GeologiI & Studi Fasies Turbidit Formasi Sambipitu Daerah Ngalang

GEOLOGI DAN STUDI FASIES TURBIDIT FORMASI SAMBIPITU DAERAH NGALANG, KECAMATAN NGALANG, KABUPATEN GUNUNGKIDUL, PROPINSI D.I.YOGYAKARTA

SKRIPSI

Oleh :

ANINDYO WIDIASWORO 111.060.067

JURUSAN TEKNIK GEOLOGI FAKULTAS TEKNOLOGI MINERAL UNIVERSITAS PEMBANGUNAN NASIONAL “VETERAN” YOGYAKARTA 2011 1

GEOLOGI DAN STUDI FASIES TURBIDIT FORMASI SAMBIPITU DAERAH NGALANG, KECAMATAN NGALANG, KABUPATEN GUNUNGKIDUL, PROPINSI D.I.YOGYAKARTA

SKRIPSI Diajukan sebagai salah satu syarat untuk memperoleh gelar Sarjana Teknik pada Jurusan Teknik Geologi Fakultas Teknologi Mineral Universitas Pembangunan Nasional “Veteran” Yogyakarta.

Oleh :


JURUSAN TEKNIK GEOLOGI FAKULTAS TEKNOLOGI MINERAL UNIVERSITAS PEMBANGUNAN NASIONAL “VETERAN” YOGYAKARTA 2011 2

PENGESAHAN GEOLOGI DAN STUDI FASIES TURBIDIT FORMASI SAMBIPITU DAERAH NGALANG, KECAMATAN NGALANG, KABUPATEN GUNUNGKIDUL, PROPINSI D.I.YOGYAKARTA

SKRIPSI

Oleh :


Yogyakarta, 12 September 2011 Menyetujui,

Dosen Pembimbing I,

Dosen Pembimbing II,

Prof. Dr. Ir. Sutanto, DEA.

Dr. Ir. C. Prasetyadi , MSc.

NPY.19540907 19831 1 001

NPY.19581104 1987030 1 001

Mengetahui, Ketua Jurusan Teknik Geologi

Ir.H. Sugeng Raharjo ,M.T NPY. 19581208 199203 1 001 3

KATA PENGANTAR

Puji syukur kami haturkan kehadirat Allah SWT, karena atas limpahan rahmat, taufiq dan hidayah-Nya, penulis dapat diberikan ketenangan berpikir dan semangat untuk dapat menyelesaikan skripsi ini dengan tepat waktu tanpa adanya suatu halangan yang berarti. Skripsi dengan judul ’’Geologi dan Studi Fasies Turbidit Formasi Sambipitu, Daerah

Ngalang,

Kecamatan

Ngalang,

Kabupaten

GunungKidul,

Propinsi

D.I.Yogyakarta” disusun sebagai syarat dalam meraih gelar Sarjana Teknik pada Program Studi Teknik Geologi Fakultas Teknologi Mineral Universitas Pembangunan Nasional “Veteran” Yogyakarta dan juga merupakan langkah awal dalam mempelajari dinamika bumi dan segala potensi yang ada di luar maupun di dalamnya. Terselesaikannya skripsi ini tidak lepas dari do’a dan semangat serta motivasi dari berbagai pihak, maka dari itu penulis mengucapkan terima kasih yang tak terhingga kepada : 1. Allah SWT, Tuhan semesta alam dengan kuasa-Nya yang sangat besar. 2. Kedua Orang tua tercinta atas do’a dan semangat yang tiada hentinya. 3. Kakak dan adikku yang banyak membantu dalam pencapaian tujuan ini. 4. Bpk. Ir. H. Sugeng Raharjo, M.T., selaku Ketua Jurusan Teknik Geologi, Fakultas Teknologi Mineral, UPN “Veteran” Yogyakarta. 5. Bpk Prof.Dr. Ir. Sutanto,DEA selaku Dosen Pembimbing I. 6. Bpk. Dr. Ir. C. Prasetyadi, MSc., selaku Dosen Pembimbing II. 7. Teteh Wanti Yulianti S.Pd, atas do’a, semangat, dukungan, dan motivasi yang tidak terhingga. 8. Keluarga Bpk. Samidjo, ibu Asih dan warga dusun Nglegi, atas bantuan dan keramahan selama kami menempuh kerja lapangan. 9. Alexandro Johan P.P, partner lapangan terbaik. 10. Tim Pemetaan Ceria ( Albi Daniel Rajagukguk – Ngl#1, Pandita Purbacaraka – Ngl#2, Alexandro Johan PP – Ngl#4 ) atas kerjasama dan pelajaran hidup yang sangat berarti selama kegiatan lapangan berlangsung. 11. Keluarga Besar North Hill Pangea, Jogja Enterprise dan Pangea 2006, tetap pantang menyerah hingga kapanpun. 12. Semua orang yang ada di dekatku, secara tidak langsung kalian telah memotivasi walaupun hanya kecil, tapi kalian selalu ada dan tetap ada. 13. Semua pihak yang tidak dapat disebutkan satu - persatu yang telah membantu penulis baik secara langsung maupun tidak langsung hingga skripsi ini dapat terselesaikan. 4

Menyadari tidak adanya manusia yang sempurna di dunia ini, begitu pula dalam penulisan skripsi ini, apa yang tertulis di dalamnya masih banyak terdapat kekurangan. Oleh karena itu penulis mengharapkan adanya saran dan kritik yang bersifat membangun dari para pembaca agar tercapainya kesempurnaan dalam penulisan ilmiah berikutnya. Akhir kata, semoga skripsi ini dapat memberikan manfaat dan berguna untuk dipahami bagi para pembaca pada umumnya dan bagi mahasiswa pada khususnya serta dapat dikembangkan sesuai dengan kemajuan ilmu pengetahuan.

Yogyakarta, Agustus 2011 Penulis,

ANINDYO WIDIASWORO

5

GEOLOGI DAN STUDI FASIES TURBIDIT FORMASI SAMBIPITU DAERAH NGALANG, KECAMATAN NGALANG, KABUPATEN GUNUNGKIDUL, PROPINSI D.I.YOGYAKARTA PROPINSI DAERAH ISTIMEWA YOGYAKARTA

SARI Daerah telitian secara administratif terletak di daerah Ngalang dan sekitarnya, Kecamatan Nglipar, Kabupaten Gunung Kidul, Propinsi D. I. Yogyakarta. Secara geografis berada pada koordinat 452500mE – 458100mE dan 9131500mN – 9136500mN yang tercakup dalam lembar Jabung dan Cawas, Kabupaten Gunung Kidul, Propinsi D. I. Yogyakarta, lembar peta nomor 1408-313 dan 1408 - 314 dengan skala 1 : 25.000 dengan zona UTM 49, dengan luas daerah telitian 5 x 6 km2. Secara geomorfik, daerah telitian dibagi menjadi dua satuan bentukan asal, yaitu bentukan asal fluvial subsatuan geomorfik Tubuh Sungai (F1) dan Dataran Limpah Banjir (F2) dan bentukan asal struktural terdenudasi yang terdiri dari : subsatuan geomorfik Perbukitan Homoklin (S1), subsatuan geomorfik Lembah Homoklin (F2) dan subsatuan geomorfik Gawir Sesar (S3). Pola pengaliran yang berkembang pada daerah telitian yaitu subdendritik sebagai perkembangan dari pola pengaliran dendritik, dengan stadia geomorfologi yang telah mencapai tahapan dewasa. Stratigrafi daerah telitian terdiri dari empat satuan batuan, dari tua ke muda adalah satuan satuan batupasir Kebo-Butak berumur Oligosen Akhir (N1-N3) dengan litologi Batupasir tuffan dan sisipan lempung, diendapkan pada lingkungan pengendapan laut mempunyai hubungan yang selaras dengan satuan batupasir vulkanik Semilir yang berumur Miosen Awal (N4-N6) dengan litologi yang dominan adalah batupasir vulkanik dengan sisipan lempung dibeberapa tempat,yang diendapkan pada Bathial Atas (Barker, 1960), selanjutnya diendapkan satuan breksi Nglanggran berumur Miosen Awal (N7) yang diendapkan pada Bathial Atas. Selanjutnya diendapkan satuan endapan aluvial berumur Holosen diatas satuan breksi Nglanggran dengan hubungan tidak selaras. Struktur geologi yang berkembang pada daerah telitian berupa sesar mendatar dan sesar turun yang berada pada satuan batupasir Semilir. Satuan batupasir vulkani Semilir mempunyai lingkungan submarine fan yang terletak pada Upper Fan Chahhel Fill dengan penciri fasies adalah Slump, dan middle fan dengan pencirinya berupa fasies classical turbidites, massive sandstone, dan pebbles sandstone.

