Geophysics Asal2an

Geologi, Geophysics dan Seismologi

noreply@blogger.com (Unknown) — Tue, 3 May 2011 06:24:00 -0700

Geologi

Geologi (berasal dari Yunani γη- (ge-, "bumi") dan λογος (logos, "kata", "alasan")) adalah Ilmu (sains yang mempelajari bumi, komposisinya, struktur, sifat-sifat fisik, sejarah, dah proses yang membentuknya

( entung: knp kok bkn gelogos ya ??"astga g sekalian ae tha geragas koyok kwe ki?? hahahaha" ).

Geologiwan telah membantu dalam menentukan umur Bumi yang diperkirakan sekitar 4.5 milyar (4.5x10⁹) tahun, dan menentukan bahwa kulit bumi terpecah menjadi lempeng tektonik yang bergerak di atas mantel yang setengah cair (astenosfir) melalui proses yang sering disebut tektonik lempeng. Geologiwan membantu menemukan dan mengatur sumber daya alam yang ada di bumi, seperti minyak bumi, batu bara, dan juga metal seperti besi, tembaga, dan uranium serta mineral lainnya yang memiliki nilai ekonomi, seperti asbestos, perlit, mika, fosfat, zeolit, tanah liat, pumis, kuarsa, dan silika, dan juga elemen lainnya seperti belerang, klorin, dan helium.

( entung : mas dim... Geologiawan ki sopo yo po???.” Embuh le..” entung: lha lempeng tektonik kok bisa pecah critane pye mas dim?? “ lempeng terpecah karena ono aliran konveksi di dalam mantel bumi sing ndorong mrono mrene.. dadine yo wis pecah kabeh ono sing tabrakan konvergen utowo saling menjauhi utowo divergen. Entung : oh ngunu yo..ok mas dim)

Astrogeologi adalah aplikasi ilmu geologi tentang planet lainnya dalam tata surya (solar sistem). Namun istilah khusus lainnya seperti selenology (pelajaran tentang bulan), areologi (pelajaran tentang planet Mars), dll, juga dipakai.

Kata "geologi" pertama kali digunakan oleh Jean-André Deluc dalam tahun 1778 dan diperkenalkan sebagai istilah yang baku oleh Horace-Bénédict de Saussure pada tahun 1779.

Geofisika

Geofisika adalah bagian dari ilmu bumi yang mempelajari bumi menggunakan kaidah atau prinsip-prinsip fisika. Di dalamnya termasuk juga meteorologi, elektrisitas atmosferis dan fisika ionosfer. Penelitian geofisika untuk mengetahui kondisi di bawah permukaan bumi melibatkan pengukuran di atas permukaan bumi dari parameter-parameter fisika yang dimiliki oleh batuan di dalam bumi. Dari pengukuran ini dapat ditafsirkan bagaimana sifat-sifat dan kondisi di bawah permukaan bumi baik itu secara vertikal maupun horisontal.

Dalam skala yang berbeda, metode geofisika dapat diterapkan secara global yaitu untuk menentukan struktur bumi, secara lokal yaitu untuk eksplorasi mineral dan pertambangan termasuk minyak bumi dan dalam skala kecil yaitu untuk aplikasi geoteknik (penentuan pondasi bangunan dll).

Di Indonesia, ilmu ini dipelajari hampir di semua perguruan tinggi negeri yang ada. Biasanya geofisika masuk ke dalam fakultas Matematika dan Ilmu Pengetahuan Alam (MIPA), karena memerlukan dasar-dasar ilmu fisika yang kuat, atau ada juga yang memasukkannya ke dalam bagian dari Geologi. Saat ini, baik geofisika maupun geologi hampir menjadi suatu kesatuan yang tak terpisahkan Ilmu bumi.

(entung: mas dim!!!” opo tho le.. “ entung: kan ilmu geofisika itu tidak terpisahkan dari ilmu geologi??”trus....”entung: tapi kok nang indonesia ono BMKG karo Badan Geologi lho... bukane enak yen di gabung wae??.”embuh le urusane wong duwur kwi..hahaha”

Bidang kajian ilmu geofisika meliputi meteorologi (udara), geofisika bumi padat dan oseanografi(laut).

Beberapa contoh kajian dari geofisika bumi padat misalnya seismologi yang mempelajari gempabumi, ilmu tentang gunungapi (Gunung Berapi) atau volcanology, geodinamika yang mempelajari dinamika pergerakan lempeng-lempeng di bumi, dan eksplorasi seismik yang digunakan dalam pencarian hidrokarbon

Seismologi

Seismologi berasal dari dua kata dalam bahasa Yunani, yaitu seismos yang berarti getaran atau goncangan dan logos yang berarti risalah atau ilmu pengetahuan. Orang Yunani menyebut gempa bumi dengan kata-kata seismos tes ges yang berarti Bumi bergoncang atau bergetar. Dengan demikian, secara sederhana seismologi dapat diartikan sebagai ilmu yang mempelajari fenomena getaran pada bumi, atau dengan kata sederhana, ilmu mengenai gempa bumi. Seismologi merupakan bagian dari ilmu geofisika.

Gempa bumi besar yang terjadi pada tanggal 1 November 1755 di Lisboa, Portugal menghancurkan seluruh kota dan memicu tsunami besar, dapat dicatat sebagai tonggak awal pemicu perkembangan seismologi modern

(Entung : yen ra ono gempa nang portugal paling yo ra ono plajaran seismologi yo.hahaha. lha rumahe kristiano ronaldo ancur g ya?? :p)

Seismologi tidak hanya mempelajari gempa bumi. Eksplorasi hidrokarbon (minyak bumi dan gas) juga diawali oleh survey seismik. Untuk keperluan ini, pemicu getaran dibuat manusia (bukan gempa bumi) dengan menggunakan semacam dinamit, lalu getaran yang dapat diterima beberapa penerima (receiver) disusun sedemikian rupa sehingga catatan getaran tersebut dapat menggambarkan kondisi bawah tanah.

METODE GEOFISIKA

Metoda Seismik merupakan salah satu metoda geofisika yang digunakan untuk eskplorasi sumber daya alam dan mineral yang ada di bawah permukaan bumi dengan bantuan gelombang seismik. Eksplorasi seismik atau eksplorasi dengan menggunakan metode seismik banyak dipakai oleh perusahaan-perusahaan minyak untuk melakukan pemetaan struktur di bawah permukaan bumi untuk bisa melihat kemungkinan adanya jebakan-jebakan minyak berdasarkan interpretasi dari penampang seismiknya.Dalam metoda seismik pengukuran dilakukan dengan menggunakan sumber seismik (ledakan, vibroseis dll). Setelah sumber diberikan maka akan terjadi gerakan gelombang di dalam medium (tanah/batuan) yang memenuhi hukum-hukum elastisitas ke segala arah dan mengalami pemantulan ataupun pembiasan akibat munculnya perbedaan kecepatan. Kemudian, pada suatu jarak tertentu, gerakan partikel tersebut di rekam sebagai fungsi waktu. Berdasar data rekaman inilah dapat ‘diperkirakan’ bentuk lapisan/struktur di dalam tanah (batuan)

Metode Gravity (gaya berat) dilakukan untuk menyelidiki keadaan bawah permukaan berdasarkan perbedaan rapat masa cebakan mineral dari daerah sekeliling (r=gram/cm3). Metode ini adalah metode geofisika yang sensitive terhadap perubahan vertikal, oleh karena itu metode ini disukai untuk mempelajari kontak intrusi, batuan dasar, struktur geologi, endapan sungai purba, lubang di dalam masa batuan, shaff terpendam dan lain-lain. Eksplorasi biasanya dilakukan dalam bentuk kisi atau lintasan penampang. Perpisahan anomali akibat rapat masa dari kedalaman berbeda dilakukan dengan menggunakan filter matematis atau filter geofisika. Di pasaran sekarang didapat alat gravimeter dengan ketelitian sangat tinggi ( mgal ), dengan demikian anomali kecil dapat dianalisa. Hanya saja metode penguluran data, harus dilakukan dengan sangat teliti untuk mendapatkan hasil yang akurat.

Metode Magnetik (geomagnet) dilakukan berdasarkan pengukuran anomaly geomagnet yang diakibatkan oleh perbedaan kontras suseptibilitas, atau permeabilitas magnetik tubuh cebakan dari daerah sekelilingnya. Perbedaan permeabilitas relatif itu diakibatkan oleh perbadaan distribusi mineral ferromagnetic, paramagnetic, diamagnetic.Umumnya tubuh intrusi, urat hydrothermal kaya akan mineral ferromagnetic(Fe3O4, Fe2O3) yang memberi kontras pada batuan sekelilingnya. Metode ini sensitive terhadap perubahan vertical, umumnya digunakan untuk mempelajari tubuh intrusi, batuan dasar, urat hydrothermal yang kaya akan mineral ferromagnetic, struktur geologi. Dan metode ini juga sangat disukai pada studi geothermal karena mineral-mineral ferromagnetic akan kehilangan sifat kemagnetannya bila dipanasi mendekati temperatur Curie oleh karena itu digunakan untuk mempelajari daerah yang dicurigai mempunyai potansi Geothermal. Metode eksplorasi disukai karena data acquitsition dan data proceding dilakukan tidak serumit metoda gaya berat. Penggunaan filter matematis umum dilakukan untuk memisahkan anomaly berdasarkan panjang gelombang maupun kedalaman sumber anomaly magnetic yang ingin diselidiki. Di pasaran banyak ditawarkan alat geomagnet dengan sensitifitas yang tinggi seperti potongan PROTON MAGNETOMETER dan lain-lain.

Metode geolistrik adalah metoda eksplorasi geofisika yang kompleks karena terdiri dari bermacam-macam metoda. Diantaranya metode tahanan jenis (resisitivity), metode potensial diri (self potential), metoda potensial terimbas (induced potential), metoda misse a la masse, metode potensial dan lain-lain.

