TEKTONIK PULAU SUMATERA

Tatanan Tektonik Pulau Sumatera

Tatanan tektonik sebelah barat Sumatera dan selatan Jawa, didominasi oleh pergerakan ke utara dari tepian aktif lempeng samudera Hindia dan lempeng benua Australia terhadap lempengan Sunda dengan kecepatan sekitar 6-7 cm/tahun. Komponen gerakan lempengan yang relatif tegak lurus terhadap arah batas lempeng sebagian besar membentuk sesar-sesar naik di sepanjang zona subduksi Sumatera dan Java, sedangkan komponen lempeng yang parallel terhadap batas lempeng didominasi oleh terbentuknya sesar-sesar geser pada zona sesar.

Kajian tepian tektonik aktif difokuskan untuk mengidentifikasi bentuk geomorfologi dasar laut dari masing-masing segmen lempeng. Empat bentuk morfologi utama dapat diidentifikasi, seperti zona subduksi, palung laut, prisma akresi, dan cekungan busur muka. Gambaran bentuk geomorfologi dasar laut ini kemungkinan merupakan contoh morfologi dasar laut yang terbaik di dunia.

Batas-batas bentuk geomorfologi dasar laut ini sangat jelas terlihat pada rekaman seismic dan citra seabeam. Makin kearah selatan, dasar laut makin banyak mengalami pensesaran normal. Sesar-sesar ini nampaknya lebih intensif makin jauh dari palung laut. Pada sumbu palung, bentuk kerak samudera telah banyak mengalami pensesaran dan membentuk pola-pola horst dan graben secara luas.

Tatanan geologi kelautan Indonesia merupakan bagian yang sangat unik dalam tatanan kelautan dunia, karena berada pada pertemuan paling tidak tiga lempeng tektonik: Lempeng Samudera Pasifik, Lempeng Benua Australia-Lempeng Samudera India serta Lempeng Benua Asia. Berdasarkan karakteristik geologi dan kedudukan fisiografi regional, wilayah laut Indonesia dibagi menjadi zona dalam (inboard) dan luar (outboard) yang menempati regim zona tambahan (contiguous), Zona Ekonomi Eksklusif dan Landan Kontinen. Bagian barat zona dalam ditempati oleh Paparan Sunda (Sunda Shelf) yang merupakan sub-sistem dari lempeng benua Eurasia, dicirikan oleh kedalaman dasar laut maksimum 200 m yang terletak pada bagian dalam gugusan pulau-pulau utama yaitu Sumatera, Jawa, dan Kalimantan (menurut Toponim internasional seharusnya disebut pulau Borneo).

Bagian tengah zona dalam merupakan zona transisi dari sistem paparan bagian barat dan sistim laut dalam di bagian timur. Kedalaman laut pada zona transisi ini mencapai lebih dari 3.000 meter yaitu laut Bali, Laut Flores dan Selat Makasar. Bagian paling timur zona dalam adalah zona sistem laut Banda yang merupakan cekungan tepian (marginal basin) dicirikan oleh kedalaman laut yang mencapai lebih dari 6.000 m dan adanya beberapa keratan daratan (landmass sliver) yang berasal dari tepian benua Australia (Australian continental margin) seperti pulau Timor dan Wetar (Curray et al, 1982, Katili, 2008).

Zona bagian luar ditempati oleh sistem Samudera Hindia, Laut Pasifik, Laut Timor, laut Arafura, laut Filipina Barat, laut Sulawesi dan laut Cina Selatan. Menurut Hamilton (1979), kerumitan dari tatanan fisiografi dan geologi wilayah laut Nusantara ini disebabkan oleh adanya interaksi lempeng-lempeng kerak bumi Eurasia (utara), Hindia-Australia (selatan), Pasifik-Filipina Barat (timur) dan Laut Sulawesi (utara).

Proses geodinamika global (More et al, 1980), selanjutnya berperan dalam membentuk tatanan tepian pulau-pulau Nusantara tipe konvergen aktif (Indonesia maritime continental active margin), dimana bagian luar Nusantara merupakan perwujudan dari zona penunjaman (subduksi) dan atau tumbukan (kolisi) terhadap bagian dalam Nusantara, yang akhirnya membentuk fisiografi perairan Indonesia.

Gambar 1. Fisiografi perairan Indonesia akibat proses tektonik

Model Tektonik Tepian Lempeng Aktif

Lempeng samudera bergerak menunjam lempeng benua membentuk zona penunjaman aktif, sehingga wilayah perairan Indonesia di bagian barat Sumatera dan selatan Jawa disamping mempunyai potensi aspek geologi dan sumberdaya mineral juga berpotensi terjadinya bencana geologi (gempabumi, tsunami, longsoran pantai dan gawir laut).

Di bagian tengah kerak samudera India ini terbentuk suatu jalur lurus yang disebut Mid Oceanic Ridge (Pematang Tengah Samudra), sedangkan dibagian timurnya atau sebalah barat terbentuk jalur punggungan lurus utara-selatan yang disebut Ninety East Ridge (letaknya hampir berimpit dengan bujur 90 timur) merupakan daerah mineralisasi (Usman, 2006). Bagian yang dalam membentuk cekungan kerak samudera yang terisi oleh sedimen yang berasal dari dataran India membentuk Bengal Fan hingga ke perairan Nias dengan ketebalan sedimen antara 2.000-3.000 meter (Ginco, 1999). Daerah Pematang Tengah Samudra pada Lempeng Indo-Australia merupakan implikasi dari proses Sea Floor Spereading (Pemekaran Lantai Samudera) yang mencapai puncaknya pada Miosen Akhir dengan kecepatan 6-7 cm/tahun, sebelumnya pada Oligosen awal hanya 5 cm/tahun (Katili, 2008).

Gambar di bawah ini memperlihatkan bentuk ideal geomorfologi pada tepian lempeng aktif adalah mengikuti proses-proses penunjaman yaitu palung samudera (trench), prisma akresi (accretionary prism), punggungan busur muka (forearc ridge), cekungan busur muka (forearc basin), busur gunungapi (volcanic arc), dan cekungan busur belakang (backarc basin). Busur gunungapi dan cekungan busur belakang lazimnya berada di bagian daratan atau kontinen (Lubis et al, 2007).

  

Gambar 2. Komponen tektonik ideal pada penunjaman tepian lempeng aktif (Hamilton, 1979)

Hasil identifikasi bentuk dasar laut dari beberapa lintasan seismik, citra seabeam dan foto dasar laut maka dapat dikenali beberapa bentuk geomorfologi utama yang umum terdapat pada kawasan subduksi lempeng aktif. Empat bentuk morfologi utama dapat diidentifikasi, yaitu zona subduksi, palung laut, prisma akresi, dan cekungan busur muka. Gambaran bentuk geomorfologi dasar laut ini kemungkinan merupakan contoh morfologi dasar laut yang terbaik di dunia karena batas-batasnya yang jelas dan mudah dikenali.

Satuan Geomorfologi Tepian Lempeng Aktif

a. Geomorfologi Zona Subduksi

Lempeng Samudera India merupakan kerak yang tipis yang ditutupi laut dengan kedalaman antara 1.000-5.000 meter. Lempeng Samudera dan lempeng benua (Continental Crust) dipisahkan oleh Subduction Zone (Zona Penunjaman) dengan kedalaman antara 6.000-7.000 meter yang membujur dari barat Sumatera, selatan Jawa hingga Laut Banda bagian barat yang disebut Java Trench (Parit Jawa). Geomorfologi zona subduksi ini merupakan gabungan yang erat antara proses-proses yang terjadi pada tepian kerak samudera, tepian kerak benua dan proses penunjaman itu sendiri.