6

DAFTAR ISI Halaman Judul……………………………………………..……………….

Halaman Pengesahan……………………..………………………………..

i

Kata Pengantar…………………………………………………………

iii

Halaman Motto & Persembahan………………………………………

v

Sari…………………………………………………………………………...

vi

Daftar Isi……………………………………..……………………………...

vii

Daftar Gambar…………………………………..………………………….

xii

Daftar Tabel……….………………………………………………………...

xix

Daftar Lampiran……………………………………………………………

xix

BAB 1

PENDAHULUAN

1.1 Latar Belakang………………………………………………….. 1.2 Maksud dan Tujuan………………………..……………………. 1.3 Letak, Luas dan Kesampaian Daerah Telitian………………….. 1.3.1 Letak dan Luas Daerah Telitian…………………………. 1.3.2 Kesampaian Daerah……………………….…………….. 1.4 Waktu Penelitian………..……………………………………….

1 1 2 2 2

1.5 Pokok Permasalahan.…………………………………………....

2

1.5.1 Permasalahan Geologi…………………………………..

4

1.5.1.1 Permasalahan Geomorfologi………………….

4

1.5.1.2 Permasalahan Stratigrafi………………………

4

1.5.1.3 Permasalahan Struktur Geologi……………….

4

1.5.1.4 Permasalahan Sejarah Geologi………………..

5

1.5.2 Permasalahan Lingkungan Pengendapan………………..

5

1.6 Tahapan dan Metoda Penelitian…………………………………

5

1.6.1 Studi Pustaka………….…………………………………

6

Geologi…………….………………………….

6

1.6.1.1

1.6.1.2 Studi Khusus…………………………………… 1.6.2 Penelitian Lapangan…………………………………….. 1.6.2.1 Tahap Pra-Mapping..…………………………. 1.6.2.2 Tahap Pemetaan (Mapping)..…………………. 1.6.3 Pengolahan Data………………………………………..

6 7 8 8 7

1.6.4 Penyusunan Laporan……………………………………

8

1.6.5 Hasil Penelitian…………………………………………

9

1.6.6 Manfaat Penelitian………………………………………

10

1.6.6.1 Manfaat Keilmuan…………………………….

10

1.6.6.2 Manfaat Institusi……………………………….

10 10

BAB 2

GEOLOGI PEGUNUNGAN SELATAN

2.1 Fisiografi……………………………...………………………… 2.1.1 Fisiografi Pulau Jawa.....……………………………….. 2.2

Tatanan Tektonik Pegunungan Selatan…………………………

2.3

Stratigrafi Pegunungan Selatan…………………..…………….. 2.3.1

Stratigrafi Pegunungan Selatan Bagian Barat ( Batuan Dasar Pra-Tersier)………………………………………..

2.4

Stratigrafi Daerah Mertelu Dan Sekitarnya…………………….

11 11

13 14 17 22

BAB 3 3.1

GEOLOGI DAERAH MERTELU

22

Geomorfologi…………………………………………………….

22

Pembagian Bentuk Lahan.………………………………

26

3.1.1

3.1.1.1 Morfologi……………………………………. 3.1.1.2 Morfogenesa………………………………….. 3.1.2

Satuan Bentuk Lahan…..………………………………..

29

3.1.2.1 Satuan Geomorfik Bentukan Struktural……….

29

3.1.2.2 Satuan Geomorfik Bentukan Fluvial………….. 3.1.3

Pola Aliran………………..……………………………..

3.1.4

Stadia Geomorfologi dan Tahapan Erosi.……………….

3.1.5

Proses Geologi Muda……………….…………………...

3.2 Geologi…………………………………………………………… 3.2.1

Stratigrafi……………………………………………….. 3.2.1.1

3.2.1.2

Satuan Batupasir Kebo-Butak………………...

29 30 32 33 33 34

3.2.1.1.1 Dasar Penamaan…………….…….

39

3.2.1.1.2 Penyebaran dan Ketebalan……….

40

3.2.1.1.3 Ciri Litologi……………………….

37

3.2.1.1.4 Penentuan Umur………………….

42

3.2.1.1.5 Lingkungan Pengendapan……..…

42

3.2.1.1.6 Hubungan Stratigrafi……………..

42

Satuan Batupasir Semilir……………………...

42 8

3.2.1.2.1 Dasar Penamaan………………….

43

3.2.1.2.2 Penyebaran dan Ketebalan………..

46

3.2.1.2.3 Ciri Litologi……………………….

48

3.2.1.2.4 Penentuan Umur…………………..

48

3.2.1.2.5 Lingkungan Pengendapan………...

48

3.2.1.2.6 Hubungan Stratigrafi……………... 3.2.1.3

Satuan Breksi Nglanggran……………………. 3.2.1.3.1 Dasar Penamaan…………………... 3.2.1.3.2 Penyebaran dan Ketebalan………... 3.2.1.3.3 Ciri Litologi……………………….. 3.2.1.3.4 Penentuan Umur…………………..

3.2.1.4

48 48 49 53 55

3.2.1.3.5 Lingkungan Pengendapan…………

55

3.2.1.3.6 Hubungan Stratigrafi………………

55

Satuan Batupasir Sambipitu………………….

55

3.2.1.4.1 Dasar Penamaan…………………...

55

3.2.1.4.2 Penyebaran dan Ketebalan………..

56

3.2.1.4.3 Ciri Litologi………………………..

59

3.2.1.4.4 Penentuan Umur…………………..

60

3.2.1.4.5 Lingkungan Pengendapan…………

60

3.2.1.4.6 Hubungan Stratigrafi………………

61 61

3.2.1.5

Satuan Batugamping Kepek………………….. 3.2.1.5.1 Dasar Penamaan………………….. 3.2.1.5.2 Penyebaran dan Ketebalan……… 3.2.1.5.3 Ciri Litologi……………………….. 3.2.1.5.4 Penentuan Umur…………………... 3.2.1.5.5 Lingkungan Pengendapan…………

61 61 63 64 64

3.2.1.5.6 Hubungan Stratigrafi……………… 3.2.1.6 3.2.2

Satuan Pasir Lepas …………………………...

Struktur Geologi………………………………………...

64

3.2.2.1 Struktur Lapisan Miring…………………….....

65

3.2.2.2 Hubungan Struktur Dengan Mekanisme

67

Tektonik……………….. 3.3

64

68

Sejarah Geologi………………………………………………….

68

3.3.1 Fase I……………………………………………………..

69

3.3.2 Fase II…………………………………………………….

69 9

3.3.3 Fase III…………………………………………………...

71

3.3.4 Fase IV…………………………………………………...

71

3.3.5 Fase V…………………………………………………… 3.3.6 Fase VI…………………………………………………..

72 72

BAB 4

ANALISA LINGKUNGAN PENGENDAPAN SATUAN BATUPASIR SEMILIR

4.1 Dasar Teori………………………….………..………………… 4.1.1 Dasar Penentuan Analisa Lingkungan Pengendapan….. 4.1.1.1

Aspek Fisika……………………………….. 4.1.1.1.1 Model Kipas Bawah Laut Walker

4.1.1.2

Aspek Kimia……………………………….. 4.1.1.2.1

73 73 73 73 74 74

Analisa asosiasi litologi dan mineral…………………………..

4.1.1.3 4.2.

