Karakteristik tersebut tidak selalu harus ada pada suatu endapan turbidit. Dalam hal ini lebih merupakan suatu alternatif, mengingat bahwa suatu

Transkripsi

1 Endapan Turbidit Turbidit : suatu sedimen yang diendapkan oleh mekanisme arus turbid (turbidity current), sedangkan arus turbid itu sendiri adalah suatu arus yang memiliki suspensi sedimen dan mengalir pada dasar tubuh cairan, karena mempunyai kerapatan yang lebih besar daripada cairan tersebut.(keunen dan Migliorini, 1950). Ciri-ciri endapan Turbidit : Endapan turbidit mempunyai karakteristik tertentu yang sekaligus dapat dijadikan sebagai ciri pengenalnya. Namun perlu diperhatikan bahwa ciri itu bukan hanya berdasarkan suatu sifat tunggal sehingga tidak bisa secara langsung untuk mengatakan bahwa suatu endapan adalah endapan turbidit. Hal ini mengingat bahwa banyak struktur sedimen tersebut, yang juga berkembang pada sedimen yang bukan turbidit (Keunen, 1964). Karakteristik endapan turbidit pada dasarnya dapat dikelompokan ke dalam dua bagian besar berdassarkan litologi dan struktur sedimen, yaitu : 1)Karakteristik Litologi a)terdapat perselingan tipis yang bersifat ritmis antar batuan berbutir relatif kasar dengan batuan yang berbutir relatif halus, dengan ketebalan lapisan beberapa milimeter sampai beberapa puluh centimeter. Umumnya perselingan antar batupasir dan serpih. Batas atas dan bawah lapisan datar, tanpa adanya penggerusan (scouring). b)pada lapisan batuan berbutir kasar memiliki pemilahan buruk dan mengandung mineralmineral kuarsa, feldspar, mika, glaukonit, juga banyak didapatkan matrik lempung. Kadangkadang dijumpai adanya fosil rework, yang menunjukan lingkungan laut dangkal. c)pada beberapa lapisan batupoasir dan batulanau didapatkan adanya fragmen tumbuhan. d)kontak perlapisan yang tajam, kadang berangsur menjadi endapan pelagik. e)pada perlapisan batuan, terlihat adanya struktur sedimen tertentu yang menunjukan proses pengendapannya, yaitu antara lain perlapisan bersusun, perlapisan sejajar, perlapisan bergelombang, konvolut, dengan urut-urutan tertentu. f)tak terdapat struktur sedimen yang memperlihatkan ciri endapan laut dangkal maupun fluvial, antara lain pengerukan, silang siur, dll. g)sifat-sifat penunjukan arus, memperlihatkan pola aliran yang hampir seragam saat suplai terjadi.

2 Karakteristik tersebut tidak selalu harus ada pada suatu endapan turbidit. Dalam hal ini lebih merupakan suatu alternatif, mengingat bahwa suatu endapan turbidit juga dipengaruhi oleh faktor-faktor lainnya yang akan memberikan ciri yang berbeda dari suatu tempat ke tempat lain. 2)Karakteristik Struktur sedimen Menurut Bouma (1962) dalam hal pengenalan endapan turbidit salah satu ciri yang penting adalah struktur sedimen, karena mekanisme pengendapan arus turbid memberikan karakteristik sedimen tertentu. Banyak klasifikasi struktur sedimen hasil mekanisme arus turbid, salah satunya karakteristik genetik dari Selly (1969). Selly (1969) mengelompokan struktur sedimen menjadi 3 berdasarkan proses pembentukannya : a)struktur Sedimen Pre-Depositional Merupakan struktur sedimen yang terjadi sebelum pengendapan sedimen, yang berhubungan dengan proses erosi oleh bagian kepala (head) dari suatu arus turbid (Middleton, 1973). Umumnya pada bidang batas antara lapisan batupasir dan serpih. Beberapa struktur sedimen yang antara lain flute cast, groove cast. b)struktur Sedimen Syn-Depositional Struktur yang terbentuk bersamaan dengan pengendapan sedimen, dan merupakan struktur yang penting dalam penentuan suatu endapan turbidit. Beberapa struktur sedimen yang penting diantaranya adalah perlapisan bersusun, perlapisan sejajar dan perlapisan bergelombang. c)struktur Sedimen Post-Derpositional Struktur sedimen yang dibentuk setelah terjadi pengendapan sedimen, yang umumnya berhubungan dengan proses deformasi. Salah satunya struktur pembebanan. Sam Boggs (1995) mengklasifikasikan struktur sedimen dengan menghubungkan struktur stratifikasi dan bentuk dasar. (Table 2.2). Struktur stratifikasi dibagi menjadi 4 : (1)Bedding dan lamination (2)Bedforms (3)Cross lamination (4)Irregular stratification Struktur sedimen dibagi 4 berdasarkan proses terjadinya, yaitu : 1)Strutur yang terjadi karena proses sedimentasi 2)Struktur yasng terjadi karena adanya deformasi 3)Struktur yang terjadi karena erosi