Sebagai konsekuansi dari tepian aktif, maka banyak proses tektonik yang mungkin terjadi diantaranya, sesar-sesar mendatar, sesar-sesar normal yang biasanya membentuk horst dan graben, serta kemunginan aktivitas gunung api (hot spot?). Salah satu diantaranya adalah terbentuknya gunungapi (submarine volcano atau seamount?) di luar busur volkanik. Indikasi adanya gunungapi atau tinggian seperti yang ditemukan Tim ekspedisi CGG Veritas (BPPT-LIPI-PPPGL-Berlin University) pada bulan Mei 2009 yang lalu sebenarnya bukan merupakan gunungapi baru. Beberapa peta batimetri dan citra satelit telah mencantumkan adanya tinggian tersebut, hanya sampai saat ini belum diberikan nama resmi (toponimi) yang tepat (PPPGL, 2008). 

Lintasan survei deep-seismic CGGV-04 telah mendeteksi adanya puncak gunung bawah laut pada posisi koordinat 4°21.758 LU, 99°25,002 BT. Puncak gunung bawah laut ini berada pada kedalaman 1.285 m dengan dasar atau kaki gunung pada kedalaman 5.902 m. Hasil interpretasi data memperlihatkan bahwa gunung bawah laut ini memiliki ketinggian 4.617 m dan Lebar kaki gunung sekitar 50 km. Lokasi gunung bawah laut yang terdeteksi ini berada pada jarak 320 km sebelah barat dari Kota Bengkulu (Gambar 3). Namun demikian, berdasarkan konsepsi tektonik, gunungapi di Lantai Samudera tidak seberbahaya dibandingkan gunungapi yang terbentuk di tepian benua aktif.

Gambar 3. Gambaran Geomorfologi Pada Zona Subduksi Dan Kenampakan Seamount Di Kerak Samudera India, Sumbu Palung Laut Dan Prisma Akresi Di Lepas Pantai Bengkulu.

b. Geomorfologi Palung Laut

Palung laut merupakan bentuk paritan memanjang dengan kedalaman mencapai lebih dari 6.500 meter. Umumnya palung laut ini merupakan batas antara kerak samudera India dengan tepian benua Eurasia sebagai bentuk penunjaman yang menghasilkan celah memanjang tegak lurus terhadap arah penunjaman (Gambar 4).

Gambar 4. Satuan geomorfologi palung samudra di sebelah selatan Jawa (PPPGL, 2008).

Beberapa patahan yang muncul di sekitar palung laut ini dapat reaktif kembali seperti yang diperlihatkan oleh hasil plot pusat-pusat gempa di sepanjang lepas pantai pulau Sumatera dan Jawa. Sesar mendatar Mentawai yang ditemukan pada Ekspedisi Mentawai Indonesia-Prancis tahun 1990-an terindikasi sebagai sesar mendatar yang berpasangan namun di berarapa bagian memperihatkan bentuk sesar naik. Hal ini merupakan salah satu sebab makin meningkatnya tekanan kompresif dan seismisitas yang menimbulkan kegempaan.

Di bagian barat pulau Sumatera, pergerakan lempeng samudera India mengalibatkan terangkatnya sedimen (seabed) di kerak samudera dan prisma-prisma akresi yang merupakan bagian terluar dari kontinen. Sesar-sesar normal yang terbentuk di daerah bagian dalam yang memisahkan prisma akresi dengan busur kepulauan (island arc) mengakibatkan peningkatan pasokan sedimen yang lebih besar (Lubis et al, 2007). Demikian pula akibat terjadinya pengangkatan tersebut maka morfologi palung laut di kawasan ini memperlihatkan bentuk lereng yang terjal dan sempit dibandingkan dengan palung yang terbentuk di kawasan timur Indonesia.

c. Geomorfologi Prisma Akresi

Pembentukan prisma akresi di dasar laut dikontrol oleh aktifitas tektonik sesar-sesar naik (thrusting) yang mengakibatkan proses pengangkatan (uplifting). Proses ini terjadi karena konsekuensi dari proses tumbukan antar segmen kontinen yang menyebabkan bagian tepian lempeng daerah tumbukan tersebut mengalami proses pengangkatan. Proses ini umumnya terjadi di kawasan barat Indonesia yaitu di samudra Hindia.

Pulau-pulau prisma akresi merupakan prisma akresi yang terangkat sampai ke permukaan laut sebagai konsekuensi desakan lempeng Samudera Hindia ke arah utara dengan kecepatan 6-7 cm/tahun terhadap lempeng Benua Asia-Eropa sebagai benua pasif menerima tekanan (Hamilton, 1979). Oleh sebab itulah pengangkatan dan sesar-sesar naik di beberapa tempat, seperti yang terjadi di Kep. Mentawai, Enggano, Nias, sampai Simelueu yang terangkat membentuk gugusan pulau-pulau memanjang parallel terhadap arah zona subduksi (Lubis, 2009). Gambar 5. memperlihatkan prisma akresi yang naik ke permukaan laut membentuk pulau-pulau prisma akresi di lepas pantai Aceh, sedangkan contoh prisma akresi yang belum naik ke permukaan laut diperlihatkan pada Gambar 6. yaitu prisma akresi di lepas pantai selatan Jawa. Selain itu proses pembentukan lainnya yang lazim terjadi di kawasan ini adalah aktifnya patahan (sesar) dan amblasan (subsidensi) di sekitar pantai sehingga pulau-pulau akresi yang terbentuk terpisah dari daratan utamanya (Cruise Report SO00-2, 2009).

Prisma akresi merupakan wilayah yang paling rawan terhadap kegempaan karena pusat-pusat gempa berada di bawahnya. Batuan prisma akresi memiliki ke-khasan tersendiri yaitu ditemukannya batuan campur-aduk (melange, ofiolit) yang umumnya berupa batuan Skist berumur muda. Sejarah kegempaan di kawasan ini membuktikan bahwa episentrum gempa-gempa kuat umumnya terletak pada prisma akresi ini karena merupakan gempa dangkal (kedalaman < 30 Km). Gempa kuat yang pernah tercatat mencapai skala 9 Richter pada tagl 26 Desember 2004. Beberapa ahli geologi juga masih mengkhawatirkan suatu saat akan terulang gempa sebesar ini di kawasan barat Bengkulu, karena prisma akresi di kawasan ini masih belum melepaskan energi kegempaan (locked zone) sementara kawasan disekitarnya sudah terpicu dan melepaskan energi melalui serangkaian gempa-gempa sedang-kuat.

Di Sumatera ditemukan dua prisma akresi, yaitu accretionary wedge 1 di bagian luar & accretionary wedge 2 di bagian dalam outer arc high yang memisahkan prisma akresi dengan cekungan busur muka (Mentawai forearc asin). Adanya outer arc high yang memisahkan dua prisma akresi tersebut mengalibatkan sedimen yang berasal dari daratan induknya tidak dapat menerus ke bagian barat tetapi terendapkan di cekungan busur muka.