Aspek Biologi……………………………….. Analisa Lingkungan Pengendapan Satuan

Batupasir Semilir…

4.3

75 75

4.2.1 Hasil Analisa Satuan Batupasir Semilir…………………

75

4.2.2 Profil Bagian Bawah………………….…………………

75

4.2.3

78

Profil Bagian Atas…………………….…………………

Pembahasan………………………………………….……………

83

4.3.1 Aspek Kimia……………………………………..………

83

4.3.2 Aspek Biologis…………………………………..……… 4.3.3 Aspek Fisika……………………………………..………

83 84 85

BAB 5

POTENSI GEOLOGI

5.1 Potensi Positif….……………………………………………….. 5.1.1 Batupasir Tuffan…………………………………………

87 90 99

5.2 Potensi Negatif………………………………………………….

99

5.2.1 Gerakan Tanah…………………………………………..

99 99

BAB 6

KESIMPULAN…………………………………………………

DAFTAR PUSTAKA

101

LAMPIRAN

101 10

101 102

Gambar 1.1

DAFTAR GAMBAR

102

Lokasi Daerah Penelitian dan letaknya pada peta Daerah

103

Istimewa Yogyakarta ……………………………………….. Gambar

1.2

Alat

dan

Perlengkapan

Tahap

Pemetaan……………………..

Gambar

1.3

Bagan

alir

tahapan

dan

metoda

penelitian…………………… Gambar 2.1 Fisiografi Pulau Jawa ( Van Bemmelen, 1949)………………. Gambar 2.2 Fisiografi bagian tengah dan timur Pulau Jawa (dikembangkan dari van Bemmelen, 1949)…………………

Gambar 2.3. Rekonstruksi perkembangan tektonik Pulau Jawa (Prasetyadi,2007),dengan penjelasan sebagai berikut : A. Rekontruksi skematik perkembangan tektonik Pulau Jawa dimulai pada Kapur – Paleosen. B .Rekontruksi skematik perkembangan tektonik Pulau Jawa dimulai pada Eosen Tengah. C .Rekontruksi skematik perkembangan tektonik Pulau Jawa dimulai pada Oligosen Tengah.

Gambar 2.4. Tatanan Stratigrafi Pegunungan Selatan ( Suyoto, 1994 )….. Gambar 3.1 Kenampakan morfologi daerah penelitian via satellite – Google Earth ( 1 : 55.000)……………………………………

3

Gambar 3.2. Kenampakan morfologi perbukitan Homoklin. Foto diambil oleh

9

penulis pada cuaca cerah dengan lensa menghadap barat

12

laut……………………………………………………………

14

Gambar 3.3. Kenampakan morfologi perbukitan Homoklin dan dataran Homoklin. Foto diambil oleh penulis pada cuaca cerah dengan

15

lensa menghadap selatan…………………………… Gambar 3.4. Kenampakan morfologi perbukitan Homoklin dan dataran Homoklin. Foto diambil oleh penulis pada cuaca cerah dengan lensa menghadap barat laut……………………….. 11

Gambar 3.5. Kenampakan morfologi sungai dan daerah limpah banjir. Foto diambil oleh penulis pada cuaca cerah dengan lensa menghadap timur…………………………………………… Gambar 3.6.

Pola Pengaliran daerah penelitian (tanpa

skala)…………… Gambar 3.7.

Kenampakan batupasir pada LP 17 di Guyangan Kidul desa

21

Mertelu dengan koordinat X = 0458004 , Y = 9135575 . Foto diambil oleh penulis pada cuaca cerah dengan lensa menghadap barat………………………………..………….

26

Gambar 3.8. Kenampakan batupasir pada LP 18 di Guyangan Kidul desa Mertelu dengan koordinat X = 0458117 , Y = 9135591 . Foto diambil oleh penulis pada cuaca cerah dengan lensa menghadap

31

barat……………………………………………… Gambar 3.9. Kenampakan batupasir pada LP 20 di Guyangan Kidul desa Mertelu dengan koordinat X = 0457881, Y = 9135923 . Foto

36

diambil oleh penulis pada cuaca cerah dengan lensa menghadap N 200° E…………………………………………. Gambar 3.10. Kenampakan batupasir pada LP 100 di Soka desa Mertelu

36

dengan koordinat X = 0458913, Y = 9135980 . Foto diambil oleh penulis pada cuaca cerah dengan lensa menghadap timur. Gambar 3.11. Kenampakan batupasir pada LP 19 di Guyangan Kidul desa

37

Mertelu dengan koordinat X = 0458309 , Y = 9135696 . Foto

38

diambil oleh penulis pada cuaca cerah dengan lensa menghadap timur……………………………………………… Gambar 3.12. Kenampakan batupasir zeolit dilapangan. Zeolit membuat batuan pada satuan ini berwarna kehijauan. Foto diambil oleh penulis pada cuaca cerah dengan lensa menghadap timur……

39

Gambar 3.13. Perselingan antara batupasir Zeolit dan batulempung dan membentuk struktur perlapisan. Foto diambil oleh penulis pada cuaca cerah dengan lensa menghadap barat……………. Gambar 3.14. Kenampakan batupasir pada LP 12 di desa Mertelu dengan

43

koordinat X = 0458241 ,Y = 9134982. Foto diambil pada cuaca cerah dengan lensa menghadap barat…………………. Gambar 3.15. Kenampakan batupasir pada LP 22 di desa Mertelu dengan koordinat X = 0458272, Y = 9134550. Foto diambil pada cuaca

44

cerah dengan lensa menghadap utara………………… 12

Gambar 3.16. Kenampakan batupasir pada LP 22 di daerah Pringombo kecamatan Nglipar 9134825.

dengan koordinat X = 0461956 , Y =

Foto diambil pada cuaca cerah dengan lensa

menghadap barat……………………………………………… Gambar 3.17. Kenampakan batupasir pada LP 34 di daerah Ngangkruk kecamatan Nglipar 9134221.


44


menghadap barat………………………………………………. Gambar 3.18. Kenampakan batupasir pada LP 41 di desa Pilangrejo dengan koordinat X = 0459416, Y = 9133420. Foto diambil pada cuaca

45

cerah dengan lensa menghadap barat……………. Gambar 3.19. Kenampakan batupasir pada LP 33 di desa Ngangkruk dengan koordinat X = 0460678, Y = 9133888. Foto diambil pada cuaca

45

cerah dengan lensa menghadap N 170° E……….. Gambar 3.20. Kenampakan batupasir pada LP 57 di desa Pringombo dengan koordinat X = 0461709, Y = 9134654. Foto diambil pada cuaca

47

cerah dengan lensa menghadap arah barat..……… Gambar 3.21. Kenampakan batupasir volkanik dilapangan. Membentuk struktur laminasi.Foto diambil oleh penulis pada cuaca cerah

47

dengan lensa menghadap utara……………………………….. Gambar 3.22. Struktur Sedimen Slump yang ditemukan pada LP 25.Foto diambil oleh penulis pada cuaca cerah dengan lensa menghadap utara……………………………………………….

49

Gambar 3.23. Kenampakan breksi monomik pada LP 75 di daerah Danyangan dengan koordinat X = 0460068 , Y = 9131859. Foto diambil pada

cuaca

cerah

dengan

lensa

menghadap

arah

barat……………………………………………………………. Gambar 3.24. Kenampakan breksi monomik pada LP 27 di daerah Pilangrejo dengan koordinat X = 0460591 , Y = 9132216. Foto diambil pada

cuaca

cerah

dengan

lensa

menghadap

50

arah

barat…………………………………………………………….

Gambar 3.25. Kenampakan breksi monomik pada LP 47 di daerah Natah Wetan 9132984.

50



menghadap arah barat.

51

Gambar 3.26. Kenampakan breksi monomik pada LP 30 di desa 13

Pilangrejo dengan koordinat X = 0460795 , Y = 9132966. Foto diambil pada cuaca cerah dengan lensa menghadap

51

arah timur………. Gambar 3.27. Kenampakan breksi monomik yang kontak dengan batupasir pada LP 63 di daerah Danyangan desa Pilangrejo dengan koordinat X = 0459065 , Y = 9131849.

52

Foto

diambil pada cuaca cerah dengan lensa menghadap arah barat…………….. Gambar 3.28. Kontak antara Satuan Batupasir volkanik Semilir (bawah)

52

dengan Satuan Breksi Nglanggran (atas). Foto diambil oleh penulis pada cuaca cerah dengan lensa menghadap utara…….