3 4)Struktur yang terbentuk dari aktivitas biogenic Umumnya struktur sedimen yang ditemukan pada endapan turbidit adalah struktur sedimen yang terbentuk karena proses sedimentasi, terutama yang terjadi karena proses pengendapan suspensi dan arus. Bouma (1962) memberikan urutan ideal endapan turbidit yang dikenal dengan Bouma Sequence, dari interval a-e. Urut-urutan endapan turbidit yang umumnya berupa perselingan antara batupasir dan batulempung merupakan suatu satuan yang berirama (ritmis), dimana setiap satuan merupakan hasil episode tunggal dari suatu arus turbid. Bouma Sequence yang lengkap dibagi 5 interval, peralihan antara satu interval ke interval berikutnya dapat secara tajam, berangsur, atau semu, yaitu : 1)Gradded Interval (Ta) Merupakan perlapisan bersusun dan bagian terbawah dari urut-urutan ini, bertekstur pasir kadang-kadang sampai kerikilatau kerakal. Struktur perlapisan ini menjadi tidak jelas atau hilang sama sekali apabila batupasir penyusun ini terpilah baik. Tanda-tanda struktur lainnya tidak tampak. 2)Lower Interval of Parallel Lamination (Tb) Merupakan perselingan antara batupasir dengan serpih atau batulempung, kontak dengan interval dibawahnya umumnya secara berangsur. 3)Interval of Current Ripple Lamination (Tc) Merupakan struktur perlapisan bergelombang dan konvolut. Ketebalannya berkisar antara 5-20 cm, mempunyai besar butir yang lebih halus daripada kedua interval dibawahnya. (Interval Tb). 4)Upper Interval of Parallel Lamination (Td) Merupakan lapisan sejajar, besar butir berkisar dari pasir sangat halus sampai lempung lanauan. Interval paralel laminasi bagian atas, tersusun perselingan antarabatupasir halus dan lempung, kadang-kadang lempung pasirannya berkurang ke arah atas. Bidang sentuh sangat jelas. 5)Pelitic Interval (Te) Merupakan susunan batuan bersifat lempungan dan tidak menunjukan struktur yang jelas ke arah tegak, material pasiran berkurang, ukuran besar butir makin halus, cangkang