Gambar 5. Geomorfologi Prisma Akresi Yang Naik Kepermukaan Sebagai Pulau Prisma Akresi Di Lepas Pantai Sebelah Barat Aceh.

Gambar 6. Geomorfologi Prisma Akresi Di Selatan Jawa Yang Belum Muncul Ke Permukaan Laut.

d. Geomorfologi Cekungan Busur Muka

Survey kemitraan Indonesia-Jerman Sonne Cruise 186-2 SeaCause-II dilaksanakan pada tahun 2006 di perairan barat Aceh sampai ke wilayah Landas Kontinen di luar 200 mil. Hasil interpretasi lintasan-lintasan seismik yang memotong cekungan Simeulue yaitu lintasan 135-139 memperlihatkan indikasi cekungan busur muka Simelue merupakan cekungan a-symetri laut dalam dengan kedalaman laut antara 1.000-1.500m, makin ke barat ketebalan sedimen makin tebal mencapai 5.000m lebih.

Di sisi barat cekungan ini ditemukan sesar-sesar mendatar yang mengontrol aktifnya sesar-sesar tumbuh (growth fault) sehingga mengakibatkan deformasi struktur batuan sedimen pada tepian cekungan. Berdasarkan seismik stratigrafi, umur sedimen pengisi cekungan ini relatif muda (Miocene) sehingga kurang memungkinkan terjadi pematangan sebagai source rock (IPA, 2002). Selain itu, tingkat pematangan (maturitas) batuan reservoar relatif rendah karena laju pengendapan yg relatif cepat di laut dalam, demikian pula dengan pengaruh proses pematangan diagenesa volkanisme di bagian timur yang jaraknya terlalu jauh.

Salah satu contoh terbaik terbentuknya cekungan busur muka adalah cekungan Lombok yang telah teridentifikasi memiliki komponen toponimi yang lengkap, seperti koordinat (x,y,z), batas-batas cekungan, luas, kedalaman.

Gambar 7. Geomorfologi cekungan Lombok sebagai cekungan busur muka (PPPGL, 2008)

Zona Subduksi

Daerah pertemuan antar lempeng di lokasi zona subduksi disebut sebagai patahan gempa, atau sebuah megathrust. Palung Sunda dianggap sebagai sebuah megathrust. Pada zona subduksi Sumatra, lempeng tektonik India dan Australia bergerak perlahan ke arah timur laut sebesar 61 mm/ tahun dan menujam lempeng Burma (bagian dari lempeng Eurasia). Proses penujaman ini sangat mengakibatkan kedua lempeng saling menekan satu sama lain, dan menimbulkan tegangan. Apabila tegangan semakin membesar hingga besar tertentu, maka bagian lempeng akan mulai runtuh karena tidak kuat menahan tegangan. Keruntuhan tidak terjadi di sepanjang zona subduksi akan tetapi berada pada bidang-bidang tertentu.

Gambar 8. Megathrust Sunda. Angka dan arah panah menunjukkan gerakan relatif lempeng. Terlihat Indonesia terletak pada suatu daerah dimana pergerakan lempeng sangat kompleks.

.

Gambar 9. Zona Subduksi Sumatera 

Kedua peta di atas memperlihatkan keadaan tipikal dari sebuah zona subduksi: palung lautan, bubungan busur-depan (fore-arc ridge) cekungan busur-depan (fore-arc basin), dan busur kepulauan (island arc). Palung Sunda merupakan tanda batas antar lempeng, yakni sebuah jalur dengan air laut yang sangat dalam yang sejajar dengan pantai Sumatera. Di bagian kiri bawah, lempeng Australia menujam lempeng Sunda (yang ditandai dengan panah melengkung) dan membentuk palung yang dalam. Pada tepi lempeng Sunda, sekitar 100 km dari Palung Sunda dan 180 km dari Sumatera terdapat barisan kepulauan yang merupakan puncak dari bubungan busur-depan. Bubungan ini terbentuk terbentuk dari bagian sedimen laut lempeng Australia yang tergerus dan membentuk tumpukan pada tepi lempeng Sunda. Sedimen ini disebut baji naik.

Gambar 10 Potongan Proses Subduksi Sumatera 

TIPE – TIPE JEBAKAN HYDROCARBON (MINYAK DAN GAS BUMI)

Jebakan minyak (an oil trap) adalah sebuah area atau lapangan dimana minyak atau gas bumi terakumulasi dan terkonsentrasi dari suatu perjalanan atau migrasi. Suatu jenis jebakan juga harus impermeable, hal ini bertujuan agar menjadi perangkap yang efektif untuk keberadaan hydrocarbon itu sendiri. Contohnya pada batuan permeable reservoir seperti batupasir yang berpori atau limestone yang terdapat retakan.

Jebakan struktur harus ada sebelum proses generasi hydrocarbon berhenti. Untuk akumulasi gas dan minyak, perangkap dan reservoir harus dibutuhkan sebagai persyaratan geometry dan posisi relative untuk membentuk jebakan tersebut.

Jebakan-jebakan sebagai kejadaian gabungan yang cocok dari tipe batuan yang terdeposisi pada lingkungan pengendapan, contoh dimana batuan reservoir dari permeable passir sungai terperangkap oleh lempung yang mana terakumulasi pada rawa disekelilingnya. Pada kenyataannya kebanyakan jebakan terbentuk oleh kejadian sequence yang rumit. Empat hal kondisi yang penting untuk keterdapatan jebakan minyak atau gasbumi:

1. Batuan induk permukaan (A subsurface source rock)

Batuan yang membentuk gas atau minyak pada suatu waktu pada waktu geologi yang lampau.

2. Batuan reservoir bawah permukaan (A subsurface reservoir rock)

Batuan yang mana terisi oleh gas atau minyak sehingga dapat menghasilkan harga dengan cara yang efektif.

3. Jebakan minyak atau gasbumi (A trap or high point)

Suatu area dimana minyak atau gas terakumulasi dan terkonsentrasi dari suatu perjalanan atau migrasi . Suatu jenis jebakan juga harus impermeable, hal ini bertujuan agar menjadi perangkap yang efektif untuk keberadaan hydrocarbon itu sendiri.

4. Kecukupan kuantitas (Sufficient quantity)

Pada lokasi tersebut harus cukup minyak atau gas untuk memenuhi ekstraksi kebutuhan. Pada batuan reservoir harus memiliki minimum porosity. Permeabelitas dan ketebalan yang minimum, tergantung pada kondisi yang ada sekarang.

Jebakan-Jebakan (traps)

Sebuah jebakan kemungkinan terbentuk secara struktur oleh proses dari deformasi batuan yang terjadi karena pergerakan dari kerak bumi. Oleh karena itu jebakan akan menjadi poin tertinggi pada batuan reservoir dimana gas dan minyak terkonsentrasi pada lapisan batuan reservoir dan dicegah dari kebocoran keluar. Pada batuan jebakan reservoir, fluida tidak dapat bergerak lebih jauh dan akan terpisahkan berdasarkan dari densitas masing-masing. Gas akan bergerak ke bagian paling atas, minyak berada di tengah, dan air akan berada paling bawah.