Metode geolistrik resistivitas ini dilakukan berdasarkan perbadaan harga tahanan jenis batuan yang terdapat pada daerah yang ingin diselidiki. Metoda ini mempunyai dua pendekatan yaitu:

· Pendekatan Horizontal (sounding)

· Pendekatan Vertikal (profiling)

Umumnya metoda tahanan jenis ini dilakukan dengan memasukkan arus listrik ke dalam tanah, lalu mengukur potensial yang timbul akibat adanya perbedaan tekanan jenis batuan. Aturan yang digunakan umumnya aturan elektroda Wenner atau Schlumberger. Makin jauh rentang elektroda arus, makn dalam penetrasi pendugaan yang dihasilkan

Metode Elektromagnetotelurik

Metode elektromagnetotelurik merupakan metode geofisika yang sangat populer dan sering digunakan dalam survey geologi, rekayasa, dan arkeologi dalam segala variasi. Akan tetapi, analisa data dan pemodelan biasanya dilakukan setelah kembali ke base camp atau laboratorium. Jika data dapat diproses secepat proses akuisisi, maka kita dapat memodifikasi konfigurasi atau distribusi titik pengamatan di lapangan jika diperlukan, sehingga akan lebih menghemat waktu dan biaya. Untuk keperluan tersebut, maka dikembangkan suatu cara transformasi untuk mempercepat proses analisis data, terutama untuk jumlah data yang sangat besar.

Inversi Bostick merupakan teknik yang sederhana dan cepat untuk analisis kurva sounding tahanan jenis semu dan fasa dari data megnetotelurik (MT). Pada metode transformasi tersebut informasi mengenai kedalaman diperoleh dari frekuensi pengukuran atau waktu untuk metoda elektromagnet berdasarkan prinsip skin-depth. Kemudian tahanan jenis semu pengukuran ditransformasikan menjadi tahanan jenis efektif sehingga diperoleh tahanan jenis sebagai fungsi dari kedalaman.

Tugas akhir ini membahas modifikasi transformasi Bostick berdasarkan kajian empiris menggunakan model-model sintesis yang dilakukan Meju (1995). Hal ini dimaksudkan agar diperoleh hasil transformasi berupa tahanan jenis sebagai fungsi dari kedalaman yang lebih realistis. Hasil modifikasi transformasi Bostick diuji menggunakan data magnetotelurik sintesis 1-D dan 2-D. Struktur 2-D dapat diidentifikasi menggunakan inversi data magnetotelurik 1-D selama struktur tersebut tidak terlalu jauh menyimpang dari model 1-D (berlapis horisontal).

Metode Georadar

Metode Georadar atau disebut juga dengan metoda Elektromagnetik Subsurface Profilling merupakan salah satu metode Geofisika untuk memetakan bawah permukaan yang relatif dangkal. Metoda ini menggunakan prinsip-prinsip gelombang elektromagnetik yang kedalaman penetrasi dan besarnya amplitudo yang terekam sangat tergantung pada sifat kelistrikan dari batuan/media bawah permukaan dan frekuensi peralatan yang digunakan.
Warna penampang vertikal atau citra rekaman georadar tersebut menunjukkan sinyal yang terekam. Warna hitam berarti sinyal yang terekam cukup tinggi, warna putih berarti sinyalnya sangat lemah (tidak ada sinyal). Sedangkan sinyal antaranya ditunjukkan oleh abu-abu (skala abu-abu). Intensitas sinyal ini sebanding juga dengan amplitudo gelombang pantul yang berkaitan dengan kontras konduktivitas.
Untuk menunjang interpretasi secara kualitatif, distribusi harga amplitudo yang berkaitan dengan konduktivitas yang terekam diklasifikasikan dalam bentuk warna dengan menggunakan beberapa perangkat lunak. Hal ini diterapkan untuk kasus sedimen lempung dengan hasil yang cukup memadai.

Metode Seismik

Metode seismik merupakan salah satu bagian dari seismologi eksplorasi yang dikelompokkan dalam metode geofisika aktif, dimana pengukuran dilakukan dengan menggunakan sumber seismic (palu, ledakan, dll). Setelah usikan diberikan, terjadi gerakan gelombang di dalam medium (tanah/batuan) yang memenuhi hukum-hukum elastisitas ke segala arah dan mengalami pemantulan ataupun pembiasan akibat munculnya perbedaan kecepatan. Kemudian, pada suatu jarak tertentu, gerakan partikel tersebut di rekam sebagai fungsi waktu. Berdasar data rekaman inilah dapat diperkirakan bentuk lapisan/struktur di dalam tanah.

Eksperimen seismik aktif pertama kali dilakukan pada tahun 1845 oleh Robert Mallet, yang oleh kebanyakan orang dikenal sebagai bapak seismologi instrumentasi. Mallet mengukur waktu transmisi gelombang seismik, yang dikenal sebagai gelombang permukaan, yang dibangkitkan oleh sebuah ledakan. Mallet meletakkan sebuah wadah kecil berisi merkuri pada beberapa jarak dari sumber ledakan dan mencatat waktu yang diperlukan oleh merkuri untuk be-riak. Pada tahun 1909, Andrija Mohorovicic menggunakan waktu jalar dari sumber gempa bumi untuk eksperimennya dan menemukan keberadaan bidang batas antara mantel dan kerak bumi yang sekarang disebut sebagai Moho.

Pemakaian awal observasi seismik untuk eksplorasi minyak dan mineral dimulai pada tahun 1920an. Teknik seismik refraksi digunakan secara intemsif di

Iran

untuk membatasi struktur yang mengandung minyak. Tetapi, sekarang seismik refleksi merupakan metode terbaik yang digunakan di dalam eksplorasi minyak bumi. Metode ini pertama kali didemonstrasikan di Oklahoma pada tahun 1921.

Seismik bias dihitung berdasarkan waktu jalar gelombang pada tanah/batuan dari posisi sumber ke penerima pada berbagai jarak tertentu. Pada metode ini, gelombang yang terjadi setelah usikan pertama (first break) diabaikan, sehingga sebenarnya hanya data first break saja yang dibutuhkan. Parameter jarak (offset) dan waktu jalar dihubungkan oleh sepat rambat gelombang dalam medium. Kecepatan tersebut dikontrol oleh sekelompok konstanta fisis yang ada di dalam material dan dikenal sebagai parameter elastisitas.

Sedangkan dalam seismik pantul, analisis dikonsentrasikan pada energi yang diterima setelah getaran awal diterapkan. Secara umum, sinyal yang dicari adalah gelombang-gelombang yang terpantulkan dari semua interface antar lapisan di bawah permukaan. Analisis yang dipergunakan dapat disamakan dengan echo sounding pada teknologi bawah air, kapal, dan sistem radar. Informasi tentang medium juga dapat diekstrak dari bentuk dan amplitudo gelombang pantul yang direkam. Struktur bawah permukaan dapat cukup kompleks, tetapi analisis yang dilakukan masih sama dengan seismik bias, yaitu analisis berdasar kontras parameter elastisitas medium.

Perbandingan metode seismik dengan metode geofisika lainnya

Apabila dibandingkan dengan metode-metode gefisika lainnya, metode seismik memiliki beberapa keunggulan dan kelemahan, yaitu:

Metode Seismik
Keunggulan	Kelemahan
Dapat mendeteksi variasi baik lateral maupun kedalaman dalam parameter fisis yang relevan, yaitu kecepatan seismik.	Banyaknya data yang dikumpulkan dalam sebuah survei akan sangat besar jika diinginkan data yang baik
Dapat menghasilkan citra kenampakan struktur di bawah permukan	Perolehan data sangat mahal baik akuisisi dan logistik dibandingkan dengan metode geofisika lainnya.
Dapat dipergunakan untuk membatasi kenampakan stratigrafi dan beberapa kenampakan pengendapan.	Reduksi dan prosesing membutuhkan banyak waktu, membutuhkan komputer mahal dan ahli-ahli yang banyak.
Respon pada penjalaran gelombang seismik bergantung dari densitas batuan dan konstanta elastisitas lainnya. Sehingga, setiap perubahan konstanta tersebut (porositas, permeabilitas, kompaksi, dll) pada prinsipnya dapat diketahui dari metode seismik.	Peralatan yang diperlukan dalam akuisisi umumnya lebih mahal dari metode geofisika lainnya.
Memungkinkan untuk deteksi langsung terhadap keberadaan hidrokarbon	Deteksi langsung terhadap kontaminan, misalnya pembuangan limbah, tidak dapat dilakukan.

Berdasar kelemahan dan keunggulannya, maka metode seismik sangat baik digunakan jika dapat diperkirakan bahwa terdapat kontras kecepatan pada target yang diinginkan. Namun, mengingat bahwa suatu survei geofisika disamping keunggulan metode juga harus memperhatikan sisi ekonomisnya, maka pemilihan metode-metode yang cocok dari segi ekonomis dan target menjadi sangat penting.

Perbandingan Seismik Bias dan Pantul

Keunggulan dan kelemahan metode seismik bias dan pantul adalah sebagai berikut.

Metode Bias		Metode Pantul
Keunggulan	Kelamahan	Keunggulan	Kelemahan
Pengamatan refraksi membutuhkan lokasi sumber dan penerima yang kecil, sehingga relatif murah dalam pengambilan datanya			Karena lokasi sumber dan penerima yang cukup lebar untuk memberikan citra bawah permukaan yang lebih baik, maka biaya akuisisi menjadi lebih mahal.
Prosesing refraksi relatif simpel dilakukan kecuali proses filtering untuk memperkuat sinyal first berak yang dibaca.			Prosesing seismik refleksi memerluakn komputer yang lebih mahal, dan sistem data base yang jauh lebih handal.
Karena pengambilan data dan lokasi yang cukup kecil, maka pengembangan model untuk interpretasi tidak terlalu sulit dilakukan seperti metode geofisika lainnya.			Karena banyaknya data yang direkam, pengetahuan terhadap database harus kuat, diperlukan juga beberapa asumsi tentang model yang kompleks dan interpretasi membutuhkan personal yang cukup ahli.
	Dalam pengukuran yang regional , Seismik refraksi membutuhkan offset yang lebih lebar.	Pengukuran seismik pantul menggunakan offset yang lebih kecil
	Seismik bias hanya bekerja jika kecepatan gelombang meningkat sebagai fungsi kedalaman.	Seismik pantul dapat bekerja bagaimanapun perubahan kecepatan sebagai fungsi kedalaman
	Seismik bias biasanya diinterpretasikan dalam bentuk lapisan-lapisan. Masing-masing lapisan memiliki dip dan topografi.	Seismik pantul lebih mampu melihat struktur yang lebih kompleks
	Seismik bias hanya menggunakan waktu tiba sebagai fungsi jarak (offset)	Seismik pantul merekan dan menggunakan semua medan gelombang yang terekam.
	Model yang dibuat didesain untuk menghasilkan waktu jalar teramati.	Bawah permukaan dapat tergambar secara langsung dari data terukur

Berdasar perbedaan-perbedaan tersebut, teknik refleksi lebih mampu menghasilkan data pengamatan yang dapat diinterpretasikan (interpretable). Seperti telah dinyatakan sebelumnya, bagaimanapun juga teknik refleksi membutuhkan biaya yang lebih besar. Biaya tersebut biasanya sangat signifikan secara ekonomis.