4 foraminifera makin sering ditemukan. Bidang sentuh dengan interval di bawahnya berangsur. Diatas lapisan ini sering ditemukan lapisan yang bersifat lempung napalan atau yang disebut lempung pelagik. Urut-urutan idealseperti diatas mungkin tak selalu didapatkan dalam lapisan, dan umumnya dapat merupakan urut-urutan internal sebagai berikut (Gb.2.5) : 1)Base cut out sequence. Urutan interval ini merupakan urutan turbidit yang lebih utuh, sedangkan bagian bawahnya hilang. Bagian yang hilang bisa Ta, Ta-b, Ta-c dan Ta-d. 2)Truncated sequence Urutan interval yang hilang dari sekuen yang hilang adalah bagian atas, yaitu : Tb-e, Tce, Td-e, Te. Hal ini disebabkan adanya erosi oleh arus turbid yang kedua. 3)Truncated base cut out sequence Urutan ini merupakan kombinasi dari kedua kelompok base cut out sequence dan truncated sequence yaitu bagian atas dan bagian bawah bisa saja hilang. Penjelasan : Endapan sedimen tersusun dari bahan yang sangat tercampur aduk dan sangat beragam yang dilonggokkan sebagai tubuh yang setengah cair oleh longsoran gayaberat atau nendatan bawah laut dari sedimen belum mengeras. Endapan tersebut merupakan satuan stratigrafi seperti lensa; dapat dipetakan; kurang memiliki perlapisan yang asli akan tetapi tersisipkan secara normal di antara sekuen perlapisan. Melange Melange merupakan kelompok campuran batuan Pra Tersier dari berbagai jenis dan umur batuan yang berbeda beda (berkisar antara jt th), yang telah mengalami proses deformasi (ubahan) baik pada struktur maupun komposisinya. Kelompok batuan yang disebut tektonik mélange terdiri atas percampuran dari berbagai satuan batuan dengan hubungan struktur dan stratigrafi yang tidak koheren, terdiri dari fragmen atau blok batuan ofiolitik, batuan metamorfik derajat rendah dan metasedimen yang tercampur dalam massa dasar lempung yang tergerus (pervasively sheared). Kenampakan rekahan gerus dengan permukaan berupa cermin sesar (slickenside), blok batuan exotic dan native berukuran dari ratusan meter hingga dapat dipetakan, mengambang dalam massa dasar yang lebih halus, yakni terdiri dari lempung abu abu gelap hitam yang mempunyai sifat tergerus. Batuan penyusun mélange umumnya terdeformasi secara intensif dari berbagai kejadian, fasies dan umur yang tersingkap berulang dan berubah secara tiba tiba pada jarak yang relatif dekat. Adanya gejala tumbukan lempeng litosfer menyebabkan terbentuknya kelompok tatanan geologi yang kompleks dan menghasilkan percampuran kelompok batuan tersebut.

5 Olistostrom adalah kelompok batuan yang terbentuk karena adanya pengendapan materialmaterial sedimen pada cekungan-cekungan yang terbentuk oleh sesar-sesar naik akibat deformasi batuan (pada zona melange). Kelompok batuan pada olistotrom ini dapat merupakan fragmen batuan-batuan (olistolith atau exotic block) yang mengambang dalam massa dasar lempung. Batuan olistostrom dapat disebut juga sebagai sedimentary melange, dikarenakan proses terbentuknya tadi yang berada di cekungan-cekungan hasil proses deformasi pada melange. Oleh karena itu dalam rekaman stratigrafi kelompok batuan yang melange akan berada di bawah dari kelompok batuan olistotrom. Olistostrom merupakan unit stratigrafi yang umumnya dapat dibedakan antara formasi di atasnya dengan di bawahnya oleh adanya kontak deposisional. Akan tetapi dengan adanya ophiolite, chert, batuan metamorf dan sedimen yang didominsasi oleh matrik pelitik yang tertembus dan terpotong memungkinkan disebut sebagai melange atau olistostrom yang tergerus. Rijang merupakan batuan sedimen yang diendapkan di laut dalam (abyssal), yang berdasarkan kandungan fosil renik Radiolaria (Wakita,dkk 1996) menunjukan bahwa satuan ini berumur kapur atas, sedangkan batugamping merah adalah endapan plankton gampingan yang mungkin terkumpul pada bagian-bagian meninggi setempat-setempat. Kebanyakan perlapisan rijang tersusun oleh sisa organisme penghasil silika seperti diatom dan radiolaria. Endapan tersebut dihasilkan dari hasil pemadatan dan rekristalisasi dari lumpur silika