Gambar 3.29. Kenampakan salah satu breksi Nglanggran, didominasi oleh fragmen andesite. Foto diambil oleh penulis pada cuaca

cerah

dengan

lensa

54

menghadap

utara………………………………… Gambar 3.30. Kenampakan batupasir Sambipitu pada LP 29 di daerah Wotoalen desa Natah dengan koordinat X = 0460220 , Y = 9131631.

54


menghadap arah barat. ………………………………………… Gambar 3.31. Kenampakan batupasir Sambipitu pada LP 66 di daerah Natah

56

Kulon desa Natah dengan koordinat X = 0461986 , Y = 9132397.


menghadap arah barat. ……………………………………….

57

Gambar 3.32. Kenampakan salahsatu batupasir Sambipitu, struktur sedimen perlapisan. Foto diambil oleh penulis pada cuaca cerah

dengan

lensa

menghadap

utara………………………….

57

Gambar 3.33. Kenampakan Batugamping Kepek pada LP 60 di daerah Blembeman I dengan koordinat X = 0462901 , Y = 9131969. Foto diambil pada cuaca cerah dengan lensa menghadap arah utara. …………………………………………………………...

58

Gambar 3.34. Kenampakan Batugamping Kepek pada LP 65 di daerah Blembeman dengan koordinat X = 0461951 , Y = 9131653. Foto diambil pada cuaca cerah dengan lensa menghadap arah

58

selatan. ………………………………………………………… 14

Gambar 3.35. Kenampakan Batugamping Kepek pada LP 50 di daerah Natah Wetan dengan koordinat X = 0462917 , Y = 9132593. Foto diambil pada cuaca cerah dengan lensa menghadap arah

59

timur……………………………………………………………

Gambar 3.36 Kenampakan singkapan Batugamping Kepek, struktur sedimen perlapisan. Foto diambil oleh penulis pada cuaca cerah

dengan

lensa

menghadap

60

utara…………………………. Gambar

3.37

Kenampakan

salahsatu

Batugamping

Kepek,

memperlihatkan adanya butiran berukuran pasir (arenite).

62

Foto diambil oleh penulis pada cuaca cerah dengan lensa menghadap timur. Gambar 3.38. Kenampakan satuan Pasir Lepas yang terdapat di pinggiran

62

sungai……………………………………………………… …. Gambar 3.39. Kolom Stratigrafi Daerah Telitian ( Jutika Aditya N., 2011 )

63

Gambar 3.40. Kenampakan salahsatu struktur lapisan miring pada LP41 daerah desa Pilangrejo, memperlihatkan adanya kemiringan lapisan pada suatu singkapan. Foto diambil oleh penulis pada cuaca cerah dengan lensa menghadap barat. Foto

65

diambil oleh penulis pada cuaca cerah dengan lensa menghadap utara……. Gambar 4.1. Hubungan antara lingkungan pengendapan sedimen dengan

66

fasies sedimen………………………………………………. Gambar 4.2. Klasifikasi Lingkungan Pengendapan Klastik, Christopher G. St. C. Kendall (2001)……………………………………….. Gambar 4.3. Gambar 4.4

66

Rekonstruksi dari Suatu Kipas Bawah Laut ( Walker 1978 ) Hipotesa Sikuen kipas bawah laut yang dapat berkembang

67

selama proses progradasi kipas bawah laut. C.U adalah sikuen

68

penebalan dan pengkasaran ke atas, F.U adalah sikuen penipisan dan penghalusan ke atas. CT adalah fasies classical turbidite, PS adalah fasies batupasir kerikilan, CGL adalah

15

fasies konglomerat, DF adalah fasies debris flow dan SL adalah fasies slump (Walker,1978)…………..

69

Gambar 4.5. Kenampakan fisik Batupasir Semilir pada LP 56………….. Gambar 4.6. Kenampakan fisik Batupasir Semilir di LP 44………………

76

Gambar 4.7. Kenampakan struktur slump pada LP 25 di lapangan…….. Gambar 4.8. Analisa profil LP 25 yang menunjukkan kenampakkan lingkungan pengendapan Smooth Portion Of Suprafan

77 78

Lobes………………………………………………………. Gambar 4.9. Bentang alam lintasan profil LP25 bagian atas……………. Gambar 4.10. Kenampakan lintasan profil LP25 bagian atas. Disini terlihat fasies pengendapan classical turbidtes……………………..

Gambar 4.11. Analisa profil LP 53 yang menunjukkan kenampakkan lingkungan pengendapan Smooth to Channelled Portion Of

Suprafan

Lobes……………………………………………............. ..... Gambar 4.12. Lintasan profil LP 53 yang menunjukkan fasies classical

82 85 86 86

turbidites……………………………………………… ……. Gambar 4.13. Salah satu lintasan pada profil LP 53 yang menunjukkan adanya

struktur

bawahnya

sedimen

terdapat

laminasi

struktur

dan

dibagian

pembebanan

88 89

(load

cast)………………….

89

Gambar 4.14. Analisa profil LP 42 yang menunjukkan kenampakkan lingkungan pengendapan Smooth to Channelled Portion Of Suprafan Lobes……………………………………………...

Gambar 4.15. Lintasan profil LP 42 yang menunjukkan fasies massive

92

sandstone……………………………………………… ……

93

Gambar 4.16. Salah satu kenampakan lapisan pada lintasan profil LP 42 yang

memiliki

struktur

sedimen

masif……………………..

93

Gambar 4.17. Analisa profil LP 31 yang menunjukkan kenampakkan

16

lingkungan pengendapan Smooth to Channelled Portion Of

94

Suprafan

Lobes……………………………………………

95

Gambar 4.18. salah satu bagian intasan profil LP31 yang menunjukkan fasies classical turbidites dibagian bawah dan pebbles sandstone

95

dibagian

atasnya……………………………….. Gambar 4.19. Bentang alam lintasan profil LP31 bagian bawah yang menunjukkan fasies classical turbidites dibagian bawah dan

massive

sandstone

96

dibagian

atasnya……………………….. Gambar 4.20. Bentang alam lintasan profil LP31 bagian atas yang

97

menunjukkan fasies classical turbidites dibagian bawah dan massive sandstone dibagian atasnya. Ditengah keduanya

terdapat

fasies

pebbles

97

sandstone………………………….. Gambar 4.21. Bentang alam lintasan profil LP31 yang menunjukkan fasies pebbles sandstone dibagian bawah dan massive sandstone

dibagian

98

atasnya……………………………………………. Gambar 4.22. Hasil interpretasi lingkungan pengendapan Batupasir Semilir pada Suatu Kipas Bawah Laut (Walker, 1978)…………… Gambar 5.1

98

Area penambangan batupasir tuffan yang akan dimanfaatkan sebagai bahan bangunan……………………………………

100

Gambar 5.2. Gerakan tanah tipe rockfall yang terjadi pada daerah telitian,dimana warga bekerja sama membersihkannya…

101

102

17

DAFTAR TABEL Tabel

3.1

Klasifikasi

kemiringan

lereng

(Van

Zuidam,

1983)…………….

31

Tabel 4.1 Kedalaman menurut Grimsdale dan Mark Hoven (1950)……….

83

DAFTAR LAMPIRAN A. Lampiran dalam teks 1. Analisis Petrografi (AP) 2. Analisis Paleontologi (AF) 3. Tabulasi Data Harian

B. Lampiran dalam kantong 1. Peta Lintasan dan Lokasi Pengamatan 2. Peta Pola Aliran Sungai 3. Peta Geomorfologi 4. Peta Geologi 5. Profil 1 6. Profil 2 7. Profil 3 8. Profil 4

.

18

BAB 1 PENDAHULUAN

1.1.