Karena survey refleksi membutuhkan biaya lebih besar daripada survey refraksi, maka sebagai konsekuensinya survey refraksi lebih senang digunakan untuk lingkup sempit/kecil. Misalnya digunakan dalam mendukung analisis lingkungan atau geologi teknik. Sedangkan survey refleksi digunakan dalam eksplorasi minyak bumi.

( entung : untuk explorasi aja buanyak bgt metodenya yo. Tapi ra po po hasilnya kan jauh lebih buuuuaaaaanyak lagi.hehehehe )

Mekanisme Fokus

noreply@blogger.com (Unknown) — Tue, 3 May 2011 00:08:00 -0700

Teori Kopel Tunggal

Menurut kesimpulan para ahli seismologi pada tahun 1960 gempa bumi secara implisit adalah suatu slip sesar yang tiba-tiba. Untuk menentukan mekanisme sumber gempa salah satu metodenya adalah dengan membandingkan pola arah gerak awal gelombang seismik yang teramati di seluruh dunia dengan pola teoritis yang dihitung berdasarkan model gaya sederhana. Rekaman yang pertama kali tercatat ialah gelombang P (primer).

Seorang ahli seismologi H.Nakano yang pertama kali membuat perhitungan teoritis tentang pola radiasi gelombang dengan anggapan bahwa di dalam sumber gempa bekerja dua gaya yang berlawanan arah dan sama besar (kopel tunggal) atau sistem gaya type I.

Sedangkan P.Byerly membuat metode untuk mengurai arah gerak suatu sumber sesar yang dianggap pegas elastis. Didapat dari perbedaan awal gelombang P yang diamati, dengan menggunakan metode kopel tunggal.

Metode ini dikembangkan oleh Hodson untuk menentukan karakteristik bidang sesar gempa.

Berdasarkan pola radiasi gelombang P, tidak membedakan antara bidang sesar dan bidang yang tegak lurus bidang sesar (Auxiliary Plane) karena bentuk pola radiasi simetris, sehingga digunakan radiasi gerak awal gelombang S, karena memiliki dua lob sehingga dapat dibedakan bidang sesar yang dikehendaki.

Teori Kopel Ganda

Honda (1957) mengusulkan ada 2 tipe gaya yang mungkin untuk sumber berupa titik (diasumsikan sumber gempa berupa titik) sistem gaya tipe I single couple (kopel tunggal) dan sistem gaya tipe II double couple (kopel ganda). Sistem gaya tipe I terdiri dari sepasang gaya dengan arah berlawanan tetapi sejajar dan bergerak sepanjang sumbu Y. Pergerakan ini ditransmisikan ke permukaan sebagai gelombang P, menjadi gerakan kompresi (Upward) dan dilatasi (Downward) dari tanah. Sistem gaya tipe II terdiri dari dua pasang gaya yang masing-masing memiliki besar yang sama dan tegak lurus satu sama lainnya. Gempa bumi pada dasarnya disebabkan oleh sistem gaya tipe II (Honda, 1957).

Analisa terhadap polaritas pertama gelombang P dapat untuk mengetahui orientasi sesar gempa, seperti strike, dip dan arah pergerakan sesar, sedangkan ukuran gempa bumi seperti panjang dan lebar dapat dilakukan dengan menganalisa amplitudo dan bentuk gelombang seismiknya, perubahan bentuk kerak bumi, dan distribusi gempa susulan.

Polaritas gelombang P yang dibuat berdasarkan model kopel ganda mempunyai pola kuadratik yang sama. Amplitudo gerakan awal gelombang P besar dan positif (+) disekitar sumbu kompresi serta besar dan negatif (–) disekitar sumbu dilatasi. Amplitudo menjadi nol di sepanjang dua bidang yang memisahkan daerah dengan polaritas yang berbeda (bidang nodal).

Gambar Pola radiasi gerakan pertama gelombang P dan S untuk sumber : a) Kopel Tunggal dan b) Kopel Ganda

sistem gaya kopel ganda menyatakan sumber gempa bekerja empat gaya sama besar dan berlawanan arah yang berlaku sebagai sepasang momen gaya yang saling tegak lurus. Gaya ini selanjutnya disebut sebagai sistem gaya type II. Sistem ini dapat menerangkan posisi gaya yang bekerja pada akhir proses patahnya atau bergesernya suatu lapisan sesuai teori pegas elastis (Elastic Rebound Theory). Teori ini dapat juga menerangkan polaritas gelombang P dari tempat gempa bumi alami.

Karakteristik model kopel ganda :

a. Asumsi sumber titik : Dengan asumsi bahwa sumber gempa adalah sebuah titik. Hal ini cocok apabila jarak hiposenter dan stasiun lebih besar dari ukuran sesar.

b. Konfigurasi sistem gaya kopel ganda : Model ini mempunyai dua pasang gaya yang masing-masing mempunyai magnitude yang sama dan berlawanan arah.

c. Ekuivalen sistem gaya kopel ganda dengan dengan dislokasi geser (gerak sesar) :

Sistem gaya kopel ganda menghasilkan medan perpindahan yang sama terhadap sumber gempa seperti yang sama berkenaan dengan dislokasi geser (shear dislocation) di sepanjang sesar.

Salah satu dari dua orientasi kopel ganda merupakan orientasi dari sesar, sehingga kopel ganda menghasilkan dua orientasi bidang sesar yang mungkin terjadi.

Teori Mekanisme dengan Metode Impuls Pertama Gelombang P

Ketika gempa bumi terjadi maka gelombang gempa bumi akan terpancarkan ke segala arah berbentuk phase gelombang. Phase awal yang tercatat lebih dahulu ialah gelombang P, karena memiliki kecepatan terbesar dari pada gelombang yang lainnya.

Arah gerakan pertama impuls dari gelombang P inilah yang kemudian diamati untuk mempelajari fokal mekanisme. Hal ini dapat disebabkan karena gelombang P yang paling jelas pembacaannya. Dan alat yang digunakan pada umumnya ialah seismograf type vertikal sehingga pembacaan gelombang S menjadi sulit. Selain untuk menentukan gerakan awal gempa dan studi solusi bidang sesar, metode ini penting untuk menentukan gerakan dari plate tektonik dan penting untuk menentukan gerakan relative dari Lithosfer.

Solusi untuk menentukan arah dan orientasi menyebabkan terjadinya bidang sesar yang disebut sebagai “Fault Plane Solution”. Ada beberapa ketentuan dalam mempelajari solusi bidang sesar ini :

a. Arah gerak awal gelombang P harus dianggap sama atau sesuai dengan arah gaya kopel yang bekerja di sumber gempa.

Dalam mekanisme gempa bumi terdapat dua hipotesa yang berlaku. Pertama adalah teori kopel tunggal yang menyatakan bahwa di dalam sumber gempa bekerja dua gaya yang sama besar dan berlawanan arahnya dan berlaku sebagai momen.

Sedangkan teori kopel ganda menyatakan bahwa pada sumber bekerja empat gaya yang sama besar dan berlaku sebagai pasangan momen gaya yang saling tegak lurus.

b. Focus harus dianggap berbentuk bola didalam bumi dimana bumi dianggap homogen.

Pada dasarnya solusi bidang sesar adalah mencari dua bidang nodal orthogonal (orthogonal nodal plane) yang memisahkan gerakan pertama gelombang dalam kuadran kompresi dan dilatasi pada bola fokusnya.

Bola Fokus

Bola fokus merupakan ilustrasi penjalaran gelombang yang berpusat pada hiposenter sumber gempa. Bola fokus digunakan untuk menggambarkan radiasi gelombang seismik dari sebuah sumber gempa. Penyelesaian bola fokus diperoleh dari distribusi gerakan kompresi dan dilatasi di permukaan bumi yang diproyeksikan melalui lintasan yang sama dengan penjalaran gelombangnya ke permukaan bola fokus. Bola fokus adalah bola satuan (jari-jari 1 satuan) yang fiktif (diandaiakn ada) berpusat pada fokus gempa (sumberdianggap titik). Bola fokus mengandaikan medium penjalaran gelombang adalah homogen (gelombang menjalar lurus didalamnya), hal ini dilakukan karena polaritas gerakan pertama gelombang P adalah tetap disepanjang penjalarannya. Mekanisme sumber gempa merupakan metode peninjauan solusi bidang sesar. Konsep dasar penentuan mekanisme sumber berkembang dari konsep kopel ganda. Solusi bidang sesar meliputi stike, dip dan slip dari bidang sesar.

Penentuan solusi bidang sesar dapat dilakukan dengan berbagai cara, antara lain dengan menggunakan polarisasi gerakan awal gelombang P. Pola polarisasi gelombang P yang berupa kompresi (tekanan) dan dilatasi (tarikan) mengakibatkan ruang disekitar episenter gempa (hiposenter), yang dimisalkan suatu bola, dapat dibagi menjadi empat kuadran yang dipisahkan oleh dua buah bidang nodal yang membentuk suatu mekanisme gempa.

Penyelesaian bola fokus diperoleh dari distribusi gerakan kompresi dan dilatasi di permukaan bumi yang diproyeksikan melalui lintasan yang sama dengan penjalaran gelombangnya ke permukaan bola fokus. Bola fokus adalah bola satuan (jari-jari 1 satuan) yang fiktif (diandaikan ada) berpusat pada fokus gempa.

Gambar Gerakan awal gelombang P pada beberapa stasiun pencatat gempa yang dipengaruhi oleh gaya kompresi dan dilatasi.

Proyeksi Stereografik

Analisa pola gerakan awal gelombang P pada permukaan bola secara tiga dimensi akan sukar dilakukan. Oleh karena itu, untuk mempermudah analisis diperlukan penggambaran distribusi pada suatu gambar dua dimensi yaitu dengan cara proyeksi stereografik. Dalam gambar ini, arah dan kemiringan suatu garis (diwakili oleh suatu titik pada permukaan bola) dan jurus (strike) dan kemiringan (dip) suatu bidang dapat ditentukan dengan pasti.