6 organik yang terakumulasi pada dasar lautan yang dalam. Lumpur tersebut bersama-sama terkumpul dibawah zona-zona plangtonik radiolaria dan diatom saat hidup di permukaan air dengan suhu yang hangat. Saat organisme tersebut mati, cangkang mereka diendapkan perlahan di dasar laut dalam yang kemudian mengalami akumulasi yang masih saling lepas. Materialmaterial tersebut diendapkan jauh dari busur daratan hingga area dasar samudra, saat suplai sedimen terrigenous rendah, dan pada bagian terdalam dari dataran abyssal terdapat batas ini dinamakan carbonate compensation depth (CCD), dimana akumulasi material-material calcareous tidak dapat terbentuk. Hal ini dikarenakan salah satu sifat air adalah air dingin akan mengikat lebih banyak CO2 dibandingkan air hangat. Di laut, terdapat satu batas yang jelas di mana kandungan CO2 di bawah lebih tinggi. Di bawah batas tersebut, kandungan CO2 sangat tinggi akibatnya organisme yang mengandung karbonat akan larut di CCD sehingga tidak akan mengendap karena tidak pernah sampai ke dasar laut. Carbonate compensation depth ini terletak sekitar kedalaman 2500 meter atau 2,5 kilometer di bawah permukaan laut. Di atas carbonate compensation depth, sekitar 2000 meter, terdapat suatu daerah yang disebut lysocline. Di sini, sebagian karbonat sudah mulai melarut sebagian. Berberapa perlapisan rijang belum tentu berasal dari bahan organik. Bisa saja berasal dari presipitasi silika yang berasal dari dapur magma yang sama pada basaltik bawah laut (lava bantal) yang mengalami presipitasi bersamaan dengan perlapisan rijang. Proses pembentukan rijang belum jelas atau disepakati, tapi secara umum dianggap bahwa batuan ini terbentuk sebagai hasil perubahan kimiawi pada pembentukan batuan endapan terkompresi, pada proses diagenesis. Ada teori yang menyebutkan bahwa bahan serupa gelatin yang mengisi rongga pada sedimen, misalnya lubang yang digali oleh mollusca, yang kemudian akan berubah menjadi silikat. Teori ini dapat menjelaskan bentuk kompleks yang ditemukan pada rijang. Akibat adanya arus konveksi yang terjadi pada lapisan astenosfer, menyebabkan kerak bumi (crust) mengalami pergerakan (Gbr. 3). Ada yang mengalami pergerakan konvergen, divergen, dan transform plate boundary.

7 Gbr. 4. Pergerakan lempeng samudera (mid-ocean ridges). Gunung api bawah laut terbentuk pada pada daerah Pemekaran Kerak Samudera (zona divergen). Karena adanya arus konveksi yang berlawanan (saling bertolak belakang), menyebabkan kedua lempeng semakin menjauh (Gbr. 4). Pada proses ini menyebabkan zona pemekaran menjadi tipis. Hal ini menyebabkan cairan pijar (magma) dari lapisan astenosfer menembus dan menerobos kerak melalui zona yang tipis. Karena pengaruh pendinginan secara tiba-tiba akibat temperatur yang sangat berbeda, menyebabkan magma ini membeku secara tiba-tiba dan membentuk gugusan gunung api bawah laut yang masih aktif. Pada umumnya pada daerah gugusan gunung api bawah laut dijumpai lava bantal akibat pembekuan yang secara tiba-tiba kontak dengan air (Gbr. 5). Pada umumnya, gunung api yang terbentuk pada zona ini mempunyai ukuran yang cukup besar. Pembentukan gugusan gunung api bawah laut berada pada sepanjang daerah pemekaran lantai dasar samudera (Gbr. 6).

8 Gbr. 5. Lava bantal yang merupakan hasil proses pembekuan magma secara tiba-tiba akibat kontak dengan air. Gbr. 6. Ilustrasi gugusan gunung api bawah laut di sepanjang zona pemekaran lantai dasar samudera (zona divergen). GEO] PENDAHULUAN TEKTONIKA