Deformasi Batuan Sedimen

Kunci adanya jebakan dari minyak dan gas adalah untuk memahami interpretasi dari deformasi batuan sedimen. Dalam keadaan umum, batuan sedimen dapat dideskripsi sebagai endapan asli di tempat, lapisan horizontal disebut sebagai strata. Pengecualian pada batu gamping terumbu yang tumbuh. Batuan sedimen yang terusak dari orientasi asli horisontal. Ketika ketegangan diletakkan pada formasi batuan maka akan terbentuk:

• Bending into folds (figure 4.)

• Breaking along joints or faults (figure 5.)

Bentuk-Bentuk Deformasi Batuan

Bentuk-bentuk yang paling umum dijumpai yaitu:

• Anticlines and Synclines

• Domes and Basins

• Faults and Joints

• Salt

Domes and Basins

Sebuah dome atau kubah garam pada dasarnya berbentuk bulat atau elips antiklin sedangkan sebuah basin atau cekungan berbentuk bulat atau elips sinklin. Kedua struktur ini merupakan jebakan ideal untuk minyak dan gas.

Pada struktur domes atau kubah garam, batuan yang tertua berada di tengah, sedangkan pada cekungan atau basin batuan yang termudalah yang berada di tengah contoh: Central and Southern Libyan anticline domes such as El Alamein.

Kubah garam adalah jebakan minyak bumi dan gas bumi karena merupakan poin tertinggi dari bentukan batuan reservoir. Sedimen seragam pada satu arah atau pada satu sisi pada sebuah lipatan yang sering dikenal sebagai monoklin atau homoklin.

Patahan (Faults)

Faults adalah patahan pada batuan yang mana pada satu sisi bergerak relative terhadap yang lain. Pergerakan batuan sepanjang patahan seringkali terjadi karena gelombang tegangan yang disebut gempa bumi.

Ketidakselarasan (Unconformities)

Batuan sedimen terdeposisi pada skala waktu geologi yang lalu ketika laut dangkal menutupi daratan. Ketika ketinggian muka air laut rendah dan dataran terekspose karna erosi, ketidakselarasan mengubur permukaan erosi, yang mana membentuk 2 macam tipe, yaitu :

a. Disconformity

Disconformity memilki waktu pembentukan yang pendek (10's to 10,000's tahun) patah pada deposisi sedimen. Disconformity adalah ketidakselarasan yang mana merupakan tipe terbaik yang terbentuk dari channel sungai purba yang terisi oleh pasir. Ini terbentuk selama periode geologi ketika daratan terekspose dan pergeseran sungai ke suatu area dan mengerosi channel ke batuan dasar. Channel kemudian terisi oleh pasir. Kemudian sejalan dengan waktu, lautan menutupi area mengubur channel sungai. Channel sungai tidak akan berubah bentuk menjadi yang lebih besar. Tetapi karena hal ini, disconformity meskipun batuan sedimen biasa, tidak akan menjadi bentuk yang besar, contohnya the Benghazi Plain atau Libya.

b. Angular Unconformity

Angular Unconformity pembentukannya tergolong lama yaitu sekitar 100 juta tahun. Sebuah angular unconformity merupakan permukaan paling tua yang mana lapisannya membentuk kemiringan sudut dengan lapisan yang ada di atasnya. Umumnya dibagi menjadi 4 macam dalam pembentukan ketidakselarasan ini. Seorang geologis menemukan ketidakselarasan saat mengebor, ketika formasi batuan diharapkan tidak ditemukan selama proses pengeboran sumur.

c. Unconformity Petroleum Traps

Apabila potesial reservoir dari batupasir atau batugamping termiringkan, tererosi datar oleh ketidakselarasan dan kemudian tertutup oleh lapisan batuan, yang mana bertindak sebagai perangkap seperti shale/serpih, maka jebakan akan terbentuk. Ketiga gas dan minyak terbentuk kemudian, maka akan terjadi migrasi ke suatu ruangan pada batuan reservoir hingga mencapai permukaan angular unconformity dimana migrasinya akan terjebak. Disinilah gas dan minyak bumi terakumulasi.

Akhirnya gambar di bawah ini menggambarkan bahwa limestone juga bentuk yang ideal dari jebakan untuk minyak dan gasbumi. Kebanyakan minyak dan gas bumi yang terdapat di timur Tengah terjebak pada struktur limestone.

Sumber :

Link, Peter. K. 2001. Basic Petroleum Geology. Oil and Gas Consultants International, Inc. Tulsa.

North, F.K. 1985. Petroleum Geology. Allen & Unwin, Inc. USA

www.kingdomdrillingservice.com

TEKTONIK PULAU SUMATERA

Tatanan tektonik sebelah barat Sumatera dan selatan Jawa, didominasi oleh pergerakan ke utara dari tepian aktif lempeng samudera Hindia dan lempeng benua Australia terhadap lempengan Sunda dengan kecepatan sekitar 6-7 cm/tahun. Komponen gerakan lempengan yang relatif tegak lurus terhadap arah batas lempeng sebagian besar membentuk sesar-sesar naik di sepanjang zona subduksi Sumatera dan Java, sedangkan komponen lempeng yang parallel terhadap batas lempeng didominasi oleh terbentuknya sesar-sesar geser pada zona sesar.

Kajian tepian tektonik aktif difokuskan untuk mengidentifikasi bentuk geomorfologi dasar laut dari masing-masing segmen lempeng. Empat bentuk morfologi utama dapat diidentifikasi, seperti zona subduksi, palung laut, prisma akresi, dan cekungan busur muka. Gambaran bentuk geomorfologi dasar laut ini kemungkinan merupakan contoh morfologi dasar laut yang terbaik di dunia.

Batas-batas bentuk geomorfologi dasar laut ini sangat jelas terlihat pada rekaman seismic dan citra seabeam. Makin kearah selatan, dasar laut makin banyak mengalami pensesaran normal. Sesar-sesar ini nampaknya lebih intensif makin jauh dari palung laut. Pada sumbu palung, bentuk kerak samudera telah banyak mengalami pensesaran dan membentuk pola-pola horst dan graben secara luas.

Tatanan geologi kelautan Indonesia merupakan bagian yang sangat unik dalam tatanan kelautan dunia, karena berada pada pertemuan paling tidak tiga lempeng tektonik: Lempeng Samudera Pasifik, Lempeng Benua Australia-Lempeng Samudera India serta Lempeng Benua Asia. Berdasarkan karakteristik geologi dan kedudukan fisiografi regional, wilayah laut Indonesia dibagi menjadi zona dalam (inboard) dan luar (outboard) yang menempati regim zona tambahan (contiguous), Zona Ekonomi Eksklusif dan Landan Kontinen. Bagian barat zona dalam ditempati oleh Paparan Sunda (Sunda Shelf) yang merupakan sub-sistem dari lempeng benua Eurasia, dicirikan oleh kedalaman dasar laut maksimum 200 m yang terletak pada bagian dalam gugusan pulau-pulau utama yaitu Sumatera, Jawa, dan Kalimantan (menurut Toponim internasional seharusnya disebut pulau Borneo).

Bagian tengah zona dalam merupakan zona transisi dari sistem paparan bagian barat dan sistim laut dalam di bagian timur. Kedalaman laut pada zona transisi ini mencapai lebih dari 3.000 meter yaitu laut Bali, Laut Flores dan Selat Makasar. Bagian paling timur zona dalam adalah zona sistem laut Banda yang merupakan cekungan tepian (marginal basin) dicirikan oleh kedalaman laut yang mencapai lebih dari 6.000 m dan adanya beberapa keratan daratan (landmass sliver) yang berasal dari tepian benua Australia (Australian continental margin) seperti pulau Timor dan Wetar (Curray et al, 1982, Katili, 2008).