Proyeksi stereografik ada dua tipe, yaitu proyeksi stereografik sama luas (equal-area stereo-net projection) dan proyeksi stereografik sama sudut (equal-angle stereo-net projection). Perbedaan pada dua proyeksi ini adalah daya pisahnya, yaitu untuk proyeksi sama luas mempunyai daya pisah lebih besar dibagian tengah, sedang untuk proyeksi sama sudut mempunyai daya pisah lebih besar dibagian luar.

Berdasarkan bagian yang dipakai, pada umumnya hanya ada dua bagian, yaitu setengah bola bagian atas (upper hemisphere) dan setengah bola bagian bawah (lower hemispher). Biasanya proyeksi yang dipakai adalah proyeksi yang menggunakan setengah bola bagian bawah llower hemispher), garis-garis lintang dan bujur pada proyeksi stereonet dibayangkan lerletak pada permukaan cekungan setengah bola bagian bawah.

Sehingga, orientasi garis dan bidang dapat ditentukan dengan mudah sesuai dengan orientasi garis dan bidang yang sebenarnya.

Batuan

noreply@blogger.com (Unknown) — Mon, 2 May 2011 22:29:00 -0700

Batuan sedimen mempunyai jenis butiran kerangka yang agak terbatas dari segi mineraloginya. Ini kerana sebahagian besar mineral yang kurang stabil yang terdapat dalam batuan igneus dan metamorf telah musnah/hilang semasa proses angkutan/pemendapan.
Kebanyakkan mineral yang ada merupakan mineral yang tahan dari segi ketahanan kimia dan fizikal.
Antara butiran/mineral yang banyak ditemui dalam batu sedimen ialah;

Kuarza monohablur
polihablur
Feldspar K-feldspar
plagioklas
Pecahan batuan rijang
batu pasir
batu lumpur
syis
basalt
granit halus
Mika muskovit
Mineral berat rutil
zirkon
________________________________________
KAITAN BUTIRAN KERANGKA DENGAN BATUAN PUNCA
Butiran kerangka mempunyai kaitan yang sangat rapat dengan batuan punca (provenance)
Provenance adalah tempat asal atau punca dari mana batuan/butiran sedimen berasal. Ini termasuklah dari batuan jenis apalah ianya berasal, dan juga bagaimanakah keadaan muka bumi dan iklim kawasan batuan punca tersebut
Untuk menentukan provenance ini, kajian petrografi mestikah meneliti perkara seperti berikut;
* Jenis mineral/butiran
* Sifat optik mineral atau batuan, seperti jenis pemadaman dan lain-lain
* Saiz butiran
* Bentuk - kebulatan dan kesferaan
Dengan mengetahui sifat-sifat ini, kita dapat tentukan batuan punca untuk sampel yang dikaji
Ada butiran yang membentuk batuan sedimen yang hanya terdapat di kawasan tertentu sahaja, dan ini boleh digunakan untuk menentukan jenis batuan punca
________________________________________
KUARZA
Secara umum, semua batuan igneus dan kebanyakkan batuan metamorf (kecuali kuarzit) mengandungi kuarza disekitar 40% daripada keseluruhan isipadunya. Tetapi dalam batuan sedimen, kandungan kuarzanya melebihi 65% untuk batu pasir dan 30% untuk syal.
Merupakan butiran yang paling banyak terdapat dalam batuan sedimen
Di antara sifat-sifat butiran kuarza yang penting dikaji ialah; * jenis pemadaman * inclusion mineral lain di dalamnya * inclusion cecair (fluid inclusions) * monohablur atau polihablur * jenis sempadan antara hablur untuk polihablur * lamela canggaan (deformation lamellae)
Jika sempada antara kuarza polihablur berjenis sutur, ini menunjukkan kuarza polihablur ini adalah berasal daripada batuan metamorf. Butiran kuarza ini juga biasanya akan berbentuk memanjang dan tersusun dalam satu arah yang sama
Kuarza polihablur yang berasal daripada batuan igneus biasanya mempunyai sempadan hablur yang lurus
Jenis pemadaman kuarza juga penting diperhatikan. Selalunya kuarza dari batuan metamorf mempunyai pemadaman bergelombang. Walau bagaimanapun, ini tidak sentiasa benar
Kuarza asalan volkanik mempunyai bentuk euhedral atau subhedral, dan juga mempunyai struktur tekukan
Kehadiran "inclusion" atau mineral yang terkepong di dalam kuarza juga boleh membantu untuk mengenali punca batuan asal. Kuarza yang banyak "inclusion vacuoles" berasal daripada punca bersuhu rendah seperti telerang hidrotermal
Kuarza yang bentuknya terlalu bulat dan kesferaannya sangat tinggi biasanya berasal daripada punca batuan sedimen yang sedia ada sebelumnya

________________________________________
FELDSPAR
Feldspar merupakan butiran yang ke-dua penting. Feldspar terdiri daripada beberapa jenis dan boleh membantu kita mengenali batuan punca
Walaupun feldspar merupakan mineral silikat pembentuk batuan yang utama dan banyak terdapat dalam batuan igneus dan metamorf, tetapi dalam batuan sedimen klastik, feldspar wujud dalam jumlah yang sangat sedikit, iaitu 10 - 15% sahaja. Ini kerana proses luluhawa kimia yang intensif boleh memusnahkan butiran feldspar
Batuan yang banyak feldspar seperti arkos mestilah berasal daripada punca yang kaya dengan feldspar, dan selalunya terendap dekat dengan batuan punca
Kembaran yang terdapat dalam mineral feldspar boleh membantu kita mengenali jenis-jenis feldspar, dan juga boleh membantu kita mengenali batuan punca, kerana sesetangah feldspar hanya boleh ditemui dalam batuan tertentu sahaja
Feldspar alkali selalunya lebih biasa ditemui berbanding dengan plagioklas. Ini sisebabkan ketahanannya terhadap luluhawa adalah tinggi, dan juga kerana batuan punca seperti granit dan gneis mempunyai kandungan K-feldspar yang lebih banyak berbanding dengan plagioklas Plagioklas anortik tidak banyak terdapat dalam batuan punca jenis daratan berbanding dengan plagioklas jenis albit. Ini disebabkan batuan kebenuaan kebiasaannya dari jenis asid dan pertengahan
Di lautan dan arka kepulauan, kebanyakkan batuan punca adalah daripada jenis basid atau mafik yang kaya dengan plagioklas jenis kalsit (anortik)
K-feldspar jenis sanidin berasosiasi dengan batuan metamorf sentuhan bersuhu tinggi, ataupun dengan batuan volkanik
Mikroklin boleh ditemui di dalam batuan metamorf dan igneus pluton, tapi tidak terdapat dalam batuan volkanik
Plagioklas yang berzon umumnya berasal daripada punca batuan volkanik, dan jarang ditemui dalam batuan igneus pluton dan batuan metamorf
Feldspar yang berasal daripada batuan piroklastik berkecendungan mempunyai bentuk euhedral, selalunya pecah, manakala feldspar daripada punca igneus pluton pula berbentuk anhedral
________________________________________
PECAHAN BATUAN (rock fragments)
Butiran yang jelas menunjukkan sifat batuan asal dipanggil pecahan batuan. Pecahan batuan yang terdiri daripada satu mineral/hablur sahaja, dan telah hilang sifat asal batuan asal tidak dikelaskan sebagai pecahan batuan
Pecahan batuan merupakan salah satu komponen yang sangat penting dalam sedimen detrital kerana ia dapat memberi maklumat batuan punca secara langsung
Kewujudan pecahan batuan dalam batuan sedimen bergantung kepada beberapa faktor; * nisbah antara saiz mineral dalam batuan asal berbanding dengan saiz butiran pecahan/partikel * darjah saling mengunci (interlocking) di dalam batuan asal * kestabilan kimia pecahan batuan * jenis dan intensiti luluhawa dan proses angkutan yang dialami * luluhawa selepas terendap
Semasa mengalami proses luluhawa, kecenderungan yang akan berlaku ialah;
• saiz pecahan batuan akan mengecil
• pecahan batuan yang mengandungi lebih daripada satu hablur akan pecah dan menjadi pecahan satu mineral
• feldspar dan lain-lain mineral yang kurang stabil akan musnah/hilang menjadi saiz lumpur
Kecenderunang ini menyebabkan pecahan batuan yang mengandungi banyak hablur/mineral adalah kurang stabil berbanding dengan pecahan batuan satu hablur
Tiga kumpulan pecahan batuan yang utama ialah;
• kumpulan argilit: termasuk syal, sabak, filit dan syis
• kumpulan volkanik
• kumpulan silika: termasuklah kuarza dan chert
Batuan punca yang berbutir halus seperti batu lodak, syal, pasir halus, syis dan rijang merupakan pecahan yang biasa ditemui dalam batuan sedimen. Serpihan igneus yang berbutir halus juga boleh ditemui
Serpihan batuan karbonat juga terdapat, tetapi jurang ditemui kerana ketahanan kimianya kurang. Kehadiran serpihan batuan karbonat selalunya menunjukkan pemendapan berdekatan dengan kawasan batuan punca
Serpihan volkanik boleh berasal daripada batuan volkanik yang telah sedia ada sebelumnya, ataupun berasal daripada aktiviti volkanik yang berlaku semasa pengendapan berlaku. Agak sukar untuk kita menentukan asalan pecahan batuan volkanik yang tepat
Serpihan/pecahan batuan boleh mengalami perubahan bentuk oleh proses diagenesis. Pecahan batu lumpur mungkin sukar dikenali bila ianya mengalami tekanan/himpitan, yang mana apabila terhimpit, ia akan memasuki celah-celah butiran kerangka. Akhirnya pecahan ini kelihatan seperti matrik

________________________________________
MIKA
Mineral mika jarang ditemui di dalam batuan sedimen
Muskovit lebih tahan proses luluhawa berbanding dengan biotit, dan sebab itulah muskovit lebih kerang ditemui
Punca mika boleh samada daripada batuan igneus pluton, daripada batuan metamorf seperti syis dan gneis, ataupun daripada batuan volkanik
Secara umumnya, kehadiran mika yang banyak mencadangkan batuan punca jenis metamorf, dan puncanya tidaklah jauh
________________________________________
MINERAL BERAT
Mineral yang mempunyak "specific gravities" lebih daripada 2.9 dipanggil mineral berat
Mineral berat sangat berguna untuk menentukan batuan punca sebab ianya sangat tahan terhadap luluhawa kimia dan fizis, dan juga kerana mineral ini hanya wujud dalam batuan jenis tertentu sahaja
Walau bagaimanapun, mineral berat sukar dikaji menerusi irisan nipis, disebabkan jumlahnya terlalu sedikit
Bentuk yang sangat bulat selalunya menunjukkan mineral ini telah mengalami hakisan berulang kali. Ini bermakna puncanya ialah batuan sedimen yang telah mengalami proses hakisan pengendapan berulangan kali

Prediksi Gempa Bumi

noreply@blogger.com (Unknown) — Mon, 2 May 2011 22:15:00 -0700

Prediksi gempa bumi meliputi parameter lokasi, waktu dan skala gempa bumi tersebut. Ketiga paremeter tersebut harus ada, sehigga penanggulangan bencana bias dilakukan dengan tepat dan proporsional. Sayangnya sampai saat ini prediksi gempa yang tepat dan teliti belum bisa dipertanggung jawabkan secara ilmiah, karena tanda-tandanya (precursor) tidak pasti. Gejala yang banyak diamati berdasarkan pada sifat-sifat batuan yang mengalami stress akibat tekanan yang ditimbulkan dari pergerakan lempeng tektonik. Gejala tersebut terlihat pada perubahan posisi satu titik relatif terhadap titik lainnya yang diamati dengan menggunakan Global Positioning System (GPS). Perubahan posisi tersebut bisa terlihat nyata setiap tahunnya, namun belum bisa dipakai untuk prediksi gempa. Gejala lainnya adalah perubahan muka air tanah, electro magnetis, seismisitas, kecepatan gelombang dsb. Semuanya tetap belum bisa dipakai sebagai tanda yang jelas untuk predisksi gempa bumi.

