PENGEMBANGAN KAWASAN PANTAI KAITANNYA DENGAN GEOMORFOLOGI

1. PENDAHULUAN

1.1. Wilayah pantai, seperti juga wilayah-wilayah lain di bumi, terbentuk oleh berbagai proses geologi yaitu proses endogen yang diprakarsai oleh proses yang terjadi dari dalam bumi, dan proses exogen yang dimotori oleh kegiatan dari luar bumi.

Proses endogen bermula dari gerak-gerak daari dalam bumi seperti gempa bumi, letusan gunungapi; proses tersebut membentuk benua, lautan, deretan pegunungan, dsb. Proses exogen diprakarsai oleh pancaran sinar matahari, kegiatan atmosfir tanah, erosi oleh air/angin/es, transport sediment, dan sedimentasi di berbagai tempat.

1.2. Pemanasan global merupakan bagian dari aktivitas iklim dan cuaca secara global yang penyebabnya tidak mudah untuk diketahui dengan pasti antara lain oleh :

– menaiknya intensitas radiasi matahari (?)

– variasi dari perputaran bumi, dan berubahnya sumbu bumi (?)

– faktor geologi : berkurangnya ketinggian daratan oleh berbagai sebab sehingga berkurangnya curah hujan, berkembangnya tudung es di ketinggian sehingga turut “memanaskan” bumi secara global

– menaiknya jumlah karbon dioxida di udara oleh berbagai faktor; sebaliknya menurunnya karbon dioxida yang disertai dengan naiknya permukaan daratan ke elevasi yang lebih tinggi akan dapat menurunkan suhu bumi dan menimbulkan glasiasi

– pergerakan benua ke arah wilayah ayang labil tinggi temperaturnya juga dapat menyebabkan melelehnya es.

1.3. Wilayah pantai merupakan wilayah pertemuan antara daratan dan lautan. Perubahan-perubahan yang terjadi sebagai akibat proses endogen dan exogen akan dapat terlihat pada wilayah tersebut, baik perubahan dari geomorfologi, proses-proses erosi dan sedimentasi, jenis tanah dan batuan sedimen yang terbentuk, kondisi hidrogeologi, berbagai proses bencana alam, dan perubahan ekosistem maupun lingkungan manusia

1.4. Wilayah pantai yang umumnya datar, berbatasan dengan laut, banyak sungai, airtanah yang relatif dangkal, serta terkadang mengandung mineral ekonomis, berpandangan indah dan mempunyai terumbu karang tentu sangat menarik dan dapat mendukung berbagai pembangunan. Kota-kota, pelabuhan, pertanian dan perikanan, wisata bahari, kawasan industri, bahkan kadang-kadang penambangan mineral dan bahan bangunan dapat berkembang di wilayah pantai. Banyak kota besar, kota pelabuhan, kota perdagangan, dan ibu kota negara atau ibu kota daerah berada di sana.

Pemanasan global yang berakibat naiknya muka laut dengan demikian akan dapat menimbulkan dampak yang serius bagi wilayah pantai tersebut.

2. JENIS-JENIS PANTAI

Bentuk-bentuk pantai ada berbagai macam sebagai akibat dari berbagai proses geologi yang membentuknya dan batuan serta struktur geologi yang mengendalikannya. Ada pantai yang berbentuk dataran yang landai baik yang sempit maupun yang lebar, atau pantai yang bertebing terjal dan berbatu-batu, dan berteluk-teluk. Berikut ini beberapa ulasan mengenai hal tersebut.

2.1. Bentuk Dan Genesa Pantai

Johnson mengenali berbagai bentuk pantai antara lain :

1) Pantai bertebing terjal dan berteluk-teluk (fyord) :

Pantai berbatasan langsung dengan kaki bukit/gunung atau dengan dataran yang sempit. Teluk-teluk berselingan dengan punggungan bukit dengan berbagai struktur geologi seperti struktur lipatan, patahan, komplex, atau gunungapi. Dasar laut umumnya terjal, langsung ke laut dalam. Gejala demikian terlihat di Dalmasia, Spanyol, Pasifik Selatan, dan mungkin juga di Indonesia bagian Timur. Hal tersebut disebabkan oleh tenggelamnya wilayah tersebut oleh genangan airlaut (submergence).

2) Pantai berdataran yang luas dan panjang :

Pantai ini mempunyai ciri adanya dataran yang luas. Banyak yang lurus, dasar laut yang relatif dangkal dan merupakan hasil endapan sedimen dari daratan, dengan kemiringan kearah laut dalam secara gradual.

Kerja gelombang di pantai menghasilkan berbagai morfologi seperti pematang pantai (barrier bars) laguna (lagoon) dengan “tidal inlet”, dan delta

Banyak dari gejala tersebut di atas dibentuk karena munculnya dasar laut, ke permukaan.

Dalam perkembangannya, kedua jenis pantai tersebut dapat berelevasi ke berbagai bentuk pantai.

Selain kedua jenis pantai tersebut, yang bentuk-bentuknya dipengaruhi oleh kondisi muka laut, maka terdapat pula bentuk-bentuk pantai yang lain :

3) Delta, dataran aluvial, dan “Outwosh Plain”.

Delta merupakan dataran di muara sungai yang terbentuk sebagai akibat dari endapan sedimen di laut yang berasal dari sungai. Berbagai bentuk delta dikenal tergantung kepada kondisi morfologi sungai, morfologi dataran, arah gelombang laut, kedalaman laut, dsb.

Dataran Aluvial merupakan wilayah yang datar atau hampir datar yang terbentuk oleh endapan yang dibawa air. Beberapa jenis bentuk “dataran aluvial” antara lain :

a. Kipas aluvial, berbentuk “kipas” dengan apex berada pada bagian hulu dan kakinya berada di bagian hilir. Umumnya berada pada perbatasan antara wilayah pegunungan/perbukitan dengan wilayah dataran. Kemiringan lereng bervariasi antara 0^o – 30 ^o, makin ke hilir makin mendatar.

b. Dataran sungai; merupakan dataran di dalam tubuh sungai yang terbentuk oleh sedimentasi (point bars). Endapan dapat berupa bongkah, kerakal, kerikil, pasir, lanau, danlempung.

c. Dataran banjir; berupa dataran yang luas yang berada pada kiri kanan sungai yang terbentuk oleh sedimen akibat limpasan banjir sungai tersebut. Umumnya berupa pasir, lanau, dan lumpur.

d. Dataran pantai; suatu dataran di tepi pantai yang terbentuk oleh endapan akibat gelombang laut di saat kondisi pasang dan surut. Umumnya berupa bongkah, kerakal, dan pasir.

e. Dataran rawa; merupakan dataran bekas rawa-rawa dekat pantai, terbentuk sebagai akibat dari kondisi surut muka laut atau naiknya permukaan daratan (emmergence). Terdiri dari tanah pasir halus, lumpur, dan lumpur/tanah organik, gambut.

Segala jenis endapan di wilayah dataran tersebut dia tas umumnya bersifat lepas, lunak, lembek, belulm tersemen kuat sehingga bersifat lolos air, mudah terkikis, mudah ambles khususnya yang bersifat lempung dan organik.

3. BUDIDAYA DI WILAYAH PANTAI

3.1. Daya Dukung Wilayah Pantai

Kawasan pantai umumnya merupakan wilayah yang merupakan koridor pembangunan yang diminati. Hal tersebut disebabkan karena wilayah tersebut mengandung banyak hal yang memberi kemudahan dan memberi daya dukung untuk pembangunan. Kemudahan dan daya dukung tersebut adalah :

1) Wilayah pantai sebagian besar merupakan wilayah dataran dengan kemiringan lereng yang datar atau hampir datar, sehingga mudah dicapai dan banyak pembangunan dapat dilaksanakan.

2) Berbatasan dengan laut sehingga di beberapa tempat dapat dikembangkan menjadi pelabuhan sehingga dapat terjalin komunikasi ke luar pulau, serta adanya wilayah penangkapan dan budidaya perikanan laut.

3) Banyak sungai mengalir dan bermuara di wilayah pantai ini. Sungai dapat menjadi sumbu air tawar, dan muara sungai menjadi wilayah pelabuhan.

4) Tanah di wilayah dataran pantai mempunyai tanah yang lunak, gembur, berpori sehingga dapat menjadi akifer air tanah yang baik dan dangkal dibandingkan dengan wilayah pegunungan. Tanah yang lunak dan gembur merupakan tanah yang relatif mudah digarap menjadi kawasan pertanian dan sawah.

5) Wilayah pantai yang merupakan pertemuan antara daratan dan lautan pada umumnya mempunyai pemandangan yang indah dan mempesona, sehingga dapat berkembang menjadi daerah pariwisata bahari, lebih-lebih jika terdapat terumbu karang.