9 Posted on 20:43 by Jurnal Geologi Litosfer disusun oleh benda padat yang keras (rigid) dan selalu bergerak di atas lapisan mantel yang bersifat mobile. Hasil penelitian geologi dan geofisika menunjukan bahwa kulit bumi ini tersusun atas sejumlah lapisan (lempengan) batuan yang memiliki ukuran dan sifat fisik-kimia berlainan. Lempeng kerak bumi tersebut diatas dapat dipisahkan oleh jalur subduksi, rifting dan strike slip (Hamilton, 1979). Masing-masing lempeng dapat dilihat pada gambar Dalam pergerakan lempeng-lempeng litosfera dikenal tiga jenis interaksi lempeng yaitu (Gambar 1.1 dan 1.2) : 1. Divergen (divergent), apabila dua lempeng bergerak saling menjauh disertai proses pembentukan litosfera baru melalui rekahan yang meregang (Mid Oceanic Ridges). 2. Konvergen (convergent), apabila dua lempeng saling mendekat, dicirikan dengan adanya tumbukan dimana salah satu lempeng akan menunjam dan menyusup ke bawah lempeng lainnya, serta adanya Benioff zone yaitu suatu jalur bergempa yang miring dengan sudut beragam. Gerak konvergensi ditunjukkan dengan adanya penunjaman (subduction) lempeng samudera dibawah lempeng benua dan pertumbukan (collision) antara lempeng benua dengan lempeng benua atau lempeng benua dengan busur kepulauan. Dalam kawasan konvergensi lempeng apabila salah satu lempeng merupakan kerak samudera, maka akan mencerminkan suatu bentuk busur kepulauan (Dickinson, 1971). Daerah penyusupan (subduction zone) merupakan pusat-pusat orogen yang meliputi pertumbukan benua, pengerutan lapisan, penebalan kerak dan pembumbungan isostasi bersama kegiatan magmatik dan metamorfisma. 3. Sesar transform (transform fault, fracture zone), apabila dua lempeng bergerak saling berpapasan pada lantai samudera, umumnya sesar transform berasosiasi dengan punggungan dan celah (Menard dan Chase, 1970). Gambar 1.1. Sistem interaksi lempeng : Transform, konvergen dan divergen

10 Gambar 1.2. Blok diagram : Transform, konvergen dan divergen Berdasarkan konsep tektonik lempeng, sistem busur kepulauan (Gambar 1.3 dan 1.4) merupakan sistem palung busur (arc-trench system) yang terdiri atas palung laut dalam (oceanic trench), rumpang palung busur (arc-trench gap) atau cekungan muka busur (fore arc basin), busur vulkanik (volcanic arc) dan cekungan belakang busur (back arc basin atau foreland basin). Gambar 1.3. Sistem busur kepulauan (Dickinson, 1971). Gambar 1.4. Tiga jenis interaksi lempeng konvergen.

11 Gambar 1.5. Lingkungan tektonik pada habitan tektonik konvergent antara lempeng benua dan lempeng samudra Pada bagian palung laut dalam terbentuk prisma akresi disertai gerak-gerak pensesaran dan pelenturan yang terpusat pada bagian bawah palung laut sehingga menghasilkan mélange yang terdiri dari endapan turbidit, ofiolit, olistostrom dan batuan malihan fasies sekis hijau dan sekis biru. Kelompok batuan penyusun palung terdiri dari lava bersifat basalt dan lava bantal dasar samudera disertai oleh rijang dan sedimen argilit; sedimen turbidit dan klastik; dan kumpulan batuan basa dan ultrabasa (ofiolit). Cekungan muka busur (fore arc basin) terletak diantara palung laut dan busur vulkanik, merupakan suatu cekungan tempat terjadinya pengendapan sedimen. Dalam beberapa cekungan ini terdapat suatu peninggian setempat disebut outer arc ridges (Karig, 1970) yang bentuknya memanjang dan muncul berupa deretan pulau-pulau. Sedimentasi pada cekungan ini meliputi endapan fasies dangkal dan turbidit yang diendapkan pada lereng dan dalam cekungan. Busur vulkanik (volcanic arc) dicirikan oleh terdapatnya batuan vulkanik seri kalk-alkali yang umumnya berwujud piroklastika, batuan sedimen vulkanik klastik dan granit. Cekungan belakang busur (back arc basin) terletak di belakang busur vulkanik, merupakan tempat diendapkannya sedimen, terutama yang berasal dari busur vulkanik dan benua. Untuk wilayah Asia Tenggara dan khususnya untuk Indonesia, pada akhir Kenozoikum, strukture style dipengaruhi oleh interaksi tiga buah lempeng kerak bumi (Gambar 1.6), masingmasing adalah Lempeng Eurasia di bagian utara, Lempeng Samudera Pasifik di bagian timur dan Lempeng Samudera India-Australia di bagian selatan (Katili, 1973 dan Hamilton, 1979). Dengan asumsi Lempeng Eurasia relatif diam dan Lempeng Pasifik bergerak ke arah barat sedangkan Lempeng Hindia-Australia bergerak ke arah utara maka ketiga lempeng tersebut saling bertumbukan membentuk busur kepulauan yang aktif secara tektonik hingga sekarang. Bukti yang menunjukan bahwa tektonik di Indonesia ini aktif antara lain dijumpai banyaknya gunungapi aktif (sekitar 129 buah) serta seringnya terjadi peristiwa gempa bumi pada batas-batas