Karena prediksi gempa bumi belum sempurna, maka lebih tepat digunakan forcasting yang mencakup luasan daerah, kisaran waktu maupun kisaran skala sebagai penanggulangan bencana ataupun analisa resiko gempa bumi. Berdasarkan sejarah kekuatan sumber gempa, aktifitas gempa bumi di Indonesia bisa dibagi dalam 6 daerah aktifitas (gambar 5);
1. 1. Daerah sangat aktif. Magnitude lebih dari 8 mungkin terjadi di daerah ini. Yaitu di Halmahera, pantai utara Irian.
2. 2. Daerah aktif. Magnitude 8 mungkin terjadi dan magnitude 7 sering terjadi. Yaitu di lepas pantai barat Sumatra, pantai selatan Jawa, Nusa Tenggara, Banda.
3. 3. Daerah lipatan dan retakan. Magnitude kurang dari 7 mungkin terjadi. Yaitu di pantai barat Sumatra, kepulauan Suna, Sulawesi tengah.
4. 4. Daerah lipatan dengan atau tanpa retakan. Magnitude kurang dari tujuh bisa terjadi. Yaitu di Sumatra, Jawa bagian utara, Kalimatan bagian timur.
5. 5. Daerah gempa kecil. Magnitude kurang dari 5 jarang terjadi. Yaitu di daerah pantai timur Sumatra, Kalimantan tengah.
6. 6. Daerah stabil, tak ada catatan sejarah gempa. Yaitu daerah pantai selatan Irian, Kalimantan bagian barat.

Pembagian daerah aktif gempa bisa juga ditinjau dari data makro atau intensitas gempa yang pernah dirasakan. Peta intensitas gempa Bengkulu pada tanggal 4 Juni 2000 (gambar 4) adalah satu kasus data makro yang langsung bisa dikaitkan dengan bangunan. Beberapa kasus gempa merusak merupakan data makro yang menghasilkan peta intensitas regional seperti yang pernah dilakukan oleh J.Murjaya dan G.Ibrahim pada tahun 1998, (gambar 6). Pada peta ini, daerah yang terkena dampak gempa bumi dibagi menjadi 4 daerah;
1. 1. Daerah dengan intensitas MMI IX atau lebih.
2. 2. Daerah dengan intensitas MMI VII-VIII.
3. 3. Daerah dengan intensitas MMI V-VI.
4. 4. Daerah dengan intensitas MMI < V
Pembagian ini masih bersifat regional, dengan perkataan lain bahwa untuk analisa resiko gempa pada suatu bangunan yang terletak pada suatu tempat di satu kota, memerlukan analisa mikro yang memasukkan beberapa unsur seperti lapisan tanah tempat bangunan, ketebalan lapisan, respon tanah dan bangunan terhadap getaran dsb.

Monitoring gempa susulan

noreply@blogger.com (Unknown) — Mon, 2 May 2011 22:06:00 -0700

Gempa susulan (aftershock) merupakan proses stabilisasi medan stress ke keseimbangan yang baru setelah pelepasan energi atau stress drop yang besar pada gempa utama. Setiap gempa tektonik dangkal (kira-kira < 100km) selalu diikuti oleh dislokasi atau patahan. Dislokasi ini mengganggu keseimbangan medium sekelilingnya, sehingga dengan sendirinya muncul gempa lainnya yang merupakan proses keseimbangan baru. Proses ini bisa berlangsung beberapa jam sampai berminggu-minggu, tergantung pada besar gempa utama dan sifat batuan. Frekuensi dan magnitude gempa susulan ini umumnya menurun secara exponensial terhadap waktu (gambar 4). Extrapolasi kurva frekuensi dan magnitude terhadap waktu bisa menjadi patokan perkiraan besarnya gempa susulan, sehingga bahaya dari gempa susulan ini menjadi sangat serius apabila gempa utama telah merusak struktur bangunan. Struktur bangunan yang sudah dirusak oleh gempa bisa dianggap seperti susunan dinding, batu dan pilar yang tak mempunyai daya ikat lagi satu sama lain. Sehingga gempa susulan dengan MMI IV saja sudah cukup untuk merubuhkan bangunan.

Untuk itu peranan peneliti gempa susulan baik dari BMG atau lainnya sangat diperlukan untuk melihat tingkat penurunan aktifitas gempa. Gempa susulan Bengkulu yang dilaporkan team survey BMG menunjukkan penurunan aktifitas secara exponensial (gambar 4). Pada hari ke empat terdapat gempa susulan dengan skala Mw6.5 yang mengakibatkan kenaikan aktifitas kedua setelah gempa utama.

Monitoring Gempa bumi

Kenyataan bahwa berita bencana sangat cepat menyebar di media massa, sehingga pemerintah atau lembaga lainnya sangat cepat bereaksi untuk memberikan bantuan untuk penduduk yang sedang dilanda bencana. Jika kita bisa meramalkan gempa bumi, maka bencana tentunya tidak akan terjadi dan tidak perlu mengeluarkan dana. Namun teknik untuk meramal gempa bumi sampai sekarang belum ada yang bisa dipertahankan secara ilmiah, sehingga kita perlu mempersiapkan diri, lingkungan dan bangunan yang tahan terhadap gempa bumi. Untuk itu diperlukan peta aktifitas gempa bumi yang menunjukkan bahwa aktifitas seismik (gempa) di

Indonesia

umumnya tinggi hampir di semua pulau. Setiap pulau mempunyai tingkat aktifitasnya masing-masing yang perlu di monitor dengan merapatkan jaringan seismograp sehingga informasi aktifitas gempa bumi bisa lebih teliti.

Bencana gempa bumi, tsunami atau letusan gunung berapi adalah suatu bukti dari ketidakmampuan kerak bumi menampung akumulasi deformasi yang berasal dari proses berkesinambungan dari pergerakan tektonik lempeng atau pergerakan magma kepermukaan. Sehingga deformasi sesaat berupa gempa bumi atau letusan gunung api tak terhindarkan. Bencana gunung berapi umumnya dapat ditanggulangi secara dini, karena gejala letusan bisa diamati, mulai dari arah letusan, arah aliran magma sampai pada luas daerah yang akan mengalami bencana dapat diperkirakan. Gunung Rabaul (Papua Nugini) contohnya meletus bulan September 1994. Persiapan evakuasi telah dilaksanakan secara bertahap 10 tahun sebelumnya, sehingga nyawa dan harta dapat diselamatkan. Hal ini menyangkut efektifitas informasi yang disampaikan pada masarakat. Dipihak lain juga menyangkut keberhasilan monitoring dan penelitian tentang tabiat pergerakan magma dan peramalannya.

Dua pihak antara masarakat dan peneliti berkomunikasi dengan baik sehingga calon korban dapat dan mau diselamatkan. Karena itu interaksi antara masarakat dan peneliti gempa bumi perlu ditingkatkan seperti halnya bencana gunung api. Korban gempabumi disebabkan oleh runtuhan bangunan yang digoyang gempa, sedangkan korban letusan gunungapi disebabkan oleh aliran lahar, magma, debu panas, atau kebakaran, dimana manusia tidak dapat bertahan ditempat kejadian dan harus mengungsi puluhan kilometer. Calon korban gempa bumi tidak perlu mengungsi asalkan bangunan dan lingkungan mereka tahan terhadap gempa bumi, karena itu sangat perlu kita sadari bersama bahwa jatuhnya korban karena runtuhan bangunan atau kejatuhan peralatan rumah tangga.

Resiko terhadap gempa bumi jelas ada, namun gejalanya tak sejelas bencana gunung berapi, karena itu pengertian dan pengetahuan masyarakat lebih ditekankan agar tidak membangun bencananya sendiri di tempat kediaman. Pegertian ini dapat ditingkatkan dengan penerangan dan penjelasan tentang kenyataan hidup di lokasi aktif gempa. Makin besar kesiagaan masarakat atas bencana yang mengancam, maka makin kecil resiko yang dihadapi. Sarana yang paling efektif menurut penulis adalah pendidikan formal melalui program monitoring di sekolah atau program monitoring di daerah sekitar aktif gempa dimana pemerintah daerah langsung ikut terlibat didalamnya.

Penanggulangan

Bencana alam terfokus pada korban manusia beserta miliknya. Peristiwa alam yang extreem (tsunami setinggi 20m misalnya) tidak masuk dalam kategori bencana alam apabila tidak menelan korban. Karena itu bencana alam bergantung pada dua faktor yang harus ada; peristiwa alam dan penduduk.

Identifikasi daerah tsunami berdasarkan sejarah sudah bisa dikenali sebagai daerah bahaya tsunami yang harus diwaspadai. Apalagi untuk masa sekarang, faktor jumlah penduduk jauh lebih banyak, sehingga bencana alam bisa lebih besar dibanding 100 tahun yang lalu di tempat yang sama. Jumlah korban akibat tsunami sangat bergantung pada tinggi gelombang yang sampai di pantai. Disamping sejarah, perkiraan tinggi gelombang bisa dihitung melalui model sumber gempa, bentuk pantai dan bentuk permukaan dasar laut (batimetri). Sehingga pembangunan pelabuhan, perumahan di sekitar pantai dapat mempertimbangkan efek tsunami yang mengancam.