6) Wilayah pantai merupakan berbagai ekosistem seperti wilayah hutan bakau, terumbu karang, laguna, serta gua-gua pada tebing terjal di pantai, muara sungai/delta, dan pantai landai berpasir.

3.2. Budi Daya Wilayah Pantai

Kondisi wilayah pantai yang demikian menjadikan wilayah tersebut sering merupakan titik permukaan pengembangan wilayah selanjutnya. Banyak kota-kota tua di Dunia dan di Nusantara berawal dari wilayah pantai ini seperti Mesir, Babilonia, Sriwijaya, Sunda Kelapa, Semarang, dsb. Juga pulau-pulau kecil yang letaknya strategis dapat berkembang menjadi kawasan yang disegani seperti P. Malta dilaut Mediteran, P. Singapura, P. Hongkong, dsb.

Selanjutnya, atas berbagai pertimbangan ekonomi, pertahanan, perdagangan, administrasi pemerintaha, dll. Wilayah pantai dapat berkembang menjadi kota pelabuhan, ibu kota daerah/negara, kawasan permukiman, kawasan industri. Pusat listrik tenaga uap (PLTU), kawasan nelayan, pertanian, olah raga air dan bahari, dan kawasan pariwisata, bahkan karena kondisi geologi tertentu menjadi kawasan pertambangan. (Cilacap, Bangka/Biliton/Singkep, dsb.).

Jakarta yang terletak di wilayah pantai yang datar dan luas – menjadi ibu kota negara R.I. dengan pembangunan di wilayah pantai berupa pelabuhan, PLTU, kota pantai, pariwisata dan rekreasi pantai, gedung-gedung pemerintahan dan perdagangan, waduk-waduk pengendali banjir, permukiman dan tambak.

Kota lain seperti Semarang, Surabaya, Ujung Pandang juga terletak di dataran pantai dan juga berkembang menjadi kota besar bahkan kota metropolitan dengan berbagai fasilitasnya.

Kota Palembang, yang terletak di tepi sungai Musi, juga dapat mengalami dampak yangsama sebagai akibat dari kenaikan muka air laut secara global tersebut. Air pasang yang masuk ke dalam sungai Musi akan dapat menjadi banjir yang menggenangi wilayah endapan aluvial dan rawa-rawa di sekitarnya; perlu diingat pula bahwa di tepian sungai Musi di seberang kota Palembang terdapat kota pengolahan dan pelabuhan wilayah yang besar yaitu Plaju dan Sungai Gerong.

4. DAMPAK KENAIKAN MUKA AIR LAUT

Kenaikan muka air laut secara global tentu saja akan banyak pengaruhnya di seluruh wilayah pesisir baik di Indonesia maupun di dunia. Indonesia sebagai negara kepulauan dan maritim tentu saja akan mengalami dampak yang luar biasa besarnya, tergantung kepada seberapa besar kenaikan tersebut. Berikut ini beberapa butir dampak yang mungkin terjadi yaitu dampak terhadap “geologi” dan dampak terhadap sosial, ekonomi.

4.1. Dampak Terhadap Geologi

1) Berkurangnya luas tanah dataran sebagai akibat dari invasi air laut terhadap daratan.

2) Invasi air laut ke daratan menyebabkan terjadinya abrasi sepanjang tepi pantai.

3) Banyak terumbu karang di pantai yang menjadi tenggelam lebih dalam di bawah muka laut.

4) Abrasi pantai yang terjadi dapat diikuti oleh gejala longsoran sepanjang tebing pantai, dan menyebabkan banyak terjadi sedimentasi pula.

5) Invasi muka laut ke arah daratan akan memperpendek aliran sungai dan amengakibatkan gradien sungai menjadi lebih besar: karena sungai menjadi lebih pendek; hal tersebut akan mengakibatkan sedimentasi yang besar di muara sungai masing-masing.

6) Invasi air laut ke daratan akan mengakibatkan kenaikan muka airtanah tetapi sekaligus juga menyebabkan intrusi air laut lebih mengarah ke daratan.

7) Secara keseluruhan kenaikan muka air laut sebagai akibat dari pemanasan global akan mengakibatkan perubahan terhadap peta daratan dunia dan tentu saja Indonesia serta kondisi geologi dan hidrogeologi wilayah pantai.

4.2. Dampak Terhadap Sosial – Ekonomi

Dampak kenaikan muka laut selain mengakibatkan perubahan-perubahan kondisi geologi seperti tersebut di atas – yaitu perubahan letak garis pantai, menyempitnya dataran pantai, banyaknya kejadian longsoran tebing pantai, meluasnya intruai air asin ke arah darat, tenggelamnya terumbu karang, dsb. – tentu saja akan mempengaruhi ekosistem secara keseluruhan. Tidak luput pula mempengaruhi kepada kondisi dan pola pembangunan infra struktur yang menanjak kehidupan modern di masa datang. Seperti yang dikemukakan dalam bab terdahulu bahwa wilayah dataran pantai merupakan wilayah yang banyak mendukung pengembangan pembangunan, permukaan tanah yang datar atau hampir datar, tempatnya yang berbatasan dengan laut, banyak sungai mengalir, air tanah tawar yang relatif dangkal, kemudahan untuk dikerjakan, bahkan kadang-kadang mengandung mineral ekonomis, terumbu karang, serta pemandangan yang indah.

Wilayah yang demikian tu mendukung perkembangan banyak pembangunan dan menarik orang untuk memanfaatkan wilayah tersebut untuk berbagai pengembangan lingkungan binaan : berbagai kawasan permukiman, kawasan pertanian/sawah/dan perikanan, kawasan industri bahkan pertambangan, wisata pantai dan bahari, berbagai pendayagunaan laut dan pantai, serta berbagai sarana dan prasarana.

Dengan terjadinya kenaikan muka laut maka dikhawatirkan terjadi infasi air laut terhadap segala infrastruktur danlingkungan binaan tersebut di atas.

P E N U T U P

1. Tercatat bahwa dari waktu ke waktu suhu udara di bumi dengan perlahan-lahan meningkat. Kemungkinan yang terjadi adalah naiknya muka laut disebabkan oleh melelehnya tudung es dan expansi dari air laut.
2. Kenaikan muka laut diduga berkisar sekitar 0,3 m sampai 2 m sampai tahun 2100 (National Academy of Science, 1989).
3. Kenaikan muka laut dalam jangka panjang akan menimbulkan dampak terhadap kondisi fisik – gologis seperti :

– menyempitnya lahan dataran pantai

– tenggelamnya terumbu karang

– berubahnya wilayah rawa-rawa pantai, laguna, delta, dsb.

– terjadinya abrasi tebing pantai secara lebih luas oleh gelombang laut

– berubahnya gradien sungai yang menjadi lebih besar

– meluasnya intrusi air asin ke arah daratan

Presented by AZIFA ALIVIA FUADI

270110090061

Bentuklahan asal gunungapi (vulkanik)

Bentuklahan gunungapi terbentuk dari hasil endapan gunungapi berupa endapan lava yang membeku dan fragmen – fragmen gunungap, sehingga dapat dibedakan dengan bentuklahan lainnya dan sangat mudah dikenali pada foto udara.

Letusan (erupsi) gunungapi dapat dibedakan berdasarkan material yang keluar dari saluran magma gunungapi atau ” vent ” , yaitu jika material yang dikeluarkan dari saluran magma melalui pusat saluran magama gu –   nungapi / vent disebut sebagai pusat letusan. Material yang keluar melalui celah / rekahan saluran magam disebut sebagai letusan celah / rekahan dan material yang keluar melalui beberapa saluran magma yang tersebar luas pada suatu daerah disebut sebagai daerah letusan.

Klasifikasi ini sulit untuk diterapkan pada setiap kejadian letusan, karena sebuah letusan akan terjadi di sepanjang rekahan (minakat lemah), sehingga pusat letusan besar dapat terjadi melalui sejumlah kerucut parasit (parasit cone) yang terapat disepanjang jalur rekahan pada sayap / lereng gunungapi. Perbedaan pusat letusan dengan letusan yang terjadi melalui rekahan umumnya tergantung pada skala dan tahap pertumbuhan gu –        nungapi, sehingga perbedaan itu akan sangat menonjol. Daerah gunungapi disebut juga “polyrifice” dicirikan oleh tidak pernah terdapat pusat letusan, karena letusan akan terjadi pada titik – titik tertentu dalam kurun waktu yang panjang (Karapetian, 1964).