Zona bagian luar ditempati oleh sistem Samudera Hindia, Laut Pasifik, Laut Timor, laut Arafura, laut Filipina Barat, laut Sulawesi dan laut Cina Selatan. Menurut Hamilton (1979), kerumitan dari tatanan fisiografi dan geologi wilayah laut Nusantara ini disebabkan oleh adanya interaksi lempeng-lempeng kerak bumi Eurasia (utara), Hindia-Australia (selatan), Pasifik-Filipina Barat (timur) dan Laut Sulawesi (utara).

Proses geodinamika global (More et al, 1980), selanjutnya berperan dalam membentuk tatanan tepian pulau-pulau Nusantara tipe konvergen aktif (Indonesia maritime continental active margin), dimana bagian luar Nusantara merupakan perwujudan dari zona penunjaman (subduksi) dan atau tumbukan (kolisi) terhadap bagian dalam Nusantara, yang akhirnya membentuk fisiografi perairan Indonesia.

Gambar 1. Fisiografi perairan Indonesia akibat proses tektonik

Model Tektonik Tepian Lempeng Aktif

Lempeng samudera bergerak menunjam lempeng benua membentuk zona penunjaman aktif, sehingga wilayah perairan Indonesia di bagian barat Sumatera dan selatan Jawa disamping mempunyai potensi aspek geologi dan sumberdaya mineral juga berpotensi terjadinya bencana geologi (gempabumi, tsunami, longsoran pantai dan gawir laut).

Di bagian tengah kerak samudera India ini terbentuk suatu jalur lurus yang disebut Mid Oceanic Ridge (Pematang Tengah Samudra), sedangkan dibagian timurnya atau sebalah barat terbentuk jalur punggungan lurus utara-selatan yang disebut Ninety East Ridge (letaknya hampir berimpit dengan bujur 90 timur) merupakan daerah mineralisasi (Usman, 2006). Bagian yang dalam membentuk cekungan kerak samudera yang terisi oleh sedimen yang berasal dari dataran India membentuk Bengal Fan hingga ke perairan Nias dengan ketebalan sedimen antara 2.000-3.000 meter (Ginco, 1999). Daerah Pematang Tengah Samudra pada Lempeng Indo-Australia merupakan implikasi dari proses Sea Floor Spereading (Pemekaran Lantai Samudera) yang mencapai puncaknya pada Miosen Akhir dengan kecepatan 6-7 cm/tahun, sebelumnya pada Oligosen awal hanya 5 cm/tahun (Katili, 2008).

Gambar di bawah ini memperlihatkan bentuk ideal geomorfologi pada tepian lempeng aktif adalah mengikuti proses-proses penunjaman yaitu palung samudera (trench), prisma akresi (accretionary prism), punggungan busur muka (forearc ridge), cekungan busur muka (forearc basin), busur gunungapi (volcanic arc), dan cekungan busur belakang (backarc basin). Busur gunungapi dan cekungan busur belakang lazimnya berada di bagian daratan atau kontinen (Lubis et al, 2007).

  

Gambar 2. Komponen tektonik ideal pada penunjaman tepian lempeng aktif (Hamilton, 1979)

Hasil identifikasi bentuk dasar laut dari beberapa lintasan seismik, citra seabeam dan foto dasar laut maka dapat dikenali beberapa bentuk geomorfologi utama yang umum terdapat pada kawasan subduksi lempeng aktif. Empat bentuk morfologi utama dapat diidentifikasi, yaitu zona subduksi, palung laut, prisma akresi, dan cekungan busur muka. Gambaran bentuk geomorfologi dasar laut ini kemungkinan merupakan contoh morfologi dasar laut yang terbaik di dunia karena batas-batasnya yang jelas dan mudah dikenali.

Satuan Geomorfologi Tepian Lempeng Aktif

a. Geomorfologi Zona Subduksi

Lempeng Samudera India merupakan kerak yang tipis yang ditutupi laut dengan kedalaman antara 1.000-5.000 meter. Lempeng Samudera dan lempeng benua (Continental Crust) dipisahkan oleh Subduction Zone (Zona Penunjaman) dengan kedalaman antara 6.000-7.000 meter yang membujur dari barat Sumatera, selatan Jawa hingga Laut Banda bagian barat yang disebut Java Trench (Parit Jawa). Geomorfologi zona subduksi ini merupakan gabungan yang erat antara proses-proses yang terjadi pada tepian kerak samudera, tepian kerak benua dan proses penunjaman itu sendiri.

Sebagai konsekuansi dari tepian aktif, maka banyak proses tektonik yang mungkin terjadi diantaranya, sesar-sesar mendatar, sesar-sesar normal yang biasanya membentuk horst dan graben, serta kemunginan aktivitas gunung api (hot spot?). Salah satu diantaranya adalah terbentuknya gunungapi (submarine volcano atau seamount?) di luar busur volkanik. Indikasi adanya gunungapi atau tinggian seperti yang ditemukan Tim ekspedisi CGG Veritas (BPPT-LIPI-PPPGL-Berlin University) pada bulan Mei 2009 yang lalu sebenarnya bukan merupakan gunungapi baru. Beberapa peta batimetri dan citra satelit telah mencantumkan adanya tinggian tersebut, hanya sampai saat ini belum diberikan nama resmi (toponimi) yang tepat (PPPGL, 2008). 

Lintasan survei deep-seismic CGGV-04 telah mendeteksi adanya puncak gunung bawah laut pada posisi koordinat 4°21.758 LU, 99°25,002 BT. Puncak gunung bawah laut ini berada pada kedalaman 1.285 m dengan dasar atau kaki gunung pada kedalaman 5.902 m. Hasil interpretasi data memperlihatkan bahwa gunung bawah laut ini memiliki ketinggian 4.617 m dan Lebar kaki gunung sekitar 50 km. Lokasi gunung bawah laut yang terdeteksi ini berada pada jarak 320 km sebelah barat dari Kota Bengkulu (Gambar 3). Namun demikian, berdasarkan konsepsi tektonik, gunungapi di Lantai Samudera tidak seberbahaya dibandingkan gunungapi yang terbentuk di tepian benua aktif.

Gambar 3. Gambaran Geomorfologi Pada Zona Subduksi Dan Kenampakan Seamount Di Kerak Samudera India, Sumbu Palung Laut Dan Prisma Akresi Di Lepas Pantai Bengkulu.

b. Geomorfologi Palung Laut

Palung laut merupakan bentuk paritan memanjang dengan kedalaman mencapai lebih dari 6.500 meter. Umumnya palung laut ini merupakan batas antara kerak samudera India dengan tepian benua Eurasia sebagai bentuk penunjaman yang menghasilkan celah memanjang tegak lurus terhadap arah penunjaman (Gambar 4).

Gambar 4. Satuan geomorfologi palung samudra di sebelah selatan Jawa (PPPGL, 2008).