Selain tsunami, korban banyak juga terjadi karena runtuhan bangunan yang tak tahan terhadap percepatan gelombang gempa yang tinggi. Maksimum percepatan gelombang gempa terjadi pada saat gempa terbesar yang pernah terjadi di suatu daerah. Ini menjadi catatan yang sangat penting bagi perancang bangunan agar bisa merancang bangunan yang tahan terhadap percepatan maksimum tersebut. Namun tidak banyak data percepatan maksimum yang pernah dicatat, sehingga dilakukan secara empirik dimana magnitude atau intensitas gempa dikonversikan ke percepatan dengan beberapa asumsi.

Peranan peneliti untuk mengetahui bencana gempa bumi sangat diperlukan agar calon korban gempa bumi bisa dihindari dengan berbagai cara, namun yang paling penting menurut kami adalah ‘melek’ gempa untuk kesadaran kita hidup di daerah aktif gempa. Sangat analogi dengan sabuk pengaman di mobil, jika tidak dipakai tidak akan berguna sampai suatu kecelakaan yang fatal.

GEOLOGI INDONESIA

noreply@blogger.com (Unknown) — Mon, 2 May 2011 20:18:00 -0700

Gunungapi adalah fenomena utama yang menyertai evolusi kulit bumi. Hal ini merupakan hasil nyata dapat dijumpai dalam seluruh waktu geologi. Mengambil konsep kevulkanikan dalam arti luas, sebagai sebuah proses internal maupun eksternal yang menyeluruh merupakan faktor utama dalam evolusi kerak bumi.
Kepulauan Indonesia merupakan reprasentasi singkat dari penjelasan ini. Sejumlah busur orogen dapat dicirikan dengan baik sejak zaman Paleosoikum sampai Resen. Sebagian besar diikuti oleh intrusi dan ekstrusi batuan beku dari berbagai umur. Pencirian dapat dibuat oleh batuan beku pra orogen, ofiolit hasil geosinklin, batuan hasil geantiklin berafinitas Pasifik, variasi orogen akhir dari batuan berafinitas Mediteran serta ekstrusi basal olivin pasca orogen.
Paparan Sunda membentuk tepi kontinen yang kurang stabil, dikelilingi oleh sistem busur vulkanik Sunda. Ini dikonsolidasikan oleh orogenesa yang terjadi di daerah ini pada Palaesoikum Muda – Mesosoikum Tua. Siklus diatrofisma ini berawal di kepulauan Anambas dan menyebar ke arah timur laut ke Natuna dan ke arah barat daya ke kepulauan Riau dan Bangka Beliton. Di kepulauan Anambas batuan beku basa (gabro, gabro porfiri, diabas dan andesit) merupakan kelompok batuan tua yang diintrusi oleh batolit granit berumur Permo Trias. Kelompok batuan ini sebanding dengan batuan Permokarbon Pulu Melayu di Kalimantan Barat.
Di kepulauan Natuna batuan tertua terdiri dari batuan beku basal (gabro, diorit, diabas, norit, ampibolit, serpentinit dan tufa) yang berasosiasi dengan rijang radiolaria. Ini merupakan tipikal asosiasi ofiolit radiolaria yang dapat dikorelasikan dengan batuan berumur Permokarbon bagian dari Formasi Danau (Molengraff) di bagian utara Kalimantan Barat. Seri yang lebih muda terdiri dari serpih dan konglomerat dengan batuan vulkanik basa berhubungan dengan batuan berumur Trias bagian atas di Kalimantan Barat dan di daerah paparan Sunda. Batuan ini diintrusi oleh batolit granit pasca Trias. Pulau Midai yang sangat kecil di barat daya kepulau Natuna merupakan vulkanik basal sub resen

Batuan di Kepulauan Riau-Lingga
Batuan vulkanik dapat disebandingkan dengan batuan gunugapi seri Pahang di Malaysia. Mereka sebagian merupakan batuan berumur Permokarbon dan Trias. Intrusi granit kemungkinan terjadi antara zaman Permokarbon dan Trias Atas. Batolit granit di daerah ini sebagian besar berumur pasca Trias, atau mungkin Yura. Cebakan timah di daerah ini berhubungan dengan granit pasca Trias. Cebakan timah jarang dijumpai di sebelah timur (Bintan dan Lingga) dan banyak dijumpai di sebelah barat (Karimun, Kundur, Singkep). Jalur timah ini meluas ke tenggara sampai Bangka dan Biliton. Pulau ini terdiri dari serpih dan kuarsit yang dapat disamakan dengan batuan berumur Trias Atas di kepulauan Riau-Lingga, sebagai busur yang diintrusi oleh batolit granit yang mengandung timah. Batolit granit yang sekarang tersingkap, kemungkinan merupakan merupakan batuan dasar (basement) regional dari batuan plutonik granit. Karakter kulit bumi paparan Sunda sangat berhubungan dengan intrusi granit pasca Trias (atau intra Yura), dan pengaruh ikutannya.

Evolusi Jalur Vulkanisme Kalimantan
Evolusi geologi jalur utara Kalimantan barat dimulai dengan adanya penurunan geosinklin setelah pembentukan batuan dasar sekis kristalin Pra Karbon. Kegiatan ini diikuti intrusi batuan basa (gabro) dan ekstrusi (batuan basalan dan basalan andesit dari Seri Molengraaff’s Pulau Melayu). Fase awal dari perlipatan Permotrias, diikuti oleh penempatan batolit, terutama tonalitik. Setelah denudasi kuat sehingga batolit-batolit tersingkap, terjadi proses transgresi Trias Atas. Sedimentasi berlanjut di bagian barat jalur ini sampai Lias, dan diikuti oleh volkanisme asam sampai menegah. Fasa kedua adalah perlipatan kuat pada zaman Yura. Transgresi Yura atas dan Kapur di daerah Seberuang berumur Kapur (Zeylmans Van Emmichoven, 1939) menunjukkan adanya interkalasi lava asam dan tufa asam. Pelipatan lemah terjadi akibat tekanan intrusi diorit pada zaman Kapur Atas. Intrusi berlanjut sebagai intrusi hipabisal dan ekstrusi batuan vulkanik Oligomiosen (terutama andesit hipersten horblenda, dengan berbagai verietas asam lainnya).
Di bagian Tersier bawah Cekungan Ketunggan juga merupakan diorit holokristalin seperti dikemukakan Zeylmans Van Emmichoven (1939). Pada zaman Kwarter, batuan basal muncul di seputar andetis horblena Niut, sehingga dapat dikomparasikan dengan erupsi efusif basal Sukadana di Sumatra.Batuan plutonik “Schwaner Zona” merupakan bagian terdalam yang tersingkap di Kalimantan Barat. Di sini, dari timur ke barat membentuk pusat sumbu sistem pegunungan Palezoikum muda sampai Mezosoikum tua Kalimantan Barat. Evolusi daerah ini dimulai dari pembentukan kompleks batuan dasar sekis kristalin dan geneis. Transgresi terjadi pada Permokarbon yang menghasilkan fasies pelitik dan psamitik dan sebagian endapan batugamping. Pada Permo Trias terjadi intrusi plutonik yang dimulai dengan gabro dan diakhiri batuan lebih asam yang kebanyakan tonalit, batuan beku dalam, dengan lampopir, aplit dan pegmatit. Setelah batuan plutonik tersingkap, pengendapan pelitik dan psamitik terjadi pada zaman Trias Atas. Tidak ada fasies vulkanik Trias Atas yang ditemukan di Zona Schwaner. Selanjutnya terjadi perlipatan yang diikuti oleh alterasi hidrotermal epimagmatik. Pengangkatan berlangsung sampai sekarang dengan disisipi intrusi selama Tersier .
Bagian selatan Zona Schwaner ini terdapat tiga kelompok batuan utama, yaitu batuan plutonik, batuan vulkanik Komplek Matan dan batuan sedimen klastik Komplek Ketapang. Bagian dari batuan komplek Matan dan Ketapang teralterasi oleh intrusi batolit granit. Batuan metamorf dari komplek Matan dapat dikorelasikan dengan batuan gunugapi seri Pahang di Malaysia dan Kompleks Ketapang berumur Trias Atas. Batuan non metamorf di komleks tersebut diasumsikan sebanding dengan endapan Tersier Bawah dan batuan vulkanik di jalur sebelah utaranya. Di Kalimantan Tenggara terbentang Pegunungan Meratus berumur Pra Tersier berarah utara – selatan. Di Meratus perkembangan batuan beku relatif lebih muda dibanding dengan Kalimantan Barat. Kompleks batuan dasar sekis kristalin di sini berumur Mesosoikum akhir. Orogenesa di Zona Meratus baru terjadi ketika proses pembentukan pegunungan di Kalimantan Barat akan selesai. Zaman Yura geosinklin terbentuk, berikut pengendapan ofiolit dan radiolaria dari Formasi Alino. Kemungkinan Formasi Alino berumur Yura di Kalimantan Tenggara sama dengan batuan Permokarbon Formasi Danau di jalur utara Kalimantan Barat. Formasi Alino dan Paniungan dari zona Meratus diintrusi oleh batuan plutonik. Intrusi yang pertama ini merupakan variasi batuan plutonik asam yang sangat beragam (dunit, peridodit) yang diakhiri dengan batuan granit plagioklas dan porfirtik. Setelah pengangkatan pertama batuan non-vulkanik ini Zona Meratus mengalami penurunan kembali.
Pada zaman Kapur tengah sampai atas terjadi pengendapan dari hasil erosi kuat batuan berumur Yura yang terlipat serta masa batuan plutonik peridotit dan granit. Kapur terdiri dari fasies vulkanik dan non-vulkanik. Pada akhir Kapur Zona Meratus mengalami pengangkatan kedua, dan aktivitas vulkanik berlangsung sampai Tersier Bawah. Pengangkatan kedua ini menutup aktivitas siklus orogenesa Zona Meratus. Zona Meratus merupakan contoh baik untuk siklus pembentukan pegunungan.
Pada zaman Yura dimulai dengan penurunan geosinklin yang diikuti dangan vulkanik bawah laut dengan proses ofiolitnya, sebagai awal mulainya pembentukan batuan plutonik basa dan ultrabasa. Penurunan geosinklin ini disertai dengan dua kali pengangkatan. Geantiklin pertama terjadi pada zaman Kapur Bawah. Ini didominasi batuan non-vulkanik, berupa batolit granit yang diintrusikan ke pusat geantiklin. Pengangkatan kedua merupakan aktivitas vulkanik dengan inti magmatik dari geantiklin sampai ke permukaan

Maluku Utara
Evolusi geologi Maluku Utara dan aktivitas magmatisme kawasan ini sama dengan di Filipina. Penurunan geosinklin mulai terjadi pada Mesosoikum awal. Transgresi di kelompok Halmahera kemungkinan terjadi setelah kepulauan Sula dan Obi. Batuan abisal di kelompok Halmahera secara umum terdiri aas gabro, norit, peridotit tersepentinitsasi, diorit, kuarsa dan granodiorit. Ofiolit basa dan ultrabasa diitrusi selama penurunan geosinklin. Ada jeda stratigrafi antara Eosen dan Neogen. Pada endapan Neogen dan Kwarter hadir batuan vulkanik menengah sampai asam. Aktivitas vulkanik hadir di Halmahera utara, Ternate dan pulau-pulau kecil lainnya.