Struktur tubuh gunungapi cenderung berukuran kecil dan jarang mencapai ketinggian 450 meter. Terak (scoria) lava, kerucut lava, kubah lava dan hamparan lava adalah sebutan jenis – jenis gunungapi yang paling menonjol, sedangkan gunungapi strato sangat jarang atau hampir tidak ada. Sebaran gunungapi pada umumnya tidak beraturan, tetapi tidak menutup kemung-kinan sebaran gunungapi tersebut berkelompok. Kondisi sebaran gunungapi tersebut berdasarkan beberapa penelitian menyebutkan bahwa gunungapi terbentuk bersamaan dengan tumbukan dan pemekaran lempeng, sehingga gunungapi biasanya terbentuk pada sabuk pegunungan Alpen dan sabuk Pasific (gambar    ). Komposisi petrografi batuan penyusun gunungapi pada suatu daerah yang luas akan memiliki kesamaan, sehingga berdasarkan sebaran yang luas dan kesamaan petrografinya, maka jenis gunungapi dapat dibagi menjadi dua kategori, yaitu (1) kerucut dan sebaran kerucut serta hubungan bentuk kubah dan (2) plato dan dataran. Beberapa gunungapai ada yang membentuk sebagian kubah lava dan sebagian lagi membentuk plato vulkanik. Selanjutnya tampilan negatif hasil letusan berupa kaldera yang sa-  ngat luas, sehingga terbentuk danau hasil dari letusan tersebut atau akibat penurunan (depresi) yang terbendung oleh lava yang mengeras.

Secara garis besar klasifikasi gunungapi berdasarkan letusan yang diajukan oleh Lacroix (1908) dan disusun kembali oleh Sapper (1931) adalah sebagai berikut :

Tabel      Jenis gunungapi berdasarkan letusannya.

JENIS GUNUNGAPI	KARAKTERISTIK
1. ICELANDIC	Letusan melalui rekahan, mengeluarkan aliran magma  basalt bebas, tenang, gas sedikit, menghasilkan volume lava yang besar, lava mengalir seperti lapisan pada daerah yang luas, sehingga membentuk plato.
2. HAWAIIAN	Letusan berasal dari rekahan, kaldera dan lubang kawah, lelehan lava diikuti dengan gas, letusan aktif tenang sampai sedang, lava dan gas mengalir dengan cepat sambil menyemburkan api, debu sangat sedikit, membentuk kubah lava.
3. STROMBOLIAN	Kerucut berlapis ((stratocones) sekitar kawah, letusan sedang, berlanjut, melepaskan gas  tidak teratur, me –    nyemburkan gumpalan lava, menghasilkan bomb dan terak (scoria) lava, kegiatan letusan berulang – ulang, dengan semburan lava dan awan panas (seperti uap air) yang naik sampai pada ketinggian tertentu..
4. VULCANIAN	Kerucut berlapis pada bagian tengah saluran magma, kumpulan lava lebih kental, lapisan lava tertumpuk diantara letusan, gas terkumpul di bawah permukaan, letusan bertambah hebat dengan waktu yang cukup lama, sampai terak (scoria) lava hancur, lubang saluran magma bersih. Semburan bomb, batuapung dan debu, lava mengalir dari puncak menuruni lereng setelah letusan utama, awan bercampur debu yang pekat tersembur ke udara membentuk seperti cendawan, debu berlapis sekitar lereng puncak gunungapi. (catatan : letusan pseudo vulkanik memiliki ciri yang sama, tetapi hasilnya menjadi lain (contoh: Hawaiian), yaitu menjadi  phreatic dan meng- hasilkan kabut uap yang sangat luas, membawa fragmen – fragmen lain).

Lanjutan tabel ……

5. VESUVIAN	Letusan lebih hebat daripada jenis strombolian atau vulcanian, letusan hebat terjadi dengan melepaskan gas dari lubang saluran magma yang berbentuk kerucut berlapis (Stratocones), terjadinya letusan setelah gunungapi istirahat cukup lama, saluran magma cenderung menjadi kosong dan cukup dalam, pada suatu letusan lelehan lava menyebar (pada bagian atas mengkilat) disertai dengan semburan asap seperti cendawan yang terus menerus membentuk lapisan debu pada ketinggian tertentu.
6. PLINIAN.	Letusan lebih hebat daripada letusan vesuvian, pada fase utama yang terakhir menyemburkan gas dengan cepat membentuk awan seperti cendawan tegak lurus setinggi beberapa kilometer, menyempit pada bagian bawahnya dan di bagian atasnya menyebar sambil menyebarkan debu.
7. PELE’AN	Menghasilkan lava kental bertekanan tinggi, letusan jarang terjadi, saluran magma gunungapi jenis strato terhalang oleh kubah lava atau lava penyumbat, gas keluar rekahan – rekahan lateral (lereng gunungapi) atau dari saluran yang telah mengalami penghancuran penyumbatnya; debu dan fragmen – fragmen bergerak menuruni lereng dalam satu atau lebih letusan sebagai “nue’es ardentes” atau luncuran awan panas, langsung mengendapkan hasillnya.

Sumber : Van Zuidam (1985 dari Holmes,1975 dan Bullard,1962)

Berdasarkan Ollier(1970), jenis gunungapi dan kawah merupakan hasil endapan lava kental derajat tinggi dari suatu daerah yang sangat luas. Larutan magma (kaya Mg, Fe dan Ca) menguapkan H₂O (uap), SO₂ dan CO₂ serta mengurangi potensi letusan. Magma yang bertemperatur tinggi mengalir keluar secara perlahan – lahan melalui celah – celah / rekahan – rekahan yang terdapat pada gunungapi, seperti rekahan yang disebabkan oleh “horst volcano tectonic” atau lahan yang tergali (R.W. Fairbridge, 1968). Magma kental (banyak mengandung SiO₂ dan alkali) cepat dingin dan melekat, menyimpan lebih banyak gas.

Setelah gerakan magma pada saluran terhenti dan temperatur naik, tekanan gas menyebabkan kawah tua retak, sehingga dapat menyebabkan terjadinya letusan dan penumpukan debu, bara, serta terak (scoria) lava.Letusan biasanya terjadi dari lubang kawah tunggal yang biasa disebut dengan pusat letusan gunungapi. Terjadinya letusan gunungapi dapat dibedakan menjadi dua macam, antara lain  (1) monogenetik, yaitu letusan terjadi sekali, berupa letusan kecil, dan (2) poligenetik, yaitu letusan terjadi beberapa kali, sering menyemburkan lava secara berulang – ulang.

Letusan monogenetik selalu dihubungkan dengan jalur rekahan gunungapi, sebagai contoh jalur rekahan lava yang terbuka sekali, kemudian lava membeku dan muncul kembali di tempat lain. Poligenetik biasanya berhubungan dengan pusat gunungapi. Pada awalnya letusan terjadi dari kawah – kawah kecil kemudian kawah tersebut terkubur oleh limpahan / curahan kawah lainnya (sehingga kawah tumpang tindih) dan pada akhirnya lenyap karena letusan kaldera. Ketika letusan terhenti, endapan lava dan piroklastik membentuk strato vulkanik, lapisan lava dapat dilihat pada dinding – dinding kawah atau lereng – lereng kawah yang tererosi.

Gunungapi lava basa. Lava basa bersifat sangat cair, sehingga dapat menyebar dengan mudah dan meninggikan gunungapi. Ollier (1973) membedakan perisai lava , kubah lava, kerucut lava, gundukan lava dan lava datar (gambar 28). Hamparan batuan gunungapi, terbentuk oleh semburan lava basaltik dan dapat membentuk pilar lava seperti perisai besar, lereng landai (kurang dari 7⁰) dan cembung. Kerucut parasit,  letusan lereng, dan letusan rekahan biasanya berhubungan dengan gunungapi perisai (gunungapi perisai merupakan pernyataan yang kurang tepat, karena merujuk kepada lava perisai, tetapi digunakan untuk gunungapi strato yang besar atau pada suatu lingkungan gunungapi).

Gunungapi berskala kecil  memuntahkan lava cairdan menghasilkan kubah cembung dari pada bentuk perisai, sehingga disebut sebagai kubah lava vulkanik. Perbedaan ukuran yang digunakan tidak baku, dan beberapa penulis kadang – kadang mnggunakan perisai atau kubah. Pusat letusan pada skala kecil menyebabkan sisi kerucut lurus dan aliran lava biasanya memiliki kemiringan lereng yang landai (kurang dari 7⁰) , tetapi ada juga beberapa contoh yang relatif curam. Gunungapi basaltik tidak dicirikan oleh kawah, tetapi memiliki ciri berupa gundukan lava yang berlereng landai. gundukan lava tersebut sebagian menunjukkan bentuk yang tajam, mencerminkan telah mengalami erosi yang kuat.

