan jalur tunjaman di utara Serawak - Sabah mulai aktif.pada 10 juta tahun lalu, benua mikro Tukang Besi - Buton bertubrukan dengan jalur Ofiolit di Sulawesi Tenggara, tunjaman ganda terjadi di kawasan Laut Maluku, dan Laut Serawak terbentuk di Utara Kalimantan. pada 5 juta tahun lalu, benua mikro Banggai-Sula bertubrukan dengan jalur ofiolit Sulawesi Timur, dan mulai aktif tunjangan miring di utara Irian Jaya-Papua Nugini.
Teori Tektonik Lempeng sebagai berikut :
1. Penyebab dari pergerakan benua-benua dimulai oleh adanya arus konveksi (convection current) dari mantle (lapisan di bawah kulit bumi yang berupa lelehan). Arah arus ini tidak teratur, bisa dibayangkan seperti pergerakan udara/awan atau pergerakan dari air yang direbus. Terjadinya arus konveksi terutama disebabkan oleh aktivitas radioaktif yang menimbulkan panas.
2. Dalam kondisi tertentu dua arah arus yang saling bertemu bisa menghasilkan arus interferensi yang arahnya ke atas. Arus interferensi ini akan menembus kulit bumi yang berada di atasnya. Magma yang menembus ke atas karena adanya arus konveksi ini akan membentuk gugusan pegunungan yang sangat panjang dan bercabang-cabang di bawah permukaan laut yang dapat diikuti sepanjang samudera-samudera yang saling berhubungan di muka bumi. Lajur pegunungan yang berbentuk linear ini disebut dengan MOR (Mid Oceanic Ridge atau Pematang Tengah Samudera) dan merupakan tempat keluarnya material dari mantle ke dasar samudera. MOR mempunyai ketinggian melebihi 3000 m dari dasar laut dan lebarnya lebih dari 2000 km, atau melebihi ukuran Pegunungan Alpen dan Himalaya yang letaknya di daerah benua. MOR Atlantik (misalnya) membentang dengan arah utara-selatan dari lautan Arktik melalui poros tengah samudera Atlantik ke sebelah barat Benua Afrika dan melingkari benua itu di selatannya menerus ke arah timur ke Samudera Hindia lalu di selatan Benua Australia dan sampai di Samudera Pasifik. Jadi keberadaan MOR mengelilingi seluruh dunia.
3. Kerak (kulit) samudera yang baru, terbentuk di pematang-pematang ini karena aliran material dari mantle. Batuan dasar samudera yang baru terbentuk itu lalu menyebar ke arah kedua sisi dari MOR karena desakan dari magma mantle yang terus-menerus dan juga tarikan dari gaya gesek arus mantle yang horisontal terhadap material di atasnya. Lambat laun kerak samudera yang terbentuk di pematang itu akan bergerak terus menjauh dari daerah poros pematang dan ‘mengarungi’ samudera. Gejala ini disebut dengan Pemekaran Lantai Samudera (Sea Floor Spreading).
4. Keberadaan busur kepulauan dan juga busur gunung api serta palung Samudera yang memanjang di tepi-tepi benua merupakan fenomena yang dapat dijelaskan oleh Teori Tektonik Lempeng yaitu dengan adanya proses penunjaman (subduksi). Oleh karena peristiwa Sea Floor Spreading maka suatu saat kerak samudera akan bertemu dengan kerak benua sehingga kerak samudera yang mempunyai densitas lebih besar akan menunjam ke arah bawah kerak benua. Dengan adanya zona penunjaman ini maka akan terbentuk palung pada sepanjang tepi paparan, dan juga akan terbentuk kepulauan sepanjang paparan benua oleh karena proses pengangkatan. Kerak samudera yang menunjam ke bawah ini akan kembali ke mantle atau jika bertemu dengan batuan benua yang mempunyai densitas sama atau lebih besar maka akan terjadi mixing antara material kerak samudera dengan benua membentuk larutan silikat pijar atau magma. (Proses mixing terjadi pada kerak benua sampai 30 km di bawah permukaan bumi). Karena sea floor spreading terus berlangsung maka jumlah magma hasil mixing yang terbentuk akan semakin besar sehingga akan menerobos batuan-batuan di atasnya sampai akhirnya muncul ke permukaan bumi membentuk deretan gunung api.
Pergerakan Lempeng (Plate Movement)
Berdasarkan arah pergerakannya, perbatasan antara lempeng tektonik yang satu dengan lainnya (plate boundaries) terbagi dalam 3 jenis, yaitu divergen, konvergen, dan transform. Selain itu ada jenis lain yang cukup kompleks namun jarang, yaitu pertemuan simpang tiga (triple junction) dimana tiga lempeng kerak bertemu.
1. Batas Divergen
Terjadi pada dua lempeng tektonik yang bergerak saling memberai (break apart). Ketika sebuah lempeng tektonik pecah, lapisan litosfer menipis dan terbelah, membentuk batas divergen.
Pada lempeng samudra, proses ini menyebabkan pemekaran dasar laut (seafloor spreading). Sedangkan pada lempeng benua, proses ini menyebabkan terbentuknya lembah retakan (rift valley) akibat adanya celah antara kedua lempeng yang saling menjauh tersebut.
Pematang Tengah-Atlantik (Mid-Atlantic Ridge) adalah salah satu contoh divergensi yang paling terkenal, membujur dari utara ke selatan di sepanjang Samudra Atlantik, membatasi Benua Eropa dan Afrika dengan Benua Amerika.