Latar Belakang Geologi Pulau Jawa telah banyak dipelajari dan bahkan hampir keseluruhan wilayah

telah dipetakan secara sistematik. Penyelidikan geologi, baik untuk kepentingan eksplorasi migas, mineral , ataupun untuk kepentingan ilmiah telah banyak dilakukan. Namun demikian, pemahaman secara menyeluruh tentang geologi Pulau Jawa, baik masalah stratigrafi, sedimentasi, dan perkembangan cekungan maupun tektonisme dan vulkanisme. Geologi wilayah Ngalang dipilih sebagai daerah pemetaan geologi karena daerah telitian merupakan daerah yang secara geologi cukup menarik untuk dilakukan penelitian. Hal ini dikarenakan daerah tersebut mempunyai suatu tatanan geologi yang kompleks baik secara stratigrafi, struktur geologi, tektonika, maupun morfogenesa serta proses – proses geologi yang sangat menarik untuk dipelajari guna menerapkan ilmu – ilmu geologi lapangan berdasarkan hukum – hukum geologi yang telah diperoleh di bangku perkuliahan dan juga dikarenakan masih kurangnya penelitian yang dilakukan di daerah ini khususnya dari segi geologinya. Hal – hal tersebut yang mendasari penulis untuk melakukan penelitian pada daerah Ngalang, Kecamatan Ngalang, Kabupaten Gunung Kidul, Propinsi Daerah Istimewa Yogyakarta dengan judul Geologi dan Studi Fasies Turbidit Formasi Sambipitu Daerah Ngalang, Kecamatan Ngalang, Kabupaten Gunung Kidul, Propinsi Daerah Istimewa Yogyakarta. 1.2.

Maksud dan Tujuan Maksud dari penelitian ini adalah sebagai tugas akhir dalam memenuhi persyaratan

akademik guna memperoleh gelar Sarjana Teknik Geologi ( S1 ) Program Studi Teknik Geologi, Fakultas Teknologi Mineral, Universitas Pembangunan Nasional “Veteran” Yogyakarta. Tujuan penelitian adalah untuk mengetahui kondisi dan perkembangan geologi daerah telitian yang meliputi aspek geomorfologi, stratigrafi, struktur geologi, dan sejarah geologi dalam satu kesatuan ruang dan waktu ( time & space ) geologi. Serta mempelajari karakteristik fasies pada Formasi Sambipitu yang berguna dalam menyusun urutan waktu 19

pengendapan sedimen ( kronostratigrafi ) serta mengetahui perkembangan perubahan lingkungan pengendapan yang pernah terjadi dari waktu ke waktu. 1.3.

Letak dan Luas, Kesampaian Daerah Telitian, dan Waktu Penelitian

1.3.1. Letak dan Luas Daerah Telitian Daerah pemetaan secara administrasi terletak di Kecamatan Ngalang, Kabupaten Gunung Kidul, Propinsi Daerah Istimewa Yogyakarta. Sebelah utara daerah telitian dibatasi oleh Desa Nglampar, sebelah barat dibatasi oleh Desa Sambidemang, sebelah selatan dibatasi oleh Desa Banyuurip, dan sebelah timur dibatasi oleh Desa Kenteng. Luas daerah telitian adalah 6 x 5 km. ( Gambar 1.2 ). 1.3.2. Kesampaian Daerah Daerah telitian dapat dijangkau dengan transportasi darat, yang terletak ± 50 km ke arah timur Yogyakarta dan dapat dicapai dengan kendaraan bermotor roda empat atau roda dua selama ± 60 menit dari Kota Yogyakarta, sedangkan untuk untuk lokasi pengamatan dapat dicapai dengan kendaraan bermotor roda dua kecuali di beberapa tempat yang hanya dapat dicapai dengan berjalan kaki, ( Gambar 1.1 ).

Gambar 1.1. Lokasi Daerah Penelitian

20

Gambar 1.2. Peta rupa bumi daerah penelitian lembar peta Wonosari-Jabung (tanpa skala).

1.3.3. Waktu Penelitian Waktu penelitian berlangsung selama dua bulan di lapangan terhitung dari pertengahan akhir Januari 2011 hingga akhir Maret 2011 yang bersifat mandiri kemudian dilanjutkan dengan kegiatan pengolahan data serta analisis data dan pembuatan laporan penelitian sebagai sistematika selama kegiatan penelitian berlangsung, kegiatan tahap lanjut ini memakan waktu 3 hingga 4 bulan. 1.4.

Pokok Permasalahan Pokok permasalahan yang diangkat penulis meliputi permasalahan geologi secara

umum meliputi geologi regional, stratigrafi, struktur geologi, geomorfologi, dan sejarah geologi. Adapun permasalahan khusus yang diangkat oleh penulis mengenai fasies turbidit Formasi Sambipitu. Permasalahan dalam penelitian ini dapat dikelompokkan menjadi beberapa bagian, yaitu : 1.4.1. Permasalahan Geologi Permasalahan – permasalahan geologi yang diuraikan dalam penelitian ini, meliputi : 1.4.1.1. Permasalahan Geomorfologi Dari interpretasi dan analisa peta topografi serta pengamatan kenampakan morfologi di lapangan, dijumpai kenampakan pola aliran, bukit, lembah, kelurusan punggungan serta 21

pengaruh litologi dan struktur geologi, sehingga menimbulkan beberapa pertanyaan sebagai berikut : a. Berapa macam satuan geomorfik pada daerah telitian? b. Faktor apa saja yang mengontrol bentuk dan penyebaran bentang alam daerah telitian? c. Jenis pola pengaliran yang terbentuk dan apa faktor pengontrolnya? d. Sejauh mana proses erosi yang telah berlangsung di daerah telitian? e. Bagaimana perkembangan tahapan geomorfologinya?

1.4.1.2. Permasalahan Stratigrafi Perbedaan relief dan dimensi bentang alam akan memberikan pengaruh terhadap geometri suatu batuan sehingga akan menimbulkan permasalahan berupa : a.

Apa saja jenis litologi yang ada pada daerah telitian dan bagaimana variasinya?

b.

Bagaimana penyebaran dan ketebalan batuan?

c.

Bagaimana kandungan fosil dan umurnya?

d.

Bagaimana urutan satuan batuan dari tua ke muda?

e.

Bagaimana hubungan antar satuan batuan?

f.

Bagaimana mekanisme dan lingkungan pengendapannya?

g.

Apa nama formasi batuannya?

1.4.1.3. Permasalahan Struktur Geologi Deformasi pada batuan akibat proses tektonik yang bekerja akan menghasilkan struktur geologi yang terkait oleh beberapa hal, yaitu : a.

Jenis struktur apa saja yang berkembang di daerah telitian?

b.

Bagaimana pola dan kedudukan struktur tersebut?

c.

Berapa dimensi atau ukuran dan arah struktur tersebut?

d.

Bagaimana mekanisme, pola dan arah gaya yang membentuknya?

e.

Kapan unsur – unsur struktur tersebut terbentuk? dan Bagaimana hubungannya dengan sejarah tektonik yang bekerja pada daerah telitian?

1.4.1.4.Permasalahan Sejarah Geologi Dari seluruh kajian data geologi yang dilakukan dari pengamatan data lapangan, pengumpulan data hingga tahap analisis, akan menimbulkan permasalahan mengenai perkembangan geologi dari waktu ke waktu yang meliputi : a.

Bagaimana mekanisme dan perkembangan proses pengendapan tiap formasi pada daerah telitian dalam ruang dan waktu geologi? 22

b.

Bagaimana perkembangan tahapan tektonik yang terjadi di daerah telitian dalam ruang dan waktu geologi sehingga membentuk pola struktur seperti sekarang?

1.4.2. Permasalahan Studi Permasalahan yang akan diuraikan penulis dalam studi khususnya, meliputi :

1.4.2.1 Permasalahan Fasies Beberapa permasalahan yang terkait dengan studi fasies yang akan diuraikan penulis dalam penelitian ini, meliputi : a.

Ada berapa jenis fasies batuan pada Formasi Sambipitu?

b.

Bagaimana hubungan antara butiran dengan pembentukan litofasies?

c.

Bagaimana mekanisme pada saat pembentukan litofasies?

d.

Bagaimana hubungan antar fasies pada Formasi Sambipitu?

e.

Bagaimana lingkungan pengendapan dari fasies – fasies yang ada pada Formasi Sambipitu?