Gunungapi basaltik tidak memiliki kawah, tetapi menghasilkan lelehan lava yang keluar melalui dari rekahan – rekahan. Beberapa gunungapi dibedakan kerucutnya oleh rekahan yang bertindak menjadi kawah dan dapat dinyatakan sebagai gundukan lava (“lava mounds“) yang memiliki kesamaan dengan gundukan terak (“scoria mounds“).  Di Victoria (Australia) ada beberapa kelainan gunungapi yang telah diteliti, dan gunungapi tersebut membentuk lava yang mendatar (“lava disc ) yang terbentuk dari lava basal dan keluar melalui rekahan – rekahan yang tegak lurus terhadap permukaan lava yang ada di atas dan sisinya (Ollier, 1970).

Gunungapi lava asam. Batuan bekuan asam pada umumnya sangat pekat dan apabila batuan bekuan asam ini tidak terlontarkan oleh suatu letusan gunungapi, maka magma ini akan mengalir melalui rekahan – rekahan membentuk sejumlah bentuklahan ( gambar 30).

Pada saat lava yang pekat dismburkan, maka akan menyebar dan membentuk gundukan cembung yang dikenal sebagai kubah kumulus (“cumulo dome“) dan ini tidak berdiri sendir, tetapi membentuk kelompok intrusi pada endapan piroklastik.

Istilah “mamelon” sering diterapkan untuk kubah kumulus, tetapi Cotton (1944) menyebutkan bahwa “mamelon” adalah kubah kumulus yang terbentuk oleh letusan dengan aliran material lava trakhitik dan “mamelon” sama seperti kubah kumulus yaitu tidak memiliki kawah,

“Tholoid ” mengacu pada kubah kumulus atau mamelon yang berasal dari dalam kawah besar gunungapi dengan ketinggian dan diameter beribu – ribu meter yang tertutup oleh runtuhan atau mungkin bentuk kubah yang menyimpang menjadi kasar dan tidak memiliki kawah. Formasi ” tholoid ” pada kawah tidak mencirikan akhir dari suatu aktifitas gunungapi karena terbentuk dan hancurnya ” tholoid ” berlangsung selama pertumbuhan gu -nungapi.

Lava kental yang menyembur dari saluran memiliki sifat sangat kaku dan bergerak seperti batang lurus (piston), sehingga menghasilkan tubuh yang membulat dan panjang disebut sebagai kubah penyumbat. Kerucut kubah penyumbat berkembang dengan cepat, tetapi pertumbuhannya hancur oleh letusan dan pecah karena tidak seimbang pada saat tumbuh dan kumpulan pecahan dari letusan punggungan karena beberapa kubah penyumbat ditutupi oleh tumpukan batuan rombakan yang membentuk seperti endapan longsor sekitar lereng dengan batuan berbentuk pilar membentuk sudut hampir datar.

Kubah penyumbat yang memiliki ukuran besar mendekati ukuran pegunungan merupakan letusan dengan skala lebih kecil dari lava yang sa-ngat kaku, selanjutnya rekahan pada permukaan kubah penyumbat atau kubah kumulus muncul membentuk punggungan.

Gunungapi piroklastik. Letusan gunungapi menghasilkan pecahan – pecahan (fragmen – fragmen) lava yang berjatuhan dekat lubang kepundan, pecahan – pecahan lava tersebut membentuk gumuk rombakan dengan lereng sesuai dengan sudut pembentukan gumuk rombakan tersebut. Partikel – partikel halus diendapkan pada lereng lebih bawah dibandingkan dengan partikel – partikel kasar, sehingga pecahan – pecahan kasar terkumpul dekat lubang kepundan. Bentuk lereng yang indah seperti di Fujiyama (Jepang) dan Mt. Egmont (New Zealand).

Ollier (1973), membedakan lima jenis gunungapi piroklastik menjadi kerucut terak (“scoria cones“), gundukan terak (“scoria mounds“), kumpulan kerucut terak (“nested scoria cones“), kerucut littoral (“littoral cones“) dan maar. Kerucut terak yang ideal adalah kerucut tunggal yang memiliki lereng lurus atau sisi – sisinya cembung melandaidan kawah di bagian puncaknya. Bibir kawah yang datar memperlihatkan seakan – akan kerucut terak memiliki puncak yang datar jika dilihat dari jarak jauh. Kerucut terak terbentuk sangat cepat, karena pada tahap akhir letusan gunungapi yang memiliki magma basaltik cenderung membentuk kerucut terak.

Beberapa terak gunungapi tidak memiliki kawah sebenarnya dan biasanya dinyatakan sebagai gundukan terak (“scoria mounds“) yang terpisah dari kerucut terak normal (“normal scoria cones“). Kerucut terak dihasilkan dari akhir suatu letusan gunungapi yang cukup besar. Jika posisi terak terletak di tengah kawah atau kepundan yang sangat besar, maka disebut sebagai kumpulan kerucut terak (“nested scoria cones“), penampang melintang antara kerucut bagian dalam dengan dinding kawah disebut “fosse“.

Saat lelehan lava bersentuhan dengan laut, maka akan terjadi letusan dan semburan pecahan lava, sehingga pecahan lava tersebut membentuk tumpukan pecahan lava yang disebut sebagai kerucut litoral (“littoral cones“) dengan ketinggian 100 meter dan memiliki diameter 1 kilometer. Sering ditemukan satu atau dua bukit yang terbentuk pada sisi aliran lava                   ( Wentworth dab Macdonald, 1953). “Maars” atau kawah bekas letusan adalah bentuklahan yang disebabkan oleh letusan gunungapi, terdiri dari kawah sampai bagian yang paling bawah, luas dan dalam. Disekitar bibir kawah dibentuk oleh semburan material – material piroklastik, batuan bekuan atau batuan dasar dan sering dicirikan oleh bentuk endapan besar asimetris yang searah dengan arah angin pada kawah tersebut. Pada penampang akan tampak bagian sisi yang curam mengarah ke kawah dan lereng yang berlawanan arah dengan lereng curam memiliki kemiringan yang landai (umumnya 4⁰ atau kurang) membentuk lapisan piroklastik yang relatif sejajar dari arah kawah. Kawah sering memeiliki diameter 1 kilometer dan ketinggian bibir antara 50 sampai 100 meter. “Maar” biasanya terdapat bersama dengan endapan batuan bekuan basal dan kawah bagian bawah ditutupi oleh air membentuk danau.

Letusan gunungapi campuran. Pada beberapa gunungapi sering ditemukan endapan campuran antara lava dengan fragmen dan gunungapinya disebut sebagai gunungapi strato (“strato vulcanous“). Beberapa gunungapi besar di dunia seperti Gunungapi Visuvius, Fujiyama, Egmont dan sebagainya merupakan gunungapi jenis strato. Seperti umumnya gu –         nungapai, maka gunungapi jenis strato juga memiliki periode letusan yang panjang selaras dengan aktifitas gunungapi tersebut. Kerucut – kerucut yang tertoreh kemudian membentuk parit erosi dan menjadi alur mengalirnya lava. kerucut – kerucut terak (“scoria cones“) terbentuk disekeliling puncak gu –    nungapi dan aliran piroklastik serta endapan jatuhan tersebar secara luas disekitar lereng – lereng gunungapi.

Gunungapi gabungan. Campuran gunungapi yang tampak sempurna adalah gunungapi yang memiliki campuran bentuk lava dan terak (“scoria“), tetapi tidak sesederhana kumpulan suatu lapisan lava. Banyak bukit campuran secara genetik memiliki hubungan yang sama pada awalnya berdiri sendiri, kemudian karena tumpang tindihnya endapan hasil letusan (erupsi) yang tidak memiliki hubungan antara satu letusan dengan letusan lainnya dengan umur yang berbeda mengakibatkan bukit – bukit tersebut menjadi satu, (Ollier, 1970).

Kerucut parasit (“parasit cones“) biasa disebut sebagai kerucut “adventive” dan kerucut kedua dapat berkembang apabila gunungapi memiliki tekananyang sangat besar agar dapat mengeluarkan lava mengalir melalui rekahan – rekahan yang mudah dicapai ke permukaan dan meletus pada lereng – lereng utama gunungapi. Sekali letusan gunungapi terjadi, maka endapan lava yang bertindak sebagai penyumbat lubang kawah hancur, sehingga memberi peluang keluarnya lava dan letusan selanjutnya akan menjadi mudah.

Sesar, rekahan dan punggungan terbentuk pada sayap – sayap gunungapi, sehingga lava dapat mengalir melalui rekahan – rekahan dengan sifat letusan dari rekahan tersebut. Kawah yang terdapat dipuncak gunungapi telah membentuk percabangan pada bagian dindingnya, sehingga dijadikan alur keluarnya lelehan lava atau kegiatan letusan. Pada suatu kawah yang luas dapat terdiri dari satu atau lebih gundukan kerucut atau kawah. Pada beberapa daerah terbentuk sejumlah kerucut terak (“scoria cones“)  secara bersamaan dengan mekanisme terbentuknya kerucut parasit (“parasit cones“) ; sebagai contoh : jika kerucut yang pertama menutupi saluran magma (“vent“), maka akan terbentuk saluran magma (“vent“) baru. Perbedaanya adalah tidak terjadi pertumbuhan kerucut yang berukuran besar, misalnya : tidak tampak gunungapi utama, tetapi yang tampak adalah rangkaian gunungapi, sehingga disebut sebagai rangkaian kerucut (“multiple cones“).