2. Batas Konvergen
Terjadi apabila dua lempeng tektonik tertelan (consumed) ke arah kerak bumi, yang mengakibatkan keduanya bergerak saling menumpu satu sama lain (one slip beneath another).
Wilayah dimana suatu lempeng samudra terdorong ke bawah lempeng benua atau lempeng samudra lain disebut dengan zona tunjaman (subduction zones). Di zona tunjaman inilah sering terjadi gempa. Pematang gunung-api (volcanic ridges) dan parit samudra (oceanic trenches) juga terbentuk di wilayah ini.
3. Batas Transform
Terjadi bila dua lempeng tektonik bergerak saling menggelangsar (slide each other), yaitu bergerak sejajar namun berlawanan arah. Keduanya tidak saling memberai maupun saling menumpu. Batas transform ini juga dikenal sebagai sesar ubahan-bentuk (transform fault).
Batas transform umumnya berada di dasar laut, namun ada juga yang berada di daratan, salah satunya adalah Sesar San Andreas (San Andreas Fault) di California, USA. Sesar ini merupakan pertemuan antara Lempeng Amerika Utara yang bergerak ke arah tenggara, dengan Lempeng Pasifik yang bergerak ke arah barat laut.
Sumber: The Dynamic Earth, USGS
Batas Konvergen
Batas konvergen ada 3 macam, yaitu
1) antara lempeng benua dengan lempeng samudra,
2) antara dua lempeng samudra,
3) antara dua lempeng benua.
Konvergen lempeng benua—samudra (Oceanic—Continental)
Ketika suatu lempeng samudra menunjam ke bawah lempeng benua, lempeng ini masuk ke lapisan astenosfer yang suhunya lebih tinggi, kemudian meleleh. Pada lapisan litosfer tepat di atasnya, terbentuklah deretan gunung berapi (volcanic mountain range). Sementara di dasar laut tepat di bagian terjadi penunjaman, terbentuklah parit samudra (oceanic trench).
Pegunungan Andes di Amerika Selatan adalah salah satu pegunungan yang terbentuk dari proses ini. Pegunungan ini terbentuk dari konvergensi antara Lempeng Nazka dan Lempeng Amerika Selatan.
Konvergen lempeng samudra—samudra (Oceanic—Oceanic)
Salah satu lempeng samudra menunjam ke bawah lempeng samudra lainnya, menyebabkan terbentuknya parit di dasar laut, dan deretan gunung berapi yang pararel terhadap parit tersebut, juga di dasar laut. Puncak sebagian gunung berapi ini ada yang timbul sampai ke permukaan, membentuk gugusan pulau vulkanik (volcanic island chain).
Pulau Aleutian di Alaska adalah salah satu contoh pulau vulkanik dari proses ini. Pulau ini terbentuk dari konvergensi antara Lempeng Pasifik dan Lempeng Amerika Utara.
Konvergen lempeng benua—benua (Continental—Continental)
Salah satu lempeng benua menunjam ke bawah lempeng benua lainnya. Karena keduanya adalah lempeng benua, materialnya tidak terlalu padat dan tidak cukup berat untuk tenggelam masuk ke astenosfer dan meleleh. Wilayah di bagian yang bertumbukan mengeras dan menebal, membentuk deretan pegunungan non vulkanik (mountain range).
Pegunungan Himalaya dan Plato Tibet adalah salah satu contoh pegunungan yang terbentuk dari proses ini. Pegunungan ini terbentuk dari konvergensi antara Lempeng India dan Lempeng Eurasia.
Read More..