Sulawesi
Batuan beku dari berbagai komposisi menyusun pulau ini. Bagian utara dan barat Sulawesi disusun oleh batuan beku alkali kapur berumur Tersier. Sepanjang pantai barat sampai lengan selatan dari vulkanik terdiri dari batuan beku alkali-kapur yang melampar luas. Terpisah dengan batuan ini terdapat dilengan utara.
Di Sulawesi timur dan tenggara peridotit dan batuan ofiolit lainnya tersingkap luas, dengan batuan vulkanik dan granitit hampir tidak ada. Di Sulawesi utara, barat dan tengah hanya didapatkan ampibol granit. Di Sulawesi terdapat intrusi pada ofiolit berupa batuan beku basa (peridodit dan serpentinit), gabro dan basal (splite). Ofiolit banyak terdapat di Sulawesi utara, barat dan tengah, tetapi tidak tersingkap di lengan timur.

Maluku Utara dan Busur Banda
Kepulauan ini merupakan ujung yang terpisah dari Sistem Pegunungan Sunda. Pada Mesosoikum jalur orogen kawasan ini masih merupakan satu kesatuan dengan Sistem Pegunungan Circum-Australia. Pada Paleozoikum akhir, orogenesa dimulai dengan penurunan geosinklin di Cekungan Banda bagian tengah. Daerah ini merupakan pusat diatrofisma. Dari sini deformasi menyebar ke arah utara (Sistem Seram) dan selatan (Sistem Tanimbar), yang di dihubungkan oleh sektor Kai dan busur Banda yang hadir sampai Tersier.
Evolusi busur banda ini secara umum sesuai dengan proses pembentukan pegunungan dari Kepulauan Indonesia.Saat ini Sistem usur Banda mempunyai anomali isostatik negatif yang kuat. Ini menunjukkan bahwa pada jalur ini terdapat energi potensial yang diperkirakan merupakan busur inti dan kerak batuan sialik dengan densitas rendah. Busur ini belum terkonsolidasi dengan kuat, mempunyai temperatur tinggi, dan banyak mengandung gas dengan kekentalan rendah. Kondisi ini menunjukkan adanya magma aktif yang memberikan gaya vertikal jika kondisi memungkinkan.
Kepulauan Sunda Kecil merupakan bagian dari Sistem Pegununggan Sunda. Evolusi orogenesa di kawasan berhubungan dengan Busur Banda. Ada dua deret jenis batuan beku dalam sistem ini (Roevei, 1940). Batuan tertua di Timor berumur Perm, berupa kelompok basal trakit yang mempunyai karakter Atlantik lemah. Batuan vulkanik ini dierupsikan pada awal pembentukan geosinklin. Setelah itu Sistem Orogenesa Timor berkembang. Seri lain berupa komplek ofiolit – split, yang berumur Pra Miosen. Batuan ini merupakan bagian dalam dari geosinklin, yang juga dapat dijumpai secara luas lingkaran luar Busur Banda. Batuan beku ini mempunyai karakter Mediteran yang kontras dengan seri Atlantis. Seri Mediteran bersifat potasik, dierupsikan pada saat akhir siklus orogenesa, di bagian dalam busur vulkanik. Contoh dari batuan ini adalah lava yang mengandung leusit dari erupsi G. Batu Tara, Tambora dan Soromandi. Tipe lain di bagian dalam busur vulkanik Kepulauan Sunda Kecil dibentuk oleh granodiorit Tersier. Di Flores terdapat bantuan berumur intra Miosen, sedang di Lirang maupun Wetar yang diduga berumur Neogen. Di dalam busur vulkanik ini terdapat tiga siklus aktivitas vulkanik: Neogen Tua, Neogen muda dan Kwarter sampai Resen. Dua siklus tertua didorong oleh intrusi batolit granodiorit yang naik sampai beberapa kilometer di bawah permukaan. Pengangkatan terakhir terjadi pada Plio-Plistosen disebabkan oleh pengaktifan kembali vulkanik yang akan padam. Ini merupakan tipikal pembentukan gunungapi di Maluku yang merupakan jalur vulkanik di luar cekungan.

Jawa
Jawa merupakan bagian dalam dari busur vulkanik Sistem Pegunungan Sunda. Pada zaman Mesosoikum jalur ini berada di bagian geantiklin yang jauh di sebelah utara. Di sini ofiolit bercampur dengan sedimen Pra Tersier, misalnya di daerah Luk Ulo dan Ciletuh, Jawa Barat. Batuan Pra Tersier di Luh Ulo terdiri dari sepertinit, gabro dan diabas (Harloff, 1933). Batuan Pra Tersier di Ciletuh juga mengandung batuan beku basa dan asam yang termetamorfosakan (gabro, peridotit dan serpentinit) dengan sekis klorit dan filit.
Pada akhir geantiklin Mesosoikum terjadi proses pengangkatan. Pengangkatan pertama bukan merupakan aktivitas non-vulkanik. Akhir Tersier merupakan perioda penurunan. Endapan non-vulkanik berumur Eosen diendapkan secara trangresi di atas komplek batuan dasar Pra Tersier. Selanjutnya pada akhir Paleogen magma sampai permukaan, dan perioda vulkanik kuat dimulai, dengan beberapa menunjukkan karakter bawah laut (Andesit tua, siklus awal dari vulkanik Pasifik).Pada Miosen tengah jalur vulkanik Jawa didorong oleh batolit granit sampai granodiorit, sehingga menghasilkan vulkanik-vulkanik Andesit Tua yang sangat basa. Batuan beku holokristalin Intra Miosen sekarang tersingkap di Merawan, Jiwo, Luh Ulo, Tenjo Laut, Cilaju, Bayah dan lainnya (misalnya tufa dasit atau dasit di Genteng, selatan Tenjolaut) yang mengakhiri siklus vulkanik berafinitas Pasifik.Siklus vulkanik kedua terjadi pada zaman Neogen akhir, yang diakhiri oleh pengngkatan kedua dari busur vulkanik. Selanjutnya siklus ketiga berlangsung terus sejak Kwarter sampai sekarang. Kenampakan khas dari siklus kedua dan ketiga vulkanik ini adalah intrusi dan ekstrusi sepanjang tepi selatan geantiklin Jawa yang menunjukkan keanekaragaman batuan-batuan alkali. Intrusi Neogen akhir di Zona Bogor (Jawa Barat) dan Pegunungan Serayu Selatan di Jawa Tengah menunjukkan karakter essexitic. Pada zaman Kwarter gunungapi yang menghasilkan leusit hadir di timur laut Jawa yang merupakan sisi dalam geantiklin vulkanik (Muria, Ringgit).

Sumatra
Bukit Barisan di Sumatra dibentuk dengan cara seperti geantiklin Jawa Selatan. Selama Mesosoikum jalur ini merupakan bagian muka busur dari geantiklin yang berukuran lebih luas dari Bukit Barisan saat ini. Endapan di geosinklinal terlipat kuat membetuk isoklin dengan arah gerak dari timur laut ke barat daya. Proto Barisan masih terdapat batuan non-vulkanik. Sepanjang lereng timur dari geantiklin Barisan berumur Kapur masih terdapat granit yang telah mengalami perlipatan kuat. Busur ini dimulai dari pulau Berhala di selat Malaka utara, meluas di sepanjang Suligi-Lipat Kain dan Lisun-Kuantan, serta melipat kuat sampai sebelah timur danau Singkarak dan Jambi. Umur granit di bagian utara jalur (pada granit pembawa timah di Berhala dan Suligi-Lipat Kain) diperkirakan Yura. Di bagian lebih selatan berumur Karbon dan Permokarbon, dan sebagian pasca Trias. Kemungkinan granit di Lampung yang mengintrusi sekis kristalin dan geneis dari komplek batuan dasar tua merupakan bagian dari lipatan ini.
Seperti halnya busur vulkanik Pulau Jawa dan Sunda Kecil, pulau Sumatra mengalami tiga siklus aktivitas vulkanisma. Siklus pertama terjadi pada akhir Paleogen dan diakhiri oleh pengangkatan intra Miosen. Pengangkatan ini diikuti oleh intrusi batolit granodiorit, yang menjadi dasar dari batuan vulkanik Andesit tua. Di permukaan kenaikan magma granit ini diikuti oleh erupsi paroksismal dari letusan Katmaian yang mengeluarkan aliran tufa asam dengan jumlah yang sangat besar.
Sepanjang Neogen atas, siklus kedua aktivitas vulkanik Pasifik terbentuk dan diakhiri oleh pengangkatan Plio-Plistosen. Selanjutnya erupsi paroksismal itu ditutup oleh letusan magma batolit granit yang berada di dekat permukaan (Semangko, Ranau, Toba). Demikian juga tufa asam Lampung di Sumatra selatan dan tufa Bantam di Jawa Barat dan di selat Sunda dierupsikan pada periode ini. Akhirnya siklus ketiga terbentuk, menumbuhkan kerucut-kerucut vulkanik di sepanjang Bukit Barisan. Sedikit berbeda terdapat pada erupsi efusif basal olivin resen yang terjadi di Sukadana Lampung. Irupsi celah ini terdapat di tepi perisai kontinen Dataran Sunda, dan dapat disebandingkan dengan erupsi efusif basal di Midai, Niut - Karimun Jawa.
Kepulauan barat Sumatra memberi gambaran yang berbeda dari busur luar Sistem Pegunungan Sunda. Selama zaman Tersier jalur ini merupaka palung busur dari Zona Barisan. Pada zaman Eosen, intrusi basa dan ultrabasa yang terserpentinitisasi hadir. Pada zaman Kwarter pembentukan busur geantiklin pada jalur ini dimulai, dan berlanjut sampai saat ini. Anomali isostatik negatif pada jalur ini menandakan adanya energi potensial yang mmungkin muncul. Pengangkatan pertama dari palung busur ini seluruhnya batuan non-vulkanik, dan sesuai dengan aturan umum dari evolusi orogen di Kepulauan Indonesia.