Beberapa patahan yang muncul di sekitar palung laut ini dapat reaktif kembali seperti yang diperlihatkan oleh hasil plot pusat-pusat gempa di sepanjang lepas pantai pulau Sumatera dan Jawa. Sesar mendatar Mentawai yang ditemukan pada Ekspedisi Mentawai Indonesia-Prancis tahun 1990-an terindikasi sebagai sesar mendatar yang berpasangan namun di berarapa bagian memperihatkan bentuk sesar naik. Hal ini merupakan salah satu sebab makin meningkatnya tekanan kompresif dan seismisitas yang menimbulkan kegempaan.

Di bagian barat pulau Sumatera, pergerakan lempeng samudera India mengalibatkan terangkatnya sedimen (seabed) di kerak samudera dan prisma-prisma akresi yang merupakan bagian terluar dari kontinen. Sesar-sesar normal yang terbentuk di daerah bagian dalam yang memisahkan prisma akresi dengan busur kepulauan (island arc) mengakibatkan peningkatan pasokan sedimen yang lebih besar (Lubis et al, 2007). Demikian pula akibat terjadinya pengangkatan tersebut maka morfologi palung laut di kawasan ini memperlihatkan bentuk lereng yang terjal dan sempit dibandingkan dengan palung yang terbentuk di kawasan timur Indonesia.

c. Geomorfologi Prisma Akresi

Pembentukan prisma akresi di dasar laut dikontrol oleh aktifitas tektonik sesar-sesar naik (thrusting) yang mengakibatkan proses pengangkatan (uplifting). Proses ini terjadi karena konsekuensi dari proses tumbukan antar segmen kontinen yang menyebabkan bagian tepian lempeng daerah tumbukan tersebut mengalami proses pengangkatan. Proses ini umumnya terjadi di kawasan barat Indonesia yaitu di samudra Hindia.

Pulau-pulau prisma akresi merupakan prisma akresi yang terangkat sampai ke permukaan laut sebagai konsekuensi desakan lempeng Samudera Hindia ke arah utara dengan kecepatan 6-7 cm/tahun terhadap lempeng Benua Asia-Eropa sebagai benua pasif menerima tekanan (Hamilton, 1979). Oleh sebab itulah pengangkatan dan sesar-sesar naik di beberapa tempat, seperti yang terjadi di Kep. Mentawai, Enggano, Nias, sampai Simelueu yang terangkat membentuk gugusan pulau-pulau memanjang parallel terhadap arah zona subduksi (Lubis, 2009). Gambar 5. memperlihatkan prisma akresi yang naik ke permukaan laut membentuk pulau-pulau prisma akresi di lepas pantai Aceh, sedangkan contoh prisma akresi yang belum naik ke permukaan laut diperlihatkan pada Gambar 6. yaitu prisma akresi di lepas pantai selatan Jawa. Selain itu proses pembentukan lainnya yang lazim terjadi di kawasan ini adalah aktifnya patahan (sesar) dan amblasan (subsidensi) di sekitar pantai sehingga pulau-pulau akresi yang terbentuk terpisah dari daratan utamanya (Cruise Report SO00-2, 2009).

Prisma akresi merupakan wilayah yang paling rawan terhadap kegempaan karena pusat-pusat gempa berada di bawahnya. Batuan prisma akresi memiliki ke-khasan tersendiri yaitu ditemukannya batuan campur-aduk (melange, ofiolit) yang umumnya berupa batuan Skist berumur muda. Sejarah kegempaan di kawasan ini membuktikan bahwa episentrum gempa-gempa kuat umumnya terletak pada prisma akresi ini karena merupakan gempa dangkal (kedalaman < 30 Km). Gempa kuat yang pernah tercatat mencapai skala 9 Richter pada tagl 26 Desember 2004. Beberapa ahli geologi juga masih mengkhawatirkan suatu saat akan terulang gempa sebesar ini di kawasan barat Bengkulu, karena prisma akresi di kawasan ini masih belum melepaskan energi kegempaan (locked zone) sementara kawasan disekitarnya sudah terpicu dan melepaskan energi melalui serangkaian gempa-gempa sedang-kuat.

Di Sumatera ditemukan dua prisma akresi, yaitu accretionary wedge 1 di bagian luar & accretionary wedge 2 di bagian dalam outer arc high yang memisahkan prisma akresi dengan cekungan busur muka (Mentawai forearc asin). Adanya outer arc high yang memisahkan dua prisma akresi tersebut mengalibatkan sedimen yang berasal dari daratan induknya tidak dapat menerus ke bagian barat tetapi terendapkan di cekungan busur muka.

Gambar 5. Geomorfologi Prisma Akresi Yang Naik Kepermukaan Sebagai Pulau Prisma Akresi Di Lepas Pantai Sebelah Barat Aceh.

Gambar 6. Geomorfologi Prisma Akresi Di Selatan Jawa Yang Belum Muncul Ke Permukaan Laut.

d. Geomorfologi Cekungan Busur Muka

Survey kemitraan Indonesia-Jerman Sonne Cruise 186-2 SeaCause-II dilaksanakan pada tahun 2006 di perairan barat Aceh sampai ke wilayah Landas Kontinen di luar 200 mil. Hasil interpretasi lintasan-lintasan seismik yang memotong cekungan Simeulue yaitu lintasan 135-139 memperlihatkan indikasi cekungan busur muka Simelue merupakan cekungan a-symetri laut dalam dengan kedalaman laut antara 1.000-1.500m, makin ke barat ketebalan sedimen makin tebal mencapai 5.000m lebih.

Di sisi barat cekungan ini ditemukan sesar-sesar mendatar yang mengontrol aktifnya sesar-sesar tumbuh (growth fault) sehingga mengakibatkan deformasi struktur batuan sedimen pada tepian cekungan. Berdasarkan seismik stratigrafi, umur sedimen pengisi cekungan ini relatif muda (Miocene) sehingga kurang memungkinkan terjadi pematangan sebagai source rock (IPA, 2002). Selain itu, tingkat pematangan (maturitas) batuan reservoar relatif rendah karena laju pengendapan yg relatif cepat di laut dalam, demikian pula dengan pengaruh proses pematangan diagenesa volkanisme di bagian timur yang jaraknya terlalu jauh.

Salah satu contoh terbaik terbentuknya cekungan busur muka adalah cekungan Lombok yang telah teridentifikasi memiliki komponen toponimi yang lengkap, seperti koordinat (x,y,z), batas-batas cekungan, luas, kedalaman.

Gambar 7. Geomorfologi cekungan Lombok sebagai cekungan busur muka (PPPGL, 2008)

Zona Subduksi

Daerah pertemuan antar lempeng di lokasi zona subduksi disebut sebagai patahan gempa, atau sebuah megathrust. Palung Sunda dianggap sebagai sebuah megathrust. Pada zona subduksi Sumatra, lempeng tektonik India dan Australia bergerak perlahan ke arah timur laut sebesar 61 mm/ tahun dan menujam lempeng Burma (bagian dari lempeng Eurasia). Proses penujaman ini sangat mengakibatkan kedua lempeng saling menekan satu sama lain, dan menimbulkan tegangan. Apabila tegangan semakin membesar hingga besar tertentu, maka bagian lempeng akan mulai runtuh karena tidak kuat menahan tegangan. Keruntuhan tidak terjadi di sepanjang zona subduksi akan tetapi berada pada bidang-bidang tertentu.