Batuan Sedimen

Batuan sediment memang sangat menarik untuk dibahas. Selain bentuknya yang unik dan beragam serta jumlahnya yang melimpah di muka bumi (hampir 75% kulit bumi terdiri atas batuan sedimen), proses-proses yang terjadi juga sangatlah menarik untuk dibahas. Salah satu proses yang menarik adalah bagaimana sedimen sebagai penyusun batuan sedimen dapat terangkut dan diendapkan menjadi batuan sedimen.

Sebelum mengetahui bagaimana sedimen terangkut dan terendapkan dalam suatu cekungan mungkin ada baiknya kita dapat memahami prinsip apa saja yang bisa kita temukan dalam batuan sedimen. Prinsip-prinsip tersebut sangatlah beragam diantaranya prinsip uniformitarianism. Prinsip penting dari uniformitarianism adalah proses-proses geologi yang terjadi sekarang juga terjadi di masa lampau. Prinsip ini diajukan oleh Charles Lyell di tahun 1830. Dengan menggunakan prinsip tersebut dalam mempelajari proses-proses geologi yang terjadi sekarang, kita bisa memperkirakan beberapa hal seperti kecepatan sedimentasi, kecepatan kompaksi dari sediment, dan juga bisa memperkirakan bagaimana bentuk geologi yang terjadi dengan proses-proses geologi tertentu.

Lapisan horizontal yang ada di batuan sedimen disebut bedding. Bedding terbentuk akibat pengendapan dari partikel-partikel yang terangkut oleh air atau angin. Kata sedimen sebenanrya berasal dari bahas latin ”sedimentum” yang artinya endapan. Batas-batas lapisan yang ada di batuan sedimen adalah bidang lemah yang ada pada batuan dimana batu bisa pecah dan fluida bisa mengalir. Selama susunan lapisan belum berubah ataupun terbalik maka lapisan termuda berada di atas dan lapisan tertua berada di bawah.

Prinsip tersebut dikenal sebagai prinsip superposition. Susunan lapisan tersebut adalah dasar dari skala waktu stratigrafi atau skala waktu pengendapan. Pengamatan pertama atas fenomena ini dilakukan oleh Nicolaus Steno di tahun 1669. Beliau mengajukan beberapa prinsip berkaitan dengan fenomena tersebut. Prinsip-prinsip itu adalah prinsip horizontality, superposition, dan original continuity. Prinsip horizontality menjelaskan bahwa semula batuan sedimen diendapkan dalam posisi horizontal. Pembentuk batuan sedimen adalah partikel-partikel atau sering disebut sedimen yang terbentuk akibat hancuran batuan yang telah ada sebelumnya seperti batuan beku, batuan metamorf, dan juga batuan sedimen sendiri. Berdasarkan ukuran partikel dari sedimen klastik, sedimen-sedimen dapat dibedakan sebagai berikut: Klasifikasi- Berdasarkan ukuran partikel dari sedimen klastik

Nama Partikel Ukuran Sedimen Nama batu
Boulder/Bongkah >256 mm Gravel Konglomerat dan Breksi (tergantung kebundaran partikel)
Cobble/Kerakal 64 - 256 mm Gravel
Pebble/Kerikil 2 - 64 mm Gravel
Sand/Pasir 1/16 - 2mm Sand Sandstone
Silt/Lanau 1/256 - 1/16 mm Silt Batu lanau
Clay/Lempung <1/256 mm Clay Batu lempung

Faktor-faktor yang mengontrol terbentuknya sedimen adalah iklim, topografi, vegetasi dan juga susunan yang ada dari batuan. Sedangkan faktor yang mengontrol pengangkutan sedimen adalah air, angin, dan juga gaya grafitasi. Sedimen dapat terangkut baik oleh air, angin, dan bahkan salju. Mekanisme pengangkutan sedimen oleh air dan angin sangatlah berbeda. Pertama, karena berat jenis angin relatif lebih kecil dari air maka angin sangat susah mengangkut sedimen yang ukurannya sangat besar. Besar maksimum dari ukuran sedimen yang mampu terangkut oleh angin umumnya sebesar ukuran pasir. Kedua, karena sistem yang ada pada angin bukanlah sistem yang terbatasi (confined) seperti layaknya channel atau sungai maka sedimen cenderung tersebar di daerah yang sangat luas bahkan sampai menuju atmosfer. Sedimen-sedimen yang ada terangkut sampai di suatu tempat yang disebut cekungan. Di tempat tersebut sedimen sangat besar kemungkinan terendapkan karena daerah tersebut relatif lebih rendah dari daerah sekitarnya dan karena bentuknya yang cekung ditambah akibat gaya grafitasi dari sedimen tersebut maka susah sekali sedimen tersebut akan bergerak melewati cekungan tersebut. Dengan semakin banyaknya sedimen yang diendapkan, maka cekungan akan mengalami penurunan dan membuat cekungan tersebut semakin dalam sehingga semakin banyak sedimen yang terendapkan. Penurunan cekungan sendiri banyak disebabkan oleh penambahan berat dari sedimen yang ada dan kadang dipengaruhi juga struktur yang terjadi di sekitar cekungan seperti adanya patahan.
Sedimen dapat diangkut dengan tiga cara:
Suspension: ini umumnya terjadi pada sedimen-sedimen yang sangat kecil ukurannya (seperti lempung) sehingga mampu diangkut oleh aliran air atau angin yang ada.