2. Evolusi Magmatik dan Orogenesa
Tinjauan terhadap hubungan antara orogenesa dan aktivitas batuan beku di kepulauan Indonesia akan mengikuti kecenderungan aturan umum.
• Batuan-batuan dengan afinitas Atlantik berada di luar jalur orogen. Erupsi akan terjadi selama tahap awal proses penurunan cekungan geosinklin, sebagai awal pembentukan pegunungan.
• Siklus pembentukan pegunungan dimulai dengan penurunan geosinklin. Pada pusat geosinklin diatrofisma terbentuk. Orogenesis memencar secara radial sebagai gelombang permukaan yang besar (Anambas, Banda).
• Batuan-batuan ofiolit dengan komposisi basa dan ultrabasa dierupsikan dari cekungan muka busur dari gelombang permukaan tersebut. Gunungapi bawah laut ini berasosiasi dengan rijang radiolaria dan endapan-endapan laut dalam.
• Setelah perioda penurunan geosinklin berlangsung (dalam jutaan atau puluhan juta tahun) muka busur melengkung ke atas membentuk struktur geantiklin. Secara umum beberapa peristiwa pengangkatan terjadi, dan disisipi oleh fase penurunan yang tenang.
• Pengangkatan geantiklin jalur orogen secara umum menghadirkan batuan non-vulkanik, yang selanjutnya diikuti oleh aktifitas vulkanik orogen dengan batuan-batuan alkali-kapur dari afinitas Pasifik. Hanya geantiklin termuda dari Sistem Pegunungan Sunda dan Filipina yang menunjukkan cekungan samudra selama terjadi pengangkatan. Tahap akhir dari evolusi jalur orogen selalu menghadirkan batuan beku potasik dengan afinitas Mediteran.
• Setelah melewati beberapa fase diatrofisma dengan berbagai pengaruh intrusi dan ekstrusi batuan beku, jalur orogen terkonsolidasikan menjadi kerak yang kaku seperti karakter kontinen. Fokus diatrofisma yang asli akhirnya terkonsolidasikan ke blok kerak yang kaku, yaitu pada jalur orogen yang telah menyebar radial setahap demi setahap ke seluruh busur.
• Jalur orogen ini, yang berada di sekitar daerah diatrofisma tua yang telah terkonsolidasi, dapat dibedakan dari busur dalam vulkanik dan busur luar non-vulkanik melalui struktur lipatan sentrifugal. Daerah yang terkonsolidasikan dapat membentuk peneplain di bawah permukaan, atau berada di bawah kerak utama sehingga mencapai kedalaman beberapa kilometer di bawah permukaan laut.
• Di sepanjang tepi Sistem Dataran Sunda basal olivin dierupsikan pada zaman Kwarter (Midai, Niut, Murai, Beluh, Karimunjawa, Sukadana).

3. Asal Batuan beku
Sulit menguraikan hubungan timbal balik antara berbagai gejala tektonogenesis, vulkanik, anomali gravitasi dan gempabumi, apabila tidak mempunyai hipotesis kerja tentang asal mula magma. Penting melalukan penafsiran evolusi dan merekontruksi hubungannya agar mampu mempunyai konsep yang umum mengenai asal mula batuan beku, yang selaras dengan semua hal yang berhubungan dengan geologi, vulkanologi dan geofisika. Sebagian besar teori geotektonik yang diusulkan di masa lalu melalaikan sisi ini. Nampaknya evolusi geokimia bumi mempunyai arti penting bagi evolusi orogen ( van Bemmelen, 1948)

Asal Berbagai Variasi Magma Di Indonesia
Di Indonesia terdapat berbagai rangkaian batuan beku. Hubungan satu dengan yang lainnya dapat dicermati.Tahap pra orogen berupa pembentukan suatu cekungan geosinklin di selama Palaesoikum. Proses ini termasuk yang terjadi di Timor oleh erupsi traki basal dari seri Lautan Atlantik (De Roever, 1940). Tahapan ini diikuti oleh suatu evolusi orogen di dalam geosinklin selama Mesosoikum, Tersier dan Kwarter sebagai proses pembentukan jalur geantiklin dan cekungan geosinklin. Secara bertahap jalur orogen ini menyebar keluar pusat cekungan geosinklin. Foredeep melengkung atas ke dalam suatu geantiklin dan bergeser keluar lebih jauh.
Selanjutnya pada dasar cekungan orogen, ofiolit basa sampai ultrabasa mengalami ekstrusi dan intrusi dari asosiasi ofiolit radiolaria dan intrusi peridotit dan serpentinit. Selama proses pembentukan geantiklin batuan ofiolit bercampur dengan naiknya migmatit sehingga dasar tubuh batolit granit terjadi. Biasanya terdapat tiga atau lebih gerakan pengangkatan pada setiap jalur orogen. Pengangkatan pertama masih bukan batuan volkanik, pengangkatan kedua kedua proses erupsi lava basa, menengah maupun asam, dari seri lava Pasifik, dan langkah ketiga vulkanik padam. Masing-masing pengangkatan diikuti oleh intrusi batuan plutonik berkomposisi menegah dan asam.
Tahap lanjut dari evolusi jalur orogen ini adalah hadirnya erupsi batuan tipe Mediteran. Akhirnya tahap akhir orogen sebagai tahap pembentukan kontinen terbetuk. Dataran Sunda telah dikonsolidasikan oleh tahap diastrofisme Mesosoikum Tua, sedang proses pembentukan pegunungan berlanjut bergeser ke keluar membentuk orogen jalur Sunda saat ini. Pusat Datara Sunda sekarang membentuk baselevel sebagai suatu peneplain khas. Pada akhir Kwarter di sepanjang tepi blok yang terkonsolidasi ini terjadi aliran lava basal olivine.Cakupan batuan beku begitu luas dan sangat berkaitan dengan evolusi kerak bumi. Ini memberi kesan bahwa peristiwa yang berkaitan dengan proses yang terjadi pada pembentukan batuan beku merupakan hal penting dalam proses pembentukan pegunungan. Pertanyaan selanjutnya, dengan demikian, sebenarnya adalah, dalam hal ini mana magma juvenile dan mana magma induk? Kelihatannya hanya erupsi awal basal trakitik yang dapat diperlakukan seperti itu. Pra kondisi kerak bumi berkomposisi sialik berumur Perm harus diikuti oleh kekar dan patahan utama agar magma di bawah permukaan dapat hadir ke permukaan. Steinmann, Kossmat, dkk mempertimbangkan ophiolites berasal dari magma juvenil.
Tetapi peridotites, di Sulawesi Timur mengalir ke permukaan dengan tenang dan menggantikan seluruh komplek batuan dasar yang kristalin. Dia tidak diproduksi oleh diferensiasi kristalisasi dari intrusi basal yang sangat besar, sebab mereka secara langsung ditimpali oleh endapan bawah laut berumur Kapur yang berumur sama dengan intrusi tersebut. Di Seram Barat, Manipa dan Kellang bagian intrusi tersingkap. Situasi yang sama ditemukan di Kawasan Meratus, ketika tubuh peridotit secara berturut-turut diintrusi dan digantikan (replace) oleh gabro, diorit, diorit kuarsa dan granit plagioklas. Situasi ini justru kebalikan dari apa yang seharusnya terjadi pada kasus diferensiasi kristalisasi dan fragsinasi. Batuan menjadi lebih asam dengan terus bertambahnya kedalaman. Anomali isostatik negatif di Sulawesi Timur dan Seram menunjukkan bahwa peridotit menandakan adanya masa peridotit yang sekarang mendasari kaki pegunungan granit.Situasi ini mendorong ke arah pemikiran bahwa pada seri batuan basa sampai ultrabasa dari geosinklin berukuran sangat besar, bagian permukaannya merupakan akumulasi magma asam (granit). Ini merupakan hasil berbagai proses evolusi kimia di bagian permukaan kerak bumi.
Proses hypo-differentiation tersebut merupakan hasil gangguan keseimbangan lapisan tengah basal tectonosphere karena penurunan cekungan. Penurunan cekungan menyebabkan terjadinya pembebasan tekanan akibat relief, sekaligus terjadi peningkatan gradien geotermal di lapisan dasar dan menengah. Dengan proses hypo-differentiation tersebut, dalam waktu berjuta-juta tahun, kerak basal akan terbagi-bagi menjadi batuan ultrabasa (anti root) dan granit (mountain-root).
Mengenai gunungapi strato dapat dipahami sebagai konsentrasi saluran-saluran dari peningkatan pancaran dalam jumlah yang besar dari bagian magma yang mudah menguap. Gunungapi itu merupakan cerobong di atas intrusi batolit. Kita tidak bisa bayangkan pernah magma juvenil bisa naik menerobos astenolit dan membuat zona migmatit selama tahapan evolusi geantiklin dari suatu jalur orogen. Kedalaman intrusi dari batolit granodiorit Tersier Tengah pasti tidak lebih dari 2 km, dan granodiorit Tersier Akhir di Wetar dan Lirang mungkin lebih tinggi. Pada kasus erupsi paroksismal Kwarter Ranau dan Toba di Sumatra, bagian puncak intrusi granit diledakkan. Oleh karena itu magma palingenic Pacific mungkin dibentuk dekat di bawah permukaan. Intrusi dangkal ini berasimilasi dengan batugamping Tersier, sehingga menyebabkan menyimpang dari kebiasaan (menghasilkan produk letusan Mediteran. Akhirnya, setelah konsolidasi dari kerangka batuan beku jalur orogen ini, kekar utama memotong kerak bumi sampai ke lapisan magma. Erupsi efusif basal olivine dari Daratan Sunda lekat menyerupai batuan basal dari jalur orogen. Mereka dicemari oleh material kerak. Oleh karena itu magma induk riil mungkin lebih banyak trakit basal.