12 interaksi lempeng (Katili dan Siswowidjojo,1994). Gambar 1.6. Triple junction antara plate Eurasia, Pasifik dan Hindia. Secara umum diketahui bahwa kerangka fisiografi kepulauan Indonesia dipengaruhi oleh adanya dua daerah paparan (tanah/daratan) dengan inti kerak yang stabil (Gambar 1.7. dan 1.8.). Kedua paparan tersebut adalah paparan Sunda yang menempati bagian barat kawasan Indonesia dan yang lainnya adalah paparan Sahul-Arafura yang menempati bagian timur Indonesia (Katili, 1973). Daerah yang terapit kedua paparan itu berupa busur kepulauan (gugusan kepulauan) yang rumit geologinya serta cekungan laut dalam yang membentang diantara kedua daerah paparan tersebut (Van Bemmelen, 1949). Gambar 1.7. Kerangka Tektonik Indonesia Bagian Barat (Katili dalam Schlumberger, 1986)

13 Paparan Sunda adalah bagian dari Lempeng Eurasia (yang untuk sebagian besar terbenam di bawah lautan) yang meliputi Semenanjung Malaya, bagian terbesar Pulau Sumatera, Pulau Kalimantan, Pulau Jawa dan sebagian besar Laut Jawa serta bagian selatan Laut Cina Selatan. Paparan ini terdiri atas batuan sedimen, batuan beku dan batuan metamorf berumur pratersier yang telah terdeformasi kuat dibawah pengaruh gerakan tektonik dan penujaman selama Zaman Tersier. Batas antara lempeng Hindia-Australia dan lempeng Eurasia di barat Sumatera dan di selatan Jawa serta Nusa Tenggara, dicirikan oleh sistem palung-busur (arc trench system) yang dinamakan sebagai Palung Sunda (Sunda trench) yang membentang sepanjang kurang lebih 5000 km (Hamilton, 1979). Paparan Sahul-Arafura merupakan bagian dari lempeng benua Samudera India-Australia, yang membentang mulai dari bagian barat Papua, melewati Laut Arafura, bagian selatan Laut Timor berlanjut ke arah selatan hingga mendekati daratan Australia sekarang. Ke arah selatan dari paparan Arafura ini, terhampar Paparan Australia yang meliputi runtunan batuan malihan berumur mulai dari Paleozoikum hingga endapan sekarang. Wilayah lain di Indonesia yang terletak diantara Paparan Sunda dan Paparan Sahul-Arafura merupakan daerah yang paling aktif secara tektonik pada saat ini. Zona aktif secara tektonik tersebut dicerminkan dengan berkembangnya gugusan pulau berupa busur-dalam bergunungapi dan sederet pulau non-volkanik dengan intensitas struktur (deformasi) yang tinggi. Rangkaian (busur) gunungapi di Indonesia itu mencakup Sumatera, Jawa, Bali, Lombok, Sumbawa, Flores dan pulau kecil-kecil di seputar Laut Banda. Sedangkan untuk busur luar nonvolkanik membentuk deretan pulau kecil di barat Sumatera, seperti Pulau Simeulue, Nias, Kepulauan Mentawai, Enggano dan pulau kecil lainnya. Jalur busur luar non-volkanik ini terus berlanjut ke punggung bawah laut di selatan Jawa (tinggiannya tidak / belum membentuk kepulauan), dan terus berlanjut ke timur melewati deretan pulau tak bergunungapi seperti Pulau Timor, Tanimbar, Kei dan kemudian Seram yang dianggap masih tercakup didalamnya (Umbgrove, 1949).