Bed load: ini terjadi pada sedimen yang relatif lebih besar (seperti pasir, kerikil, kerakal, bongkah) sehingga gaya yang ada pada aliran yang bergerak dapat berfungsi memindahkan pertikel-partikel yang besar di dasar. Pergerakan dari butiran pasir dimulai pada saat kekuatan gaya aliran melebihi kekuatan inertia butiran pasir tersebut pada saat diam. Gerakan-gerakan sedimen tersebut bisa menggelundung, menggeser, atau bahkan bisa mendorong sedimen yang satu dengan lainnya.

Saltation yang dalam bahasa latin artinya meloncat umumnya terjadi pada sedimen berukuran pasir dimana aliran fluida yang ada mampu menghisap dan mengangkut sedimen pasir sampai akhirnya karena gaya grafitasi yang ada mampu mengembalikan sedimen pasir tersebut ke dasar.
Pada saat kekuatan untuk mengangkut sedimen tidak cukup besar dalam membawa sedimen-sedimen yang ada maka sedimen tersebut akan jatuh atau mungkin tertahan akibat gaya grafitasi yang ada. Setelah itu proses sedimentasi dapat berlangsung sehingga mampu mengubah sedimen-sedimen tersebut menjadi suatu batuan sedimen.
Referensi:
Australian Museum - http://www.amonline.net.au/geoscience/
University of Tulane - http://www.tulane.edu

PENGENALAN
Sedimen merupakan bahan atau partikel yang terdapat di permukaan bumi (di daratan ataupun lautan), dan bisa jadi karena mengalami proses pengangkutan dari satu kawasan ke kawasan yang lain. Air dan angin merupakan agen pengangkut yang utama. Sedimen ini apabila mengeras akan menjadi batu sedimen. Kajian berkenaan dengan sedimen dan batu sedimen ini disebut sedimentologi. Antara lain sedimen yang ada ialah lumpur, pasir, kelikir dan sebagainya. Sedimen ini akan menjadi batu sedimen apabila mengalami proses pengerasan.
Sedimen = Bahan partikel yang peroi(lumpur, pasir, kelikir dan lain-lain)
Sedimen akan menjadi batuan sedimen melalui proses pengerasan atau pembatuan yang melibatkan;
Pemampatan (Compaction)
Penyemenan (Cementation)
Penghabluran kembali (Recrystallization) terutama sedimen karbonat)

TANDA-TANDA ATAU PETUNJUK BATUAN SEDIMEN
- Kehadiran perlapisan atau stratification

Selang lapis batu pasir dengan lodak/syal
- Adanya struktur sedimen di atas satah atau di dalam perlapisan
- Terjumpanya fosil
- Kehadiran butiran yang telah mengalami proses angkutan (klas)

Klas yang telah mengalami angkutan

- Kehadiran mineral yang asalan sedimen (glaukonit, chamosite)

JENIS BATUAN SEDIMEN
Secara umum, sedimen atau batuan sedimen terbentuk dengan dua cara, yaitu;
1) Terbentuk dalam lingkungan pengendapan atau dengan kata lainnya tidak mengalami proses pengangkutan. Sedimen seperti ini dikenal sebagai sedimen autochthonous. Sedimen yang termasuk dalam kumpulan ini ialah evaporit, batu kapur, laterit.
2) Mengalami proses angkutan, atau dengan kata lain, puncanya daripada kawasan luar lembangan, dan proses luluhawa, pengikisan dan angkutan membawa sedimen ini ke lingkunga pengendapan yang baru. Sedimen ini disebut sedimen allochthonous. Yang termasuk dalam kumpulan ini ialah konglomerat, volkanoklastik.