1.5. Tahapan dan Metode Penelitian Untuk menyelesaikan berbagai permasalahan yang timbul pada daerah telitian, penulis melakukan berbagai tahapan dan metoda penelitian dalam pendekatan masalah ( lihat Gambar 1.2 ), baik secara historis,deskriptif maupun analisis yang meliputi:

1.5.1. Penelitian Pendahuluan Penelitian pendahuluan meliputi studi pustaka yang dilakukan berdasarkan pada publikasi dari penelitian-penelitian ahli geologi terdahulu yang dipublikasikan dan terkait dengan geologi regional daerah penelitian,sedangkan studi literatur dilakukan terhadap halhal yang terkait dengan pemahaman konsep geologi yang mendukung judul penelitian guna menyelesaikan permasalahan – permasalahan yang bersifat mendasar. Studi pustaka dan literatur ini kemudian dijadikan sebagai bahan acuan bagi penulis dalam pembuatan proposal.

1.5.1.1. Penelitian Terdahulu Beberapa peneliti terdahulu yang pernah melakukan studi yang terkait dengan daerah telitian penulis secara lokal maupun secara regional, meliputi :

23

a.

Van Bemmelen ( 1949 ), mengelompokkan geologi regional Pulau Jawa berdasarkan fisiografi menjadi beberapa zona, salah satunya adalah Zona Pegunungan Selatan dimana daerah penelitian penulis tercakup di dalamnya.

b. Rahardjo ( 1977 ), melakukan penelitian kemudian menyusun stratigrafi pegunungan selatan secara lengkap meliputi aspek sedimentologi dan paleontologi dengan penekanan untuk memperoleh kejelasan umur pembentukan dan lingkungan pengendapannya. c.

Martodjojo ( 1984 ), merupakan kelanjutan dan penyempurnaan dari peneliti sebelumnya dalam penyusunan stratigrafi pegunungan selatan.

d. Surono ( 1992 ), melakukan penelitian kemudian menyusun stratigrafi pegunungan selatan secara lengkap. e.

Samodra ( 1992 ), melakukan penelitian kemudian menyusun stratigrafi pegunungan selatan secara lengkap.

f.

Surono, B. Toha, I. Sudarno, dan S. Wiryosujono ( 1992 ), Penyusunan Peta Geologi Lembar Surakarta-Giritontro pada Pusat Penelitian dan Pengembangan Geologi, Departemen Pertambangan dan Energi, Direktorat Jendral Geologi dan Sumber Daya Manusia.

g.

Gendut Hartono ( 2010 ),Melakukan Penelitian Peran Paleovolkanisme Dalam Tataan Produk Batuan Gunung Api Tersier Di Gunung Gajahmungkur, Wonogiri, Jawa Tengah sebagai desertasinya untuk memperoleh gelar doktor.

1.5.2. Penelitian Lapangan Penelitian lapangan secara umum dibagi menjadi dua tahap yaitu tahap pra-pemetaan dan tahap pemetaan (mapping). 1.5.2.1. Tahap Pra-Pemetaan Tahap pra-pemetaan berupa kegiatan observasi dan survey lapangan guna menentukan lokasi dan luas daerah penelitian yang sesuai dengan topik judul yang akan diambil penulis, baik sebagai secara studi umum (geologi) maupun untuk studi khusus (fasies). Setelah lokasi penelitian didapatkan pada tahap ini juga dilakukan perijinan dan penyiapan peta dasar guna memperlancar proses pelaksanaan tahapan kerja berikutnya.

1.5.2.2. Tahap Pemetaan ( mapping ) Tahap pemetaan berupa kegiatan pengumpulan data lapangan yaitu dengan melakukan tahapan kerja berupa : penentuan koordinat serta pengeplotan lokasi pengamatan, pengamatan dan deskripsi singkapan batuan pada peta topografi

( gambar 1.3 ), 24

pembuatan sketsa singkapan batuan, pengukuran kedudukan lapisan batuan, pengambilan foto singkapan dan sampel batuan, pengamatan geomorfologi dan struktur geologi yang berkembang pada daerah telitian serta melakukan pengukuran penampang stratigrafi terukur (profil).

Gambar 1.3. Peta topografi daerah penelitian(tanpa skala).

Dalam menunjang penelitian lapangan diatas beberapa alat dan perlengkapan yang dipergunakan penulis dalam membantu pengambilan data di lapangan antara lain; a.

Peta dasar, berupa peta topografi dengan skala 1 : 20.000.

b.

Palu geologi, berupa palu batuan sedimen.

c.

Kompas geologi.

d.

Lup dengan perbesaran 20X.

e.

GPS (Global Positioning System) – sistem penentuan posisi dengan bantuan sinkronisasi sinyal satelit.

f.

Komparator batuan sedimen.

g.

Plastik sampel ukuran 2 kg dan larutan HCl 0,1 N.

h.

Meteran dengan ukuran 30 m.

i.

Buku catatan lapangan.

j.

Alat tulis.

1.5.3. Pengolahan Data 25

Tahap pengolahan data yaitu dengan melakukan penggabungan dari hasil studi pustaka dan literatur yang dilakukan di studio dengan hasil pengamatan serta pengambilan data lapangan yang didukung oleh analisis laboratorium, yang meliputi : analisa kemiringan lereng, analisis granulometri, analisis paleontologi, analisis petrografi,

analisis struktur

geologi dan analisis kandungan mineral. Data-data lapangan berupa pengukuran penampang stratigrafi terukur (profil) dianalisis berdasarkan aspek fasies batuan guna mengetahui lingkungan pengendapan berdasarkan pendekatan model-model yang telah dibuat oleh beberapa ahli.

1.5.4. Penyusunan Laporan Tahap akhir dari seluruh kegiatan penelitian yang telah dilakukan disajikan dalam bentuk laporan dan peta yang merangkum semua permasalahan yang diangkat penulis beserta hasil analisis guna menjawab permasalahan diatas. ( Gambar 1.4 ).

1.5.5. Hasil Penelitian Hasil penelitian diharapkan dapat memberikan informasi geologi daerah telitian beserta fasies dan perkembangan lingkungan pengendapan khususnya pada Formasi Sambipitu sehingga output dari penelitian ini dapat dibandingkan dengan penelitian sebelumnya.

1.5.6. Manfaat Penelitian Hasil penelitian ini diharapkan dapat memberikan manfaat dari beberapa sudut pandang berupa : 1.5.6.1.Manfaat Keilmuan Manfaat penelitian ini bagi bidang keilmuan adalah : a.

Menambah khazanah pengetahuan mengenai studi geologi dan fasies khususnya pada Formasi Sambipitu.

b.

Memperkuat pemahaman mengenai penerapan aplikasi metode geologi lapangan yang riil dalam kaitannya dengan kerangka berfikir yang disesuaikan dengan konsep – konsep serta kaidah – kaidah geologi yang berlaku.

c.

Kemampuan untuk dapat mengintegrasikan antar data geologi, baik yang diperoleh di lapangan maupun dari hasil analisis laboratorium.

1.5.6.2.Manfaat Institusi 26

Manfaat penelitian yang dilakukan penulis bagi pihak institusi berupa: a.

Melengkapi dan menambah hasil studi maupun data – data yang belum terlengkapi dari penelitian terdahulu, khususnya yang terkait dengan daerah penelitian penulis.

b.

Memberikan masukan mengenai studi fasies turbidit khususnya pada Formasi Sambipitu.

c.

Dengan penelitian ini diharapkan dapat memajukan dunia pendidikan yang terkait dengan ilmu kebumian, Jurusan Teknik Geologi, Fakultas Teknologi Mineral, Universitas Pembangunan Nasional ”Veteran” Yogyakarta umumnya dan bagi kemajuan bangsa dan negara pada khususnya.

Gambar 1.4. Diagram alir tahapan dan metode penelitian 27

BAB 2 GEOLOGI PEGUNUNGAN SELATAN 2.1.

Fisiografi Pulau Jawa. Wilayah Jawa Tengah dan Jawa Timur secara fisiografi dapat dikelompokkan ke

dalam lima zona (Van Bemmelen, 1949), dari selatan ke utara (Gambar 2.1) : 1.

Zona PegununganSelatan

2.