“Cryptocones” adalah gunungapi yang memilikilubang kawah atau bibir kawah yang kasar dan kadang – kadang ditemukan lapisan material gunungapi yang tebal, tidak ditemukan batuan beku yang memiliki struktur yang dibentuk oleh pelepasan gas tau tampilan permukaan saluran magma (“vent“) tidak sampai ke permukaan.

Kawah meteorit memiliki bentuk permukaan yang sama dengan gunungapi, tetapi cara terbentuknya bukan diakibatkan oleh gunungapi, melainkan oleh jatuhan meteor ke permukaan bumi, kemudian meledakdan letusannya memberi dampak seperti bentuk kawah tersebut. Batuan meterorit yang jatuh membentuk kawah jarang ditemukan disekitar bibir kawah, karena pecahannya menyebar jauh dari bibir kawah. Ciri lain dari meteor yang jatuh ke permukaan bumi adalah kenampakan fragmen batuan dasar pada bibir kawah menjadi miring akibat benturan meteor yang jatuh tersebut.

Kaldera adalah depresi (cekungan) gunungapi yang sangat luas berdiameter mencapai 5 kilometer. tiga jenis utama kaldera yang dikenal, yaitu kaldera runtuhan, kaldera letusan dan kaldera eosi. Kaldera runtuhan selanjutnya dibagi menjadi jenis Karakatau atau kaldera runtuh karena suatu letusan dan jenis kaldera Glencoe taua kalderayang mengalami penurunan (“subsidence“) (ganbar 32). Pada jenis kaldera glencoe, penurunan tidak diikuti dengan letusan abu, tetapi rekahan yang mengisolasi bagian tengah yang melingkar menyebabkan terjadinya terobosan ( intrusi) lateral atau jalan keluarnya lelehan lava.

Kaldera hasil dari letusan sangat jarang, tampilan letusan gunungapi yang membentuk kaldera sebenarnya hanya dapat menghasilkan kaldera dengan garis tengah kurang dari 1,5 kilometer. sedangkan kaldera yang berdiameter besar merupakan hasil dari beberpa kali letusan. Selanjutnya jenis ketiga adalah kaldera erosi, yaitu kaldera yang memiliki luas akibat erosi terhadap dinding kawah. Kaldera erosi akan hilang selaras dengan pemebntukkan kaldera baru oleh proses yang berbeda (bukan erosi), seperti runtuhan atau penurunana (subsidence).

4.1.3.1 Aliran lava dan tampilan lava minor

Jenis lava. hasil utama gunungapi adalah lava, debu atau tufa, semburan gas dan asap. Lava silika kental cenderung membentuk kubah kumulus atau “coulees” atau letusan material piroklastik, sedangkan lava yang lebih cair membeku membentuk seperti lapisan meninggalkan jejeak seperti aliran lava (Ollier, 1970). Selaras dengan kenampakan permukaan lava, maka aliran lava diklasifikasikan menjadi aa pahoehoe, a a, lava blok dan lava bantal (gambar 33).

Lava pahoehoe adalah jenis lava cair dengan sedikit berbusa dan pada lapisan permukaannya yang tipis mendingin membentuk lipatan akibat gerakan lava yang meleleh pada bagian bawahnya, hasilnya adalah lava seperti kulit hiu dan lilitan sejajar yang pijar, seperti melilit pilar

Lava a a (dibunyikan ah ah) adalah lava berbentuk blok, berbusa dan bergerak secara perlahan. lapisan lava cukup tebal, pecah membentuk blok – blok yang saling bertumpuk dan masiv, lava seperti bubur saling bertumpang tindih. Aliran lava yang mengalir secara perlahan – lahan membentuk timbunan seperti bongkah – bongkah dan bergerak mengeluarkan suara deru yang cukup keras. Lava a a dan lava blok memiliki persamaan, tetapi Fe’nch (1933) dan Macdonald (1953) membedakan antara a a karena bentuknya seperti kerak besi yang melintir dengan blok lava yang memiliki bentuk blok – blok yang menyudut. Jika aliran lava masuk ke dalam air atau terjadi letusan gunungapi di bawah permukaan air, maka biasanya terbentuk struktur khusus yang disebut sebagai lava bantal (“pillow lava“). Lava mendingin dengan cepat, sehingga membentuk lava yang mengkilat seperti kaca, tetapi lapisan kulit yang plastis terdapat menutupi lava yang cair bergulung seperti kantung plastik yang diisi penuh oleh larutan. Kantung – kantung yang berbentuk membulat seperti lelehan saus merupakan bantal dan biasanya saling bertumpuksatu dengan yang lainnya. Pada bagian puncak berbentuk membulat, tetapi pada bagian dasar yang masuk ke bagian dalam membentuk lapisan. Tampilan ini tampak sama dengan kilapan kaca, kulit tachylitic dan rekaha radial (gambar 34), membentuk bantal yang mudah dibedakan dari bentukkebundaran bongkah karrena pelapukan mengelupas bawang. Banyak lava bantal yang terbentuk dilaut, tetapi ada juga yang terbentuk pada air tawar (danau).

Tampilan lava minor. Pendinginan aliran lava menyebabkan penyusutan, sehingga terbentuk formasi kekar. penyusutan dan pembentukan formasi kekar ini tidak pernah terjadi pada massa lava seperti bubur, tetapi akan mencapai geometri yang sempurna pada sebaran larutan kental lava basal yang luas. Pengkerutan (kontraksi) terjadi ketika lava mendingin yang dicerminkan oleh garis – garis kekar memusat yang menjadi arah tekanan. Ketika pengkerutan (kontraksi) memenuhi ruang, maka rekahan – rekahan menjadi kekar, kemudian memebntuk pecahan heksagonal. Pola – pola kekar yang tegak membagi lava menjadi kolom – kolom tegak heksagonal dan pecah membentuk blok – blok karena rekahan  yang melintang.

Permukaan kekar tegak (vertikal) mempunyai jarak gores yang dikenal seperti bekas pahatan. Bentuk – bentuk kekar akibat aliran lava terbentuk didalam satu kumpulan, kemudian membentuk mega kolom dan selanjutnya kolom normal dan terakhir membentuk rekahan – rekahan yang saling berpotongan.

Secara alamiah bagian permukaan lava akan lebih cepat dingin dari pada bagian dalam (tengah) aliran lava, sehingga bagian permukaan tersebut akan mengkerut dan pecah. Pada aliran lava, blok – blok lava terangkut sampai ujung ujung aliran dan terbenam, sehingga gerakan aliran lava yang mendorong blok – blok lava tersebut membentuk celah – celah yang menjadi jalur aliran lava tersebut, sedangkan pada bagian atas dan bawah aliran lava tersebut membentuk bongkah – bongkah kerak. Selanjutnya pada saat bagian atas aliran lava mendingin secara tiba – tiba, maka aliran lava tersebut akan terputus membentuk ujung – ujung aliran (” toe“) yang baru atau membentuk satuan aliran yang baru. Pada bagian dalam (tengah) tubuh aliran yang mendinging perlahan – lahan masih bersifat cair dari pada bagian luar (tepi) dan akan bergerak setiap saat, sehingga dapat dibedakan bagian luar dan bagian dalam dari suatu aliran lava yang tampak dengan skala kecil.

aliran lava sangat berhubungan dengan kenampakkan topografi, sehingga aliran lava sangat cepat akan memenuhi lereng – lereng yang terjal. Selanjutnya aliran lava dapat bergerak pada lereng – lereng yang memiliki kemiringan landai, sedangkan pada lereng yang tegak membentuk aliran lava terjun seperti air terjun. Aliran lava yang sangat kental dapat menghancurkan penghalang – penghalang di jalur alirannya dan aliran lava yang relatif cair akan terbelokkan oleh lambatnya aliran lava kental yang bertindak seperti tangul – tanggul kecil. Kejadian bentuk – bentuk aliran lava sangat rumit, sehingga dapat menunjukkan bermacam – macam tampilan seperti lava yang berlapis, gua – gua lava dan bongkah – bongkah (gambar 35).

Salah satu bentuk lava (minor) dapat ditemukan pada ujung dari aliran lava (“TOE“), yaitu bagian paling depan suatu aliran lava yang berbentuk cembung dengan ketinggian 3 meter dan panjang dapat mencapai puluhan meter.