Gambar 8. Megathrust Sunda. Angka dan arah panah menunjukkan gerakan relatif lempeng. Terlihat Indonesia terletak pada suatu daerah dimana pergerakan lempeng sangat kompleks.

.

Gambar 9. Zona Subduksi Sumatera 

Kedua peta di atas memperlihatkan keadaan tipikal dari sebuah zona subduksi: palung lautan, bubungan busur-depan (fore-arc ridge) cekungan busur-depan (fore-arc basin), dan busur kepulauan (island arc). Palung Sunda merupakan tanda batas antar lempeng, yakni sebuah jalur dengan air laut yang sangat dalam yang sejajar dengan pantai Sumatera. Di bagian kiri bawah, lempeng Australia menujam lempeng Sunda (yang ditandai dengan panah melengkung) dan membentuk palung yang dalam. Pada tepi lempeng Sunda, sekitar 100 km dari Palung Sunda dan 180 km dari Sumatera terdapat barisan kepulauan yang merupakan puncak dari bubungan busur-depan. Bubungan ini terbentuk terbentuk dari bagian sedimen laut lempeng Australia yang tergerus dan membentuk tumpukan pada tepi lempeng Sunda. Sedimen ini disebut baji naik.

Gambar 10 Potongan Proses Subduksi Sumatera 

KONSEP-KONSEP DAN HUKUM-HUKUM DALAM ILMU GEOLOGI

Untuk dapat memahami ilmu geologi, pemahaman tentang konsep-konsep dan hukum-hukum dalam ilmu geologi sangatlah penting dan merupakan dasar dalam mempelajari ilmu geologi. Adapun hukum dan konsep geologi yang menjadi acuan dalam geologi antara lain adalah konsep tentang susunan, aturan dan hubungan antar batuan dalam ruang dan waktu. Pengertian ruang dalam geologi adalah tempat dimana batuan itu terbentuk sedangkan pengertian waktu adalah waktu pembentukan batuan dalam skala waktu geologi. Konsep uniformitarianisme (James Hutton), hukum superposisi (Steno), konsep keselarasan dan ketidakselarasan, konsep transgresi-regresi, hukum potong memotong (cross cutting relationship) dan lainnya.

1.      Doktrin Uniformitarianisme

James Hutton (1785) : Sejarah ilmu geologi sudah dimulai sejak abad ke 17 dan 18 dengan doktrin katastrofisme yang sangat populer. Para penganutnya percaya bahwa bentuk permukaan bumi dan segala kehidupan diatasnya terbentuk dan musnah dalam sesaat akibat suatu bencana (catastroph) yang besar. James Hutton, bapak geologi modern, seorang ahli fisika Skotlandia, pada tahun 1795 menerbitkan bukunya yang berjudul “Theory of the Earth”, dimana ia mencetuskan doktrinnya yang terkenal tentang Uniformitarianism.

Uniformitarianisme merupakan konsep dasar geologi modern. Doktrin ini menyatakan bahwa hukum-hukum fisika, kimia dan biologi yang berlangsung saat ini berlangsung juga pada masa lampau. Artinya, gaya-gaya dan proses-proses yang membentuk permukaan bumi seperti yang kita amati saat ini telah berlangsung sejak terbentuknya bumi. Doktrin ini lebih terkenal sebagai “The present is the key to the past” dan sejak itulah orang menyadari bahwa bumi selalu berubah. Dengan demikian jelaslah bahwa geologi sangat erat hubungannya dengan waktu. Pada tahun 1785, Hutton mengemukakan perbedaan yang jelas antara hal yang alami dan asal usul batuan beku dan sedimen. James Hutton berhasil menyusun urutan intrusi yang menjelaskan asal usul gunungapi. Dia memperkenalkan hukum superposisi yang menyatakan bahwa pada tingkatan yang tidak rusak, lapisan paling dasar adalah yang paling tua. Ahli paleontologi telah mulai menghubungkan fosil-fosil khusus pada tingkat individu dan telah menemukan bentuk pasti yang dinamakan indek fosil. Indek fosil telah digunakan secara khusus dalam mengidentifikasi horison dan hubungan suatu tempat dengan tempat lainnya.

William Smith (1769-1839): Mengemukakan suatu konsep yang diterapkan pada perulangan lapisan-lapisan batuan sedimen yang ada di Inggris. Smith telah membuktikan bahwa dalam perioda waktu yang sama akan terjadi perulangan lapisan batuan yang sama dan setiap formasi pada lapisan batuan akan mempertlihatkan karakter yang sama. Berdasarkan hal tersebut, Smith mengajukan suatu konsep yang dikenal dengan hukum suksesi fauna.

2.      Hukum Superposisi (Nicholas Steno)

1. Horizontalitas (Horizontality) : Kedudukan awal pengendapan suatu lapisan batuan adalah horisontal, kecuali pada tepi cekungan memiliki sudut kemiringan asli (initial-dip) karena dasar cekungannya yang memang menyudut.

2. Superposisi (Superposition) : Dalam kondisi normal (belum terganggu), perlapisan suatu batuan yang berada pada posisi paling bawah merupakan batuan yang pertama terbentuk dan tertua dibandingkan dengan lapisan batuan diatasnya.

3. Kesinambungan Lateral (Lateral Continuity) : Pelamparan suatu lapisan batuan akan menerus sepanjang jurus perlapisan batuannya. Dengan kata lain bahwa apabila pelamparan suatu lapisan batuan sepanjang jurus perlapisannya berbeda litologinya maka dikatakan bahwa perlapisan batuan tersebut berubah facies. Dengan demikian, konsep perubahan facies terjadi apabila dalam satu lapis batuan terdapat sifat, fisika, kimia, dan biologi yang berbeda satu dengan lainnya.

3. Keselarasan dan Ketidakselarasan (Conformity dan Unconformity)

a)                  Keselarasan (Conformity): adalah hubungan antara satu lapis batuan dengan lapis batuan lainnya diatas atau dibawahnya yang kontinyu (menerus), tidak terdapat selang waktu (rumpang waktu) pengendapan. Secara umum di lapangan ditunjukkan dengan kedudukan lapisan (strike/dip) yang sama atau hampir sama, dan ditunjang di laboratorium oleh umur yang kontinyu.

b)                  Ketidak Selarasan (Unconformity): adalah hubungan antara satu lapis batuan dengan lapis batuan lainnya (batas atas atau bawah) yang tidak kontinyu (tidak menerus), yang disebabkan oleh adanya rumpang waktu pengendapan. Dalam geologi dikenal 3 (tiga) jenis ketidak selarasan, yaitu (lihat gambar 1.3):

Gambar 1.3 Tiga jenis bentuk ketidakselarasan dalam geologi: Angular unconformity, Disconformity, dan Nonconformity

KOMPAS GEOLOGI

1. Kompas Geologi dan Bagian-Bagiannya

Kompas Klinometer dan ”hand level” merupakan alat-alat yang dipakai dalam berbagai kegiatan survei, dan dapat digunakan untuk mengukur kedududkan unsur-unsur struktur geologi. Kompas geologi merupakan kombinasi dari ketiga fungsi alat tersebut. Jenis kompas yang akan dibahas disini adalah ”Brunton” atau tipe Brunton dari berbagai merk.