Zona Solo

3.

Zona Kendeng

4.

Zona Randublatung

5.

Zona Rembang Zona fisiografi ini mencerminkan elemen struktur dari hasil penafsiran anomali gaya

berat di bagian utara Jawa Timur (Sutarso dan Suyitno, 1976). Elemen struktur dengan anomali positif adalah Zona Kendeng dan Zona Rembang, sedangkan elemen struktur anomali negatif adalah Depresi Semarang-Pati, Depresi Randublatung dan depresi KeningSolo. Struktur utama Jawa Tengah-Jawa Timur disamping arah barat timur yang mengikuti zona tersebut, juga terdapat struktur yang berarah NE-SW memotong disekitar batas Zona Rembang dan vulkanik Muria.

Gambar 2.1.Fisiografi bagian tengah dan timur Pulau Jawa (dikembangkan dari Van Bemmelen, 1949).

28

2.1.1 Zona Pegunungan Selatan Daerah Pegunungan Selatan Jawa secara fisiografi termasuk ke dalam lajur Pegunungan Selatan Jawa (Van Bemmelen, 1949), sedangkan secara tektonik regional diperkirakan pada cekungan antar busur sampai busur volkanik. Daerah Pegunungan Selatan yang membujur mulai dari Yogyakarta ke arah timur, Wonosari, Wonogiri, Pacitan menerus ke daerah Malang Selatan, terus ke daerah Blambangan. Berdasarkan pada letak yang berada di zona Pegunungan Selatan Jawa Timur, bentang alam yang terdiri atas rangkaian pegunungan yang memanjang relatif barat - timur dan jenis litologi penyusunnya yang didominasi oleh material – material vulkaniklastik, daerah penelitian termasuk dalam zona “Wonosari Plateau”. Zona Pegunungan Selatan Jawa terbentang dari wilayah Jawa Tengah, di selatan Yogyakarta dengan tebal kurang lebih 55 km, hingga Jawa Timur, dengan lebar kurang lebih 25 km, di selatan Blitar. Zona Pegunungan Selatan dibatasi oleh Dataran YogyakartaSurakarta di sebelah barat dan utara, sedangkan di sebelah timur oleh Waduk Gajahmungkur, Wonogiri dan di sebelah selatan oleh Lautan India. Di sebelah barat, antara Pegunungan Selatan dan Dataran Yogyakarta dibatasi oleh aliran Sungai Opak, sedangkan di bagian utara berupa gawir Baturagung. Bentuk Pegunungan Selatan ini hampir membujur barat-timur sepanjang lk. 50 km dan ke arah utara-selatan mempunyai lebar kurang lebih. 40 km (Bronto dan Hartono, 2001). Zona Pegunungan Selatan dapat dibagi menjadi tiga subzona, yaitu Subzona Baturagung, Subzona Wonosari dan Subzona Gunung Sewu. Subzona Wonosari merupakan dataran tinggi (± 190 m) yang terletak di bagian tengah Zona Pegunungan Selatan, yaitu di Daerah Wonosari dan sekitarnya. Dataran ini dibatasi oleh Subzona Baturagung di sebelah barat dan utara, sedangkan di sebelah selatan dan timur berbatasan dengan Subzona Gunung Sewu. Aliran sungai utama di daerah ini adalah Sungai Oyo yang mengalir ke barat dan menyatu dengan Sungai Opak sebagai endapan permukaan di daerah ini adalah lempung hitam dan endapan danau purba, sedangkan batuan dasarnya adalah batugamping. Subzona Gunung Sewu merupakan perbukitan dengan bentang alam karst, yaitu bentang alam dengan bukit-bukit batugamping membentuk banyak kerucut dengan ketinggian beberapa puluh meter. Di antara bukit-bukit ini dijumpai telaga, luweng (sink holes) dan di bawah permukaan terdapat gua batugamping serta aliran sungai bawah tanah. Bentang alam karst ini membentang dari pantai Parangtritis di bagian barat hingga Pacitan di 29

sebelah timur.Zona Pegunungan Selatan pada umumnya merupakan blok yang terangkat dan miring ke arah selatan. Batas utaranya ditandai escarpment yang cukup kompleks. Lebar maksimum Pegunungan Selatan ini 55 km di sebelah selatan Surakarta, sedangkan sebelah selatan Blitar hanya 25 km. Diantara Parangtritis dan Pacitan merupakan tipe karst (kapur) yang disebut Pegunungan Seribu atau Gunung Sewu, dengan luas kurang lebih 1400 km 2 (Lehmann. 1939). Sedangkan antara Pacitan dan Popoh selain tersusun oleh batugamping juga tersusun oleh batuan hasil aktifitas vulkanis berkomposisi asam-basa antara lain granit, andesit dan dasit (Van Bemmelen,1949). 2.2

Tatanan Tektonik Pegunungan Selatan Zona Pegunungan Selatan merupakan cekungan yang menunjang dengan arah relatif

barat – timur mulai dari Parangtritis di bagian barat sampai Ujung Purwo di bagian Jawa Timur. Perkembangan tektoniknya tidak lepas dari interaksi konvergen antara Lempeng Hindia – Australia dengan Lempeng Micro Sunda. Evolusi Tektonik

Pulau Jawa (Prasetyadi ,2007),dijelaskan bahwa Pulau Jawa

merupakan salah satu pulau di Busur Sunda yang mempunyai sejarah geodinamik aktif, yang jika dirunut perkembangannya dapat dikelompokkan menjadi

beberapa fase tektonik

dimulai dari Kapur Akhir hingga sekarang yaitu : 1.

Periode Kapur akhir – Paleosen.

2.

Periode Eosen (Periode Ekstensional /Regangan) .

3.

Periode Oligosen Tengah (Kompresional – Terbentuknya OAF) .

4.

Periode Oligo-Miosen (Kompresional – Struktur Inversi ) .

5.

Periode Miosen Tengah – Miosen Akhir.

1. Periode Kapur Akhir – Paleosen Fase tektonik awal terjadi pada Mesozoikum ketika pergerakan Lempeng IndoAustralia ke arah timur laut menghasilkan

subduksi dibawah Lempeng Mikro Sunda

sepanjang suture Karangsambung-Meratus, dan diikuti oleh fase regangan (rifting phase) selama Paleogen dengan pembentukan serangkaian horst (tinggian) dan graben (rendahan). Aktivitas magmatik Kapur Akhir dapat diikuti menerus dari Timurlaut Sumatra –JawaKalimantan Tenggara. Pembentukan cekungan depan busur (fore arc basin) berkembang di daerah selatan Jawa Barat dan Serayu Selatan di Jawa Tengah. Mendekati Kapur Akhir – Paleosen, fragmen benua yang terpisah dari Gondwana, mendekati zona subduksi Karangsambung-Meratus. Kehadiran allochthonous micro-continents di wilayah Asia Tenggara telah

dilaporkan oleh banyak penulis (Metcalfe, 1996). Basement bersifat 30

kontinental yang terletak di sebelah timur zona subduksi Karangsambung-Meratus dan yang mengalasi Selat Makasar teridentifikasi di Sumur Rubah-1 (Conoco, 1977) berupa granit pada kedalaman 5056 kaki, sementara didekatnya Sumur Taka Talu-1 menembus basement diorit. Docking atau merapatnya fragmen mikro-kontinen pada bagian tepi timur Sundaland menyebabkan matinya zona subduksi Karangsambung-Meratus dan terangkatnya zona subduksi tersebut menghasilkan Pegunungan Meratus (Gambar 2.2 A).