 

Presented by LUCKY HERJUNO ABIYOGA

270110090065

BENTUK GEOMORFOLOGI DASAR LAUT PADA TEPIAN LEMPENG AKTIF DI LEPAS PANTAI BARAT SUMATERA DAN SELATAN JAWA, INDONESIA*

Penulis Artikel :

Subaktian Lubis
Juniar P. Hutagaol
Moch. Salahuddin

(Puslitbang Geologi Kelautan (PPPGL), Dep. ESDM
Jl. Djundjunan No.236, Bandung 40174, Indonesia)

Abstrak

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.

___________________

*)   Judul yang dipersiapkan pada Seminar Nasional Geomorfologi LIPI, Jakarta, 9 September 2009.

SEABED GEOMORPHOLOGICAL FEATURES OF THE ACTIVE PLATE MARGIN  OFF WEST SUMATERA AND SOUTH JAVA, INDONESIA*

by:

Subaktian Lubis
Juniar P. Hutagaol
Moch. Salahuddin

Abstract

The tectonic setting off west Sumatera and south Java are dominated by the northwardly motion of the active margin of the oceanic crust of Indian and continental crust of Australia with respect to the Sunda plate at a velocity of about 6-7 cm/yr. The motion component of relative plate motion that is perpendicular to the trend of the plate boundary is mostly accommodated by thrusting along the Sumatera and Java subduction zones, but the component of relative plate motion that is parallel to the plate boundary is substantially accommodated by strike-slip faulting on the fault zones.

Assessment of active tectonic margin was focused to identify the seabed morphological features of the plate segments. Four major seabed geomorphological features can be identified such as subduction zone, trench, accretionary prism, and forearc basin. These features are probably the best examples of the seabed geomorphological features in the world.

The boundaries of morphological fractures of seabed were clearly identified at the seismic profiles and the seabeam images. Getting to the south, the seabed is increasingly affected by normal faulting. This fault seems to be more intense on the outer trench. At the trench axis, the oceanic crust features was heavily faulted and forming wide spread horst and graben patterns.

BENTUK GEOMORFOLOGI DASAR LAUT PADA TEPIAN LEMPENG AKTIF DI LEPAS PANTAI BARAT SUMATERA DAN SELATAN JAWA, INDONESIA

A.  TATANAN GEOLOGI KELAUTAN INDONESIA

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).

B.  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 2. 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.

III. SATUAN GEOMORFOLOGI TEPIAN LEMPENG AKTIF

1. 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.

2. 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.

3. 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.

4. 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 (kelanjutan Sesar Mentawai?)  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, dsb. (Gambar 7).

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

IV.  KESIMPULAN

Berdasarkan hasil re-interpretasi rekaman seismic, citra seabeam, serta data batimetrik dari beberapa lintasan yang memotong zona subduksi pada system tektonik tepian lempeng aktif, dapat dikemukakan beberapa kesimpulan, diantaranya:

• Batas penunjaman lempeng samudera India dengan lempeng Eurasia secara tegas membentuk satuan geomorfologi palung samudera dengan kedalaman antara 6.000-7.000 meter yang arahnya tegak lurus terhadap arah penunjaman.

• Sebagai konsekuensi logis penunjaman lempeng samudera yang mempunyai densitas lebih tinggi dibandingkan lempeng benua maka terbentuk satuan geomorfologi prisma akresi yang merupakan proses campur-aduk dimana terjadi deformasi dasar laut secara besar-besaran. Proses geologi yang umum terjadi adalah perlipatandan sesar-sesar naik yang disertai dengan proses pengangkatan. Sesar-sesar normal dan mendatar banyak dijumpai pada daerah yang jauh dari palung samudera terutama pada punggungan dan tepian cekungan.

• Cekungan busur muka terbentuk antara punggungan busur muka dan busur gunungapi dimana proses sedimentasi dominan berasal dari bagian kontinen, sehingga umumnya membentuk geomorfologi cekungan memanjang a-symetri.

• Gambaran geomorfologi dasar laut di tepian lempeng aktif di barat Sumatera dan selatan Jawa memperlihatkan batas satuan yang jelas dan tegas sehingga merupakan contoh bentuk geomorfologi zona penunjaman yang terbaik di dunia.

DAFTAR PUSTAKA

Cruise Report SO200-2., 2009. Subduction Zone Segmentation and Controls on Earthquake Rupture: The 2004 and 2005 Sumatera Earthquakes. National Oceanography Centre, Southampton University, UK.

Curray, J.R., Emmel F.J., Moore D.G., and Raitt R.W., 1982. Structure, Tectonics, and Geological History of the Northeastern Indian Ocean. The Indian Ocean, The Ocean Basin and Magins, vol. 6.

GINCO-1, 1999. Geoscientific Investigations on the Active Convergence Between the East Eurasian and Indo-Australian Plates Along Indonesia, Cruise Report, Sonne Cruise So-137 (Unpublished).

Hamilton, W., 1979. Tectonics of the Indonesian Region. US Government Printing Office, Washington DC.
IPA, 2002. Indonesia Basins, April 23, 2002 – EK, IPA Publication.

Katili, J.A., 2008. Tectonics and Resources: Collection og Geological Studies. Marine Geological Institute, Bandung.

Lubis S, Hutagaol P.J., and Salahuddin M, 2007. Tectonic Setting in the Vicinity of Subduction Zone off West Sumatera and South Java. Proceeding APRU/AEARU Research Symposium 2007, Jakarta.

Lubis, S., 2009. Pengelompokan Pulau Pulau Kecil Indonesia: Kiprah Geologi Kelautan. PPPGL, Bandung.

Moore, G.F. and Karig, D.E., 1980. Structural Geology of Nias Islands, Indonesia: Implication for Subduction Zone Tectonic, Am. J.Sci. 280, p 193-223.
PPPGL, 2008. Toponim Map of the Underwater Features of Indonesian Water. Puslitbang Geologi Kelautan, Bandung.
Usman, E., 2006. Eksplorasi Mineral di Daerah Oceanic Crust: Peluang dan Tantangan Lembaga Riset Kelautan Nasional, Jurnal  Mineral & Energi vol. 4, no. 3, Balitbang Energi dan Sumber Daya Mineral, Jakarta.

Presented by RIZKI PRAMESWARI

270110090066

PAPARAN SUNDA

Paparan Sunda terbentuk dari hasil extension dari benua Asia Tenggara, yang mana berhubungan dengan Malay Peninsula. Paparan Sunda dibatasi oleh Laut Cina Selatan di bagian Utara, bagian Selatan oleh Pulau Jawa, Selat Makassar di bagian Timur, dan  Pulau Sumatra di bagian Barat.

Paparan Sunda terdiri dari lima zona, yaitu:

• Zona Natuna
• Zona Anambas
• Zona Karimata
• Zona Sabuk Timah (Malaysia barat, Singkep, Bangka, Belitung, sampai utar Laut Jawa)
• Zona Karimunjawa

Pada zaman Kuarter, paparan Sunda tenggelam oleh kenaikan muka air laut yang disebabkan meleburnya es di kutub (menurut Molengraaff dan Weber, 1919)

Bagian-bagian pembentuk Peneplain Sunda antara lain Malay Penisula, kepulauan Riau-Lingga, Bangka, Belitung, pada satu bagian, dan Laut Jawa dan Selat Malaka pada bagian lain. Bagian ini pernah dipotong oleh sungai dari tenggara Sumatra, yang menjadi anak sungai pada sistem sungai purba di Laut Cina Selatan.

Selat Sunda tidak ditemukan pada sejarah paparan sunda sebelum tahun 1175. Pada awal Kuarter, batas antara Sumatra dan Jawa ditutupi oleh endapan pumice vulkanik muda yang sangat tebal.Endapan ini adalah produk vulkanik gunung api yang berada di tengah Selat Sunda, dan tersebar mulai dari Lampung sampai Banten.

Pulau-pulau di Paparan Sunda

Pulau Natuna

Litologinya berupa batuan beku (gabro, diorite, diabas, norit, amphibolit, serpentin, tuff) yang berkorelasi dengan Formasi Danau di Kalimantan. Endapan sediment berupa konglomerat dengan lempung dan andesit. Lempung ungu dan lempung coklat kemerahan yang ditemukan mirip dengan lempung di kepulauan Riouw dan Kalimantan yang berumur Trias atas.

Midai

Terletak 80km Barat Daya Natuna, berupa kubah basalt yang datar dengan cekungan dangkal dipuncaknya.

Pulau Anambas

Litologinya berupa batuan beku (gabro, gabro-porfiri, diabas, andesit) yang berkorelasi dengan batuan Pulu Melaju di utara Kalimantan Barat dan seri vulkanik Pahang di Malay Penisula.

Kepulauan Riau-Lingga

Kepulauan ini adalah hasil extension dari Malay Penisula, sehingga batuannya mirip dengan litologi di Malaya. Adapun pulau-pulau yang tedapat di kepulauan ini antara lain Sugi, Tjombol, Tjitlim, Kundur, Karimun, Batam, Bintan, Lingga.