Bagian-bagian utama kompas geologi terdiri dari :

a. Jarum magnet

Ujung jarum bagian utara selalu mengarah kekutub utara magnet bumi. Dalam hal ini arah utara sebenarnya harus dikoreksi terhadap deklinasi dan inklinasi yang harganya tergantung dari posisi kutub magnet bumi dimana kompas tersebut digunakan. Penting sekali untuk memperhatikan dan kemudian mengingat-ingat tanda yang digunakan untuk mengenal ujung utara jarum kompas itu. Biasanya diberi warna (merah, biru, atau putih).

b. Lingkaran pembagian derajat (Graduated circle)

Dikenal 2 macam jenis kompas yaitu kompas azimuth dengan pembagian derajat dimulai 0^o arah utara (N) samapi 360^o, tertulis berlawan dengan arah perputaran jarum jam dan kwadra, denganpembagian derajat dimulai 0^o pada arah utara (N) dan selatan (S), sampai 90^o pada arah timur (E) dan barat (W).

c. Klinometer

Klinometer adalah bagian kompas untuk mengukur besarnya kecondongan atau kemiringan suatu bidang atau lereng.

d. Penunjuk Arah (sighting arm)

Gunanya adalah untuk menunjukkan arah mata angin sesuai jarum kompas.

Gambar 1. Bagian-Bagian Kompas

KLASIFIKASI SUMBERDAYA DAN CADANGAN BATUBARA DIDASARKAN PADA TINGKAT KEYAKINAN GEOLOGI DAN KAJIAN KELAYAKAN

Pengelompokan tersebut mengandung dua aspek, yaitu aspek geologi dan aspek ekonomi. Klasifikasi sumberdaya batubara adalah sebagai berikut:

1. Sumber Daya Batubara Hipotetik (Hypothetical Coal Resource)

Sumber daya batubara hipotetik adalah batubara di daerah penyelidikan atau bagian dari daerah penyelidikan, yang dihitung berdasarkan data yang memenuhi syarat-syarat yang ditetapkan untuk tahap penyelidikan survei tinjau. Sejumlah kelas sumber daya yang belum ditemukan yang sama dengan cadangan batubara yg diharapkan mungkin ada di daerah atau wilayah batubara yang sama dibawah kondisi geologi atau perluasan dari sumberdaya batubara tereka. Pada umumnya, sumberdaya berada pada daerah dimana titik-titik sampling dan pengukuran serat bukti untuk ketebalan dan keberadaan batubara diambil dari distant outcrops, pertambangan, lubang-lubang galian, serta sumur-sumur. Jika eksplorasi menyatakan bahwa kebenaran dari hipotesis sumberdaya dan mengungkapkan informasi yg cukup tentang kualitasnya, jumlah serta rank, maka mereka akan di klasifikasikan kembali sebagai sumber daya teridentifikasi (identified resources).

2. Sumber Daya Batubara Tereka (inferred Coal Resource)

Sumber daya batubara tereka adalah jumlah batubara di daerah penyelidikan atau bagian dari daerah penyelidikan, yang dihitung berdasarkan data yang memenuhi syarat-syarat yang ditetapkan untuk tahap penyelidikan prospeksi.

Titik pengamatan mempunyai jarak yang cukup jauh sehingga penilaian dari sumber daya tidak dapat diandalkan. Daerah sumber daya ini ditentukan dari proyeksi ketebalan dan tanah penutup, rank, dan kualitas data dari titik pengukuran dan sampling berdasarkan bukti geologi dalam daerah antara 1,2 km – 4,8 km. termasuk antrasit dan bituminus dengan ketebalan 35 cm atau lebih, sub bituminus dengan ketebalan 75 cm atau lebih, lignit dengan ketebalan 150 cm atau lebih.

3. Sumber Daya Batubara Tertunjuk (Indicated Coal Resource)

Sumber daya batubara tertunjuk adalah jumlah batubara di daerah penyelidikan atau bagian dari daerah penyelidikan, yang dihitung berdasarkan data yang memenuhi syarat-syarat yang ditetapkan untuk tahap eksplorasi pendahuluan.

IDENTIFIKASI MINERAL PADA POSISI NIKOL SILANG

Pengamatan nikol silang dilakukan jika sayatan berada pada diagonal sumbu C, yaitu dengan memasang prisma polarisasi bagian atas. Sifat-sifat optis mineral yang diamati pada posisi nikol silang adalah birefringence (interference ganda), twinning (kembaran): tipe kembaran dan arah orientasinya dan sudut gelapan: sejajar / miring pada sudut berapa.

Sifat Birefringence (BF)

Standardisasi sayatan tipis memiliki ketebalan 0,03 mm. Dalam sayatan tipis, interference mineral harus dapat diamati, yang hanya dapat dalam sayatan tipis 0,03 mm. Ct. warna interference kuarsa terrendah berada pada orde pertama putih (abu-abu) atau mendekati warna kuning orde I. Warna interference dapat dilihat dari posisi horizontal sayatan. Setelah warna interference diketahui, pengamatan dilanjutkan melalui garis diagonalnya hingga didapatkan sifat birefringence (BF). Dari posisi birefringence, dengan meluruskan ke bawah melalui garis diagonal ke perpotongannya, akan diketahui ketebalan standarnya, apakah lebih tebal atau tidak dari 0,03 mm. Orde warna interference dan birefringence menggunakan tabel warna Michel-Levy.

Birefringence ditentukan dari refraksi ganda pada pantulan sinar maximum (warna orde tertinggi). BF dapat dilihat jika posisi sayatan berada pada sudut pemadaman 45^O terhadap nikol. BF dapat digunakan (bertujuan) untuk menguji ketebalan sayatan kristal. Sifat BF mineral dapat dilihat pada table sifat-sifat mineral (Bloss, 1961; Kerr, 1959; Larsen and Berman, 1964; Rogers and Kerr, 1942) yang disertai dengan perubahan antara indeks refraksi tertinggi dan terrendahnya.

Sifat difraksi maximum biasanya juga dapat diperikan dalam sifat ini. Jika obyek memiliki belahan jelas atau bentuk kristalnya terorientasi pada keping gelas dasarnya, beberapa partikel harus disusun ulang hingga berorientasi baru, yaitu dengan membuka cover glass dan mineral didorong secara horizontal. Birefringence secara relatif sama pada setiap kelompok (kelas) mineral yang sama, ct. piroksen, amfibol dan plagioklas. Indeks refraksi dan warna mungkin berbeda di antara satu kelompok mineral, namun warna BF-nya hampir sama.

BF dapat diamati di bawah mikroskup dengan memasang lensa Bertrand (keping gipsum). Lensa Bertrand keberadaannya sering terpisah dari mikroskop. Lensa ini dapat dilepaskan. Sifat BF dapat diamati pada posisi nikol silang, yaitu dengan memasang lensa Bertrand pada posisinya (yaitu di atas analyzer). Perubahan warna yang dihasilkan biasanya ditentukan oleh warna reliefnya dan ketebalan sayatannya.

Jika reliefnya rendah (tidak berwarna) maka memiliki sifat BF tinggi. Kanada balsam memiliki sifat BF tertinggi hitam.

Gambar 1. Diagram Michel-Levy untuk mengetahui orde warna BF pada mineral; yaitu warna interferene maksimum yang dapat dilihat setelah lensa Bertrand (keping/prisma gips) dipasang

Gambar 2. Warna interferene maksimum yang dapat dilihat setelah lensa Bertrand (keping/prisma gips) dipasang