Selain daripada penjelasan di atas, batuan sedimen dapat dikelompokkan dalam beberapa jenis, bergantung kepada cara dan proses pembentukannya. Antara klas batuan sedimen yang utama ialah;
- Terrigenous (detrital atau berklas / klastik - clastic). Batuan klastik merupakan batuan yang puncanya berasal daripada suatu tempat lain, dan telah diendapkan dalam lembangan baru setelah mengalami proses pengangkutan. Batuan utama yang terdapat dalam kumpulan ini ialah;
- Konglomerat atau breksia
- Batu pasir
- Batu lodak
- Syal
- Sedimen endapan kimia / biokimia (Chemical/biochemical). Batuan endapat kimia merupakan batuan yang terbentuk hasil daripada pemendapan kimia daripada larutan, ataupun terdiri daripada endapan hidupan bercangkang mineral karbonat atau bersilika atau berfosfat dan lain-lain.. Antara batuan yang tergolong dalam kumpulan ini ialah;
- Evaporit
- Batuan sedimen karbonat (batu kapur dan dolomit)
- Batuan sedimen bersilika (rijang)
- Endapan organik (batu arang)
- Batuan volkanoklastik (Volcanoclastic rocks). Batuan volkanoklastik yang berasal daripada aktiviti gunung berapi. Debu-debu daripada aktiviti gunung berapi ini akan terendap seperti sedimen yang lain. Antara batuan yang ada dalam kumpulan ini ialah;
- Batu pasir bertuf
- Aglomerat
Struktur sebelum endapan boleh ditemui di atas lapisan, sebelum lapisan atau endapan yang muda atau baru di endapkan. Ia adalah struktur hasil hakisan seperti terusan (channel), 'scour marks', 'flutes', 'grooves', 'tool marking' dan sebagainya. Struktur-struktur ini sangat penting kerana ia juga boleh memberikan arah aliran arus.

Read More..

Batuan Metamorf

Batuan Metamorf
Batuan metamorf adalah batuan yang berasal dari batuan induk yang lain, dapat berupa batuan beku, batuan sedimen, maupun batuan metamorf sendiri yang telah mengalami proses/perubahan mineralogi, tekstur maupun struktur sebagai akibat pengaruh temperatur dan tekanan yang tinggi.
Proses metamorfosa terjadi dalam fasa padat, tanpa mengalami fasa cair, dengan temperatur 200oC – 6500C. Menurut Grovi (1931) perubahan dalam batuan metamorf adalah hasil rekristalisasi dan dari rekristalisasi tersebut akan terbentuk kristal-kristal baru, begitupula pada teksturnya.
Menurut H. G. F. Winkler (1967), metamorfisme adalah proses yang mengubah mineral suatu batuan pada fasa padat karena pengaruh terhadap kondisi fisika dan kimia dalam kerak bumi, dimana kondisi tersebut berbeda dengan sebelumnya. Proses tersebut tidak termasuk pelapukan dan diagenesa.
Berdasarkan faktor-faktor yang mempengaruhi, metamorfosa dapat dibedakan menjadi dua:
Metamorfosa Lokal
Jenis ini penyebaran metamorfosanya sangat terbatas hanya beberapa kilometer saja. Termasuk dalam tipe metamorfosa ini adalah:
Metamorfosa kontak/thermal
Yaitu metamorfosa yang diakibatkan oleh kenaikan temperatur yang tinggi, dan biasanya jenis ini ditemukan pada kontak antara tubuh intrusi magma/ekstrusi dengan batuan di sekitarnya dengan lebar 2 – 3 km.
Metamorfosa dinamo/dislokasi/kataklastik
Yaitu metamorfosa yang diakibatkan oleh kenaikan tekanan. Tekanan yang berpengaruh disini ada dua macam, yaitu: hidrostatis, yang mencakup ke segala arah; dan stress, yang mencakup satu arah saja. Makin dalam ke arah kerak bumi pengaruh tekanan hidrostatika semakin besar. Sedangkan tekanan pada bagian kulit bumi yang dekat dengan permukaan saja, metamorfosa semacam ini biasanya didapatkan di daerah sesar/patahan.

Metamorfosa Regional
Tipe metamorfosa ini penyebarannya sangat luas, dapat mencapai beberapa ribu kilometer. Termasuk dalam tipe ini adalah:
Metamorfosa regional/dinamothermal
Terjadi pada kulit bumi bagian dala, dimana faktor yang mempengaruhi adalah temperatur dan tekanan yang tinggi. Proses ini akan lebih intensif apabila diikuti oleh orogenesa.
Metamorfosa beban/burial
Proses ini tidak ada hubungannya dengan orogenesa dan intrusi, tetapi terjadi pada daerah geosinklin, hingga karena adanya pembebanan sedimen yang tebal di bagian atas, maka lapisan sedimen yang ada di bagian bawah cekungan akan mengalami proses metamorfosa

Read More..