Pulau Berhala

Terletak 30km ke Timur dari pelabuhan di Medan (Belawan Deli). 36 sampel batuan telah diteliti, diantaranya mengandung pegmatite, topaz, granit, dan mika.

Singkep

Merupakan penghasil timah terbanyak setelah Bangka dan Belitung. Bijih bauksit ditemukan pada batolit granit berdiameter 10-15km. Ditemukan juga dike diabas yang berumur lebih muda.

Pulau Bangka

Merupakan penghasil timah terbesar di Indonesia. Bijih ditemukan pada batolit granit berumur trias tengah. Juga ditemukan sebagai endapan alluvial dari pelapukan granit.

Pulau Belitung

Merupakan penghasil timah kedua terbesar di Indonesia setelah bangka. Formasi tertua terdiri dari seri pelitik dan sediment psammitic.

Kepulauan Karimata

Pulau Karimunjawa

Litologinya merupakan kuarsit (terkadang konglomerat) dan lempung yang berumur pra tersier. Pulau ini merupakan puncak tertinggi di wilayah Paparan Sunda.

Bawean

Berada di timur Laut Jawa, dan merupakan satu-satunya pulau di Paparan Sunda yang tidak memiliki batuan berumur pra tersier. Litologinya terdiri dari batuan hasil erupsi yang kaya potassium, dan beberapa batuan sediment yang berumur Neogen atau Kuarter.

Kepulauan Seribu

Terletak pada cekungan jawa barat utara dan merupakan penghasil hidrokarbon yang sangat baik.

Busur Sunda: Produk Geodinamika Regional

Sistem penunjaman Sunda merupakan salah satu contoh yang baik untuk menunjukkan hubungan geodinamika Indonesia dengan geodinamika regional. Sistem penunjaman Sunda berawal dari sebelah barat Sumba, ke Bali, Jawa, dan Sumatera sepanjang 3.700 km, serta berlanjut ke Andaman-Nicobar dan Burma. Busur ini menunjukkan morfologi berupa palung, punggungan muka busur, cekungan muka busur, dan busur vulkanik. Arah penunjaman menunjukkan beberapa variasi, yaitu relatif menunjam tegak lurus di Sumba dan Jawa serta menunjam miring di sepanjang Sumatera, kepulauan Andaman dan Burma. Kemiringan ini terjadi karena adanya perbedaan arah gerak dengan arah tunjaman yang tidak 90o. Sistem penunjaman Sunda ini merupakan tipe busur tepi kontinen sekaligus busur kepulauan, yang berlangsung selama Kenozoikum Tengah – Akhir (Katili, 1989; Hamilton, 1989)
Menurut Hamilton (1989) Palung Sunda bukan menunjukkan batas litosfer samudera India, tetapi merupakan salah satu jejak sistem penunjaman busur Sunda. Penunjaman mempunyai kemiringan sekitar 7o. Sedimen dalam palung terdiri dari sedimen klastik turbidit longitudinal, serta menunjukkan pembentuk lantai samudera dan asal turbidit. Sedimen klastik tersebut terutama berasal dari Sungai Gangga dan Brahmaputra di India, yang berjarak 3.000 km dari palung. Busur akresi terbentuk selebar 75 – 150 km dari palung dengan ketebalan material terakresi mencapai 15 km. Dinamika akresi dapat ditunjukkan oleh imbrikasi internal serta pertumbuhan vertikal dan horisontal material terakresi, yang merupakan hasil penggilasan simultan yang disertai pemencaran oleh gravitasi. Punggungan muka busur mengalami migrasi, relatif menuju ke arah kraton. Formasi bancuh di busur akresi dihasilkan oleh oleh penggerusan yang berhubungan dengan subduksi, bukan oleh luncuran di lereng punggungan akresi. Cekungan muka busur berada di antara punggungan muka busur dan garis pantai sistem penunjaman Sunda dengan lebar 150 – 200 km. Bagian dasar cekungan Jawa dan Sumatera mempunyai kecepatan tipikal litosfer samudera, dengan kecepatan di sektor Sumatera lebih besar dari litosfer samudera. Busur vulkanik yang sekarang aktif di atas zona Benioff berada pada kedalaman 100 – 130 km. Busur magmatik ini berubah dari kecenderungan bersifat kontinen di Sumatera, transisional di Jawa ke busur kepulauan (oceanic island arc) di Bali dan Lombok. Komposisi vulkanik muda bervariasi secara sistematis yang berkesesuaian antara karakter litosfer dengan magma yang dierupsikan.
Berdasarkan karakteristik morfologi, ketebalan endapan palung busur dan arah penunjaman, busur Sunda dibagi menjadi beberapa propinsi. Dari timur ke barat terdiri dari propinsi Jawa, Sumatera Selatan dan Tengah, Sumatera Utara – Nicobar, Andaman dan Burma. Diantara Propinsi Jawa dan Sumatera Tengah – Selatan terdapat Selat Sunda yang merupakan batas tenggara lempeng Burma. Provinsi Jawa bermula dari Sumba sampai Selat Sunda. Di propinsi ini palung Sunda mempunyai kedalaman lebih dari 6.000 m. Saat ini konvergensi sepanjang propinsi Jawa mencapai 7,5 cm/tahun dengan sudut penunjaman antara 5o – 8o. Sedimen memiliki ketebalan antara 200 – 900 m. Imbrikasi di bawah punggungan muka busur mempunyai ketebalan lebih dari 10 km. Palung hanya berisi sedimen tipis dengan sedikit sedimen pelagis.
Kerangka tektonik utama antara Jawa dan Sumatera secara umum dipotong oleh selat Sunda yang dianggap sebagai zona diskontinyuitas. Selat Sunda adalah unsur utama pemisah propinsi Jawa dan Sumatera busur Sunda. Selat ini diasumsikan batas sebagai batas tenggara lempeng Burma. Namun apabila dicermati dari data geofisika tang ada, batas Jawa dan Sumatera terletak di sekitar Banten dan Jawa Barat.
Provinsi Sumatera Selatan dan Tengah mempunyai kedalaman palung yang berangsur menurun dari 6.000 – 5.000 m. Sedimen dasar palung mempunyai ketebalan sekitar 2 km di utara dan 1 km di selatan. Penunjaman miring dengan komponen penunjaman menurun ke utara antara 7,0 – 5,7 cm/tahun. Komponen pergeseran lateral yang bekerja di lempeng ini diasumsikan sangat berperan dalam membentuk sistem strike slip fault di Sumatera.
Pada Propinsi Sumatera Utara – Nikobar, di sebelah barat Pulau Simalur sumbu palung menajam ke barat, dan di barat-laut Pulau Simalur cenderung ke utara – barat-laut. Palung mempunyai kedalaman berkisar antara 3.500 – 5.000 m. Pertemuan di sepanjang propinsi ini sangat miring dan kecepatan penunjaman ke arah utara mengalami penurunan 5,6 – 4,1 cm/tahun.
Di Pulau Andaman palung cenderung berarah utara – selatan dengan kedalaman sekitar 3.000 m. Di propinsi ini pertemuan lempeng sangat miring, dengan kisaran kecepatan penunjaman berkisar antara 0,7 – 0,2 cm/tahun. Komponen lateral ini dipengaruhi oleh pemekaran di laut Andaman, dengan lempeng Burma memisah ke arah barat daya dari lempeng Eurasia. Palung Burma mempunyai kedalaman kurang dari 3.000 m. Di sini punggungan muka busur menjadi punggungan Indoburman dan cekungan muka busur menjadi palung sebelah barat dari Lembah Burma. Sudut penunjaman yang sangat miring. Ketebalan endapan di propinsi ini sekitar 8.000 – 10.000 m. Komponen gerak lateral ini mempengaruhi terbentuknya sesar Sagaing di Burma