2. Periode Eosen (Periode Ekstensional /Regangan) Antara 54 jtl – 45 jtl (Eosen), di wilayah Lautan Hindia terjadi reorganisasi lempeng ditandai dengan berkurangnya secara mencolok kecepatan pergerakan ke utara India. Aktifitas pemekaran di sepanjang Wharton Ridge, suatu pusat pemekaran berarah baratdaya – timurlaut yang berhenti aktifitasnya pada anomali 20 (45,6 jtl) yang keberadaanya diindikasikan pertama kali oleh McDonald (1977, dalam Liu dkk.,1983), berhenti atau mati tidak lama setelah pembentukan anomali 19 atau 45 jtl. Berkurangnya secara mencolok gerak India ke utara dan matinya Wharton Ridge ini diinterpretasikan sebagai pertanda kontak pertama Benua India dengan zona subduksi di selatan Asia dan menyebabkan terjadinya tektonik regangan (extension tectonics) di sebagian besar wilayah Asia Tenggara yang ditandai dengan pembentukan cekungan-cekungan utama (Natuna, Sumatra, Sunda, Jawa Timur, Barito, dan Kutai) dan endapannya dikenal sebagai endapan syn-rift. Pelamparan extension tectonics ini ada

sebelumnya

berasosiasi dengan pergerakan sepanjang sesar regional yang telah

dalam

fragmen

mikrokontinen.

Konfigurasi

struktur

basement

mempengaruhi arah cekungan syn-rift Paleogen di wilayah tepian tenggara Sundaland (Sumatra, Jawa, dan Kalimantan Tenggara) (Gambar 2.2 B). 3. Periode Oligosen Tengah (Kompresional – Terbentuknya OAF) Sebagian besar bagian atas sedimen Eosen Akhir memiliki kontak tidak selaras dengan satuan batuan di atasnya yang berumur Oligosen. Di daerah Karangsambung batuan Oligosen diwakili oleh Formasi Totogan yang kontaknya dengan satuan batuan lebih tua menunjukkan ada yang selaras dan tidakselaras. Di daerah Karangsambung Selatan batas antara Formasi Karangsambung dan Formasi Totogan sulit ditentukan dan diperkirakan berangsur, sedangkan ke arah utara Formasi Totogan ada yang langsung kontak secara tidak selaras dengan batuan dasar Komplek Melange Luk Ulo. Di daerah Nanggulan kontak ketidakselarasan terdapat diantara Anggota Seputih yang berumur Eosen Akhir dengan satuan breksi vulkanik Formasi Kaligesing yang berumur Oligosen Tengah. Demikian pula di daerah 31

Bayat, bagian atas Formasi Wungkal-Gamping yang berumur Eosen Akhir, tanda-tanda ketidak selarasan ditunjukkan oleh terdapatnya fragmen-fragmen batuan Eosen di sekuen bagian bawah Formasi Kebobutak yang berumur Oligosen Akhir. Ketidakselarasan di Nanggulan dan Bayat merupakan ketidakselarasan menyudut yang diakibatkan oleh deformasi tektonik yang sama yang menyebabkan terdeformasinya Formasi Karangsambung. Akibat deformasi ini di daerah Cekungan Jawa Timur tidak jelas teramati karena endapan Eosen Formasi Ngimbang disini pada umumnya selaras dengan endapan Oligosen Formasi Kujung. Deformasi ini kemungkinan juga berkaitan dengan pergerakan ke utara Benua Australia. Ketika Wharton Ridge masih aktif Benua Australia bergerak ke utara sangat lambat. Setelah matinya pusat pemekaran Wharton pada 45 jt, India dan Australia berada pada satu lempeng tunggal dan bersama-sama bergerak ke utara. Pergerakan Australia ke utara menjadi lebih cepat dibanding ketika Wharton Ridge masih aktif. Bertambahnya kecepatan ini meningkatkan laju kecepatan penunjaman Lempeng Samudera Hindia di Palung Jawa dan mendorong ke arah barat, sepanjang sesar mendatar yang keberadaannya diperkirakan, Mikrokontinen Jawa Timur sehingga terjadi efek kompresional di daerah Karangsambung yang mengakibatkan terdeformasinya Formasi Karangsambung serta terlipatnya Formasi Nanggulan dan Formasi Wungkal-Gamping di Bayat. Meningkatnya laju pergerakan ke utara Benua Australia diperkirakan masih berlangsung sampai Oligosen Tengah. Peristiwa ini memicu aktifitas vulkanisme yang kemungkinan berkaitan erat dengan munculnya zona gunung api utama di bagian selatan Jawa (OAF=Old Andesite Formation) yang sekarang dikenal sebagai Zona Pegunungan Selatan. Aktifitas vulkanisme ini tidak menjangkau wilayah Jawa bagian utara dimana pengendapan karbonat dan silisiklastik menerus di daerah ini (Gambar 2.2 C). 4. Periode Oligo-Miosen (Kompresional – Struktur Inversi ) Pada Oligosen Akhir sampai Miosen Tengah pergerakan ke utara India dan Australia berkurang secara mencolok karena terjadinya benturan keras (hard collision) antara India dengan Benua Asia membentuk Pegunungan Himalaya. Akibatnya laju penunjaman Lempeng Samudera Hindia di palung Sunda juga berkurang secara drastis. Hard collision India menyebabkan efek maksimal tektonik ekstrusi sehingga berkembang fase kompresi di wilayah Asia Tenggara. Fase kompresi ini menginversi sebagian besar endapan syn-rift Eosen. Di Cekungan Jawa Timur fase kompresi ini menginversi graben RMKS menjadi zona Sesar RMKS. Di selatan Jawa, kegiatan vulkanik Oligosen menjadi tidak aktif dan mengalami pengangkatan. Pengangkatan ini ditandai dengan pengen-dapan karbonat besar32

besaran seperti Formasi Wonosari di Jawa Tengah dan Formasi Punung di Jawa Timur. Sedangkan di bagian utara dengan aktifnya inverse, berkembang endapan syn-inversi formasi-formasi Neogen di Zona Rembang dan Zona Kendeng. Selama periode ini, inversi cekungan terjadi karena konvergensi Lempeng Indian menghasilkan rezim tektonik kompresi di daerah “busur depan” Sumatra dan Jawa. Sebaliknya, busur belakang merupakan subjek pergerakan strike-slip utara-selatan yang dominan sepanjang sesar-sesar turun (horst dan graben) utara-selatan yang telah ada. 5. Periode Miosen Tengah – Miosen Akhir Pengaktifan kembali sepanjang sesar tersebut menghasilkan mekanisme transtension dan transpression yang berasosiasi dengan sedimentasi turbidit dibagian yang mengalami penurunan. Namun demikian, di bagian paling timur Jawa Timur, bagian basement dominan berarah timur-barat, sebagaimana secara khusus dapat diamati dengan baik mengontrol Dalaman Kendeng dan juga Dalaman Madura.Bagian basement berarah Timur – Barat merupakan bagian dari fragmen benua yang mengalasi dan sebelumnya tertransport dari selatan dan bertubrukan dengan Sundaland sepanjang Suture Meratus (NE-SW struktur). Tektonik kompresi karena subduksi ke arah utara telah mengubah sesar basement Barat – Timur menjadi pergerakan sesar mendatar, dalam perioda yang tidak terlalu lama (Manur dan Barraclough, 1994). Kenaikan muka air laut selama periode ini, menghasilkan pengendapan sedimen klastik di daerah rendahan, dan sembulan karbonat (carbonate buildup) pada tinggian yang membatasinya.

33

Gambar 2.2. Rekonstruksi perkembangan tektonik Pulau Jawa (Prasetyadi,2007),dengan penjelasan sebagai berikut : A. Rekontruksi skematik perkembangan tektonik Pulau Jawa dimulai pada Kapur – Paleosen. B .Rekontruksi skematik perkembangan tektonik Pulau Jawa dimulai pada Eosen Tengah. C .Rekontruksi skematik perkembangan tektonik Pulau Jawa dimulai pada Oligosen Tengah.

34

2.3

Stratigrafi Pegunungan Selatan Penamaan satuan litostratigrafi Pegunungan Selatan telah dikemukakan oleh beberapa

peneliti terdahulu tetapi dalam susunan stratigrafi tiap – tiap formasi yang ada pada Daerah Pegunungan Selatan khususnya pada Daerah Ngalang penulis mengacu pada susunan Stratigrafi Pegunungan Selatan yang dibuat oleh Surono pada tahun 1992 karena dirasa sesuai dengan keadaan tiap formasi tersebut pada lokasi penelitian yang digambarkan pada kolom stratigrafi berikut (Gambar 2.3).

Gambar 2.3. Stratigrafi Pegunungan Selatan, Jawa