Sesar Sumatra: Produk Geodinamika Busur Sunda

Sesar besar Sumatra dan Pulau Sumatra merupakan contoh rinci yang menarik untuk menunjukkan akibat tektonik regional pada pola tektonik lokal. Pulau Sumatera tersusun atas dua bagian utama, sebelah barat didominasi oleh keberadaan lempeng samudera, sedang sebelah timur didominasi oleh keberadaan lempeng benua. Berdasarkan gaya gravitasi, magnetisme dan seismik ketebalan lempeng samudera sekitar 20 kilometer, dan ketebalan lempeng benua sekitar 40 kilometer (Hamilton, 1979).
Sejarah tektonik Pulau Sumatera berhubungan erat dengan dimulainya peristiwa pertumbukan antara lempeng India-Australia dan Asia Tenggara, sekitar 45,6 juta tahun lalu, yang mengakibatkan rangkaian perubahan sistematis dari pergerakan relatif lempeng-lempeng disertai dengan perubahan kecepatan relatif antar lempengnya berikut kegiatan ekstrusi yang terjadi padanya. Gerak lempeng India-Australia yang semula mempunyai kecepatan 86 milimeter / tahun menurun secara drastis menjadi 40 milimeter/tahun karena terjadi proses tumbukan tersebut. Penurunan kecepatan terus terjadi sehingga tinggal 30 milimeter/tahun pada awal proses konfigurasi tektonik yang baru (Char-shin Liu et al, 1983 dalam Natawidjaja, 1994). Setelah itu kecepatan mengalami kenaikan yang mencolok sampai sekitar 76 milimeter/tahun (Sieh, 1993 dalam Natawidjaja, 1994). Proses tumbukan ini, menurut teori “indentasi” pada akhirnya mengakibatkan terbentuknya banyak sistem sesar geser di bagian sebelah timur India, untuk mengakomodasikan perpindahan massa secara tektonik (Tapponier dkk, 1982).
Keadaan Pulau Sumatera menunjukkan bahwa kemiringan penunjaman, punggungan busur muka dan cekungan busur muka telah terfragmentasi akibat proses yang terjadi. Kenyataan menunjukkan bahwa adanya transtensi (trans-tension) Paleosoikum tektonik Sumatera menjadikan tatanan tektonik Sumatera menunjukkan adanya tiga bagian pola (Sieh, 2000). Bagian selatan terdiri dari lempeng mikro Sumatera, yang terbentuk sejak 2 juta tahun lalu dengan bentuk, geometri dan struktur sederhana, bagian tengah cenderung tidak beraturan dan bagian utara yang tidak selaras dengan pola penunjaman.
Bagian selatan Pulau Sumatera memberikan kenampakan pola tektonik: (1) Sesar Sumatera menunjukkan sebuah pola geser kanan en echelon dan terletak pada 100 ~ 135 kilometer di atas penunjaman, (2) lokasi gunungapi umumnya sebelah timur-laut atau di dekat sesar, (3) cekungan busur muka terbentuk sederhana, dengan kedalaman 1 ~ 2 kilometer dan dihancurkan oleh sesar utama, (4) punggungan busur muka relatif dekat, terdiri dari antiform tunggal dan berbentuk sederhana, (5) sesar Mentawai dan homoklin, yang dipisahkan oleh punggungan busur muka dan cekungan busur muka relatif utuh, dan (6) sudut kemiringan tunjaman relatif seragam.
Bagian utara Pulau Sumatera memberikan kenampakan pola tektonik: (1) sesar Sumatera berbentuk tidak beraturan, berada pada posisi 125 ~ 140 kilometer dari garis penunjaman, (2) busur vulkanik berada di sebelah utara sesar Sumatera, (3) kedalaman cekungan busur muka 1 ~ 2 kilometer, (4) punggungan busur muka secara struktural dan kedalamannya sangat beragam, (5) homoklin di belahan selatan sepanjang beberapa kilometer sama dengan struktur Mentawai yang berada di sebelah selatannya, dan (6) sudut kemiringan penunjaman sangat tajam.
Bagian tengah Pulau Sumatera memberikan kenampakan tektonik: (1) sepanjang 350 kilometer potongan dari sesar Sumatera menunjukkan posisi memotong arah penunjaman, (2) busur vulkanik memotong dengan sesar Sumatera, (3) topografi cekungan busur muka dangkal, sekitar 0.2 ~ 0.6 kilometer, dan terbagi-bagi menjadi berapa blok oleh sesar turun miring , (4) busur luar terpecah-pecah, (5) homoklin yang terletak antara punggungan busur muka dan cekungan busur muka tercabik-cabik, dan (6) sudut kemiringan penunjaman beragam. Proses penunjaman miring di sekitar Pulau Sumatera ini mengakibatkan adanya pembagian / penyebaran vektor tegasan tektonik, yaitu slip-vector yang hampir tegak lurus dengan arah zona penunjaman yang diakomodasi oleh mekanisme sistem sesar anjak. Hal ini terutama berada di prisma akresi dan slip-vector yang searah dengan zona penunjaman yang diakomodasi oleh mekanisme sistem sesar besar Sumatera. Slip-vector sejajar palung ini tidak cukup diakomodasi oleh sesar Sumatera tetapi juga oleh sistem sesar geser lainnya di sepanjang Kepulauan Mentawai, sehingga disebut zona sesar Mentawai (Diament, 1992).
Selanjutnya sebagai respon tektonik akibat dari bentuk melengkung ke dalam dari tepi lempeng Asia Tenggara terhadap Lempeng Indo-Australia, besarnya slip-vector ini secara geometri akan mengalami kenaikan ke arah barat-laut sejalan dengan semakin kecilnya sudut konvergensi antara dua lempeng tersebut. Pertambahan slip-vector ini mengakibatkan terjadinya proses peregangan di antara sesar Sumatera dan zona penunjaman yang disebut sebagai lempeng mikro Sumatera (Suparka dkk, 1991). Oleh karena itu slip-vector komponen sejajar palung harus semakin besar ke arah barat-laut.
Sebagai konsekuensi dari kenaikan slip-vector pada daerah busur-muka ini, maka secara teoritis akan menaikkan slip-rate di sepanjang sesar Sumatera ke arah barat-laut.

Pengukuran offset sesar dan penentuan radiometrik dari unsur yang terofsetkan di sepanjang sesar Sumatera membuktikan bahwa kenaikan slip-rate memang benar-benar terjadi (Natawidjaja, Sieh, 1994). Pengukuran slip-rate di daerah Danau Toba menunjukkan kecepatan gerak sebesar 27 milimeter / tahun, di Bukit Tinggi sebesar 12 milimeter / tahun, di Kepahiang sebesar 11 milimeter / tahun (Natawidjaja, 1994) demikian pula di selat Sunda sebesar 11 milimeter / tahun (Zen dkk, 1991)
Sesar Sumatera sangat tersegmentasi. Segmen-segmen sesar sepanjang 1900 kilometer tersebut merupakan upaya mengadopsi tekanan miring antara lempeng Eurasia dan India–Australia dengan arah tumbukan 10°N ~ 7°S. Sedikitnya terdapat 19 bagian dengan panjang masing-masing segmen 60 ~ 200 kilometer, yaitu segmen Sunda (6.75°S ~ 5.9°S), segmen Semangko (5.9°S ~ 5.25°S), segmen Kumering (5.3°S ~ 4.35°S), segmen Manna (4.35°S ~ 3.8°S), segmen Musi (3.65°S ~ 3.25°S), segmen Ketaun (3.35°S ~ 2.75°S), segmen Dikit (2.75°S ~ 2.3°S), segmen Siulak (2.25°S ~ 1.7°S), segmen Sulii (1.75°S ~ 1.0°S), segmen Sumani (1.0°S ~ 0.5°S), segmen Sianok (0.7°S ~ 0.1°N), segmen Barumun (0.3°N ~ 1.2°N), segmen Angkola (0.3°N ~ 1.8°N), segmen Toru (1.2°N ~ 2.0°N), segmen Renun (2.0°N ~ 3.55°N), segmen Tripa (3.2°N ~ 4.4°N), segmen Aceh (4.4°N ~ 5.4°N), segmen Seulimeum (5.0°N ~ 5.9°N)

Tatanan tektonik regional sangat mempengaruhi perkembangan busur Sunda. Di bagian barat, pertemuan subduksi antara lempeng benua Eurasia dan lempeng samudra Australia mengkontruksikan busur Sunda sebagai sistem busur tepi kontinen (epi-continent arc) yang relatif stabil; sementara di sebelah timur pertemuan subduksi antara lempeng samudra Australia dan lempeng-lempeng mikro Tersier mengkontruksikan sistem busur Sunda sebagai busur kepulauan (island arc) kepulauan yang lebih labil.
Perbedaan sudut penunjaman antara propinsi Jawa dan propinsi Sumatera Selatan busur Sunda mendorong pada kesimpulan bahwa batas busur Sunda yang mewakili sistem busur kepulauan dan busur tepi kontinen terletak di selat Sunda. Penyimpulan tersebut akan menyisakan pertanyaan, karena pola kenampakan anomali gaya berat (gambar 2.6) menunjukkan bahwa pola struktur Jawa bagian barat yang cenderung lebih sesuai dengan pola Sumatera dibanding dengan pola struktur Jawa bagian Timur. Secara vertikal perkembangan struktur masih menyisakan permasalahan namun jika dilakukan pembangingan dengan struktur cekungan Sumatra Selatan, struktur-struktur di Pulau Sumatra secara vertikal berkembang sebagai struktur bunga.

 

PRESENTED by M. Nasheer Ramdan

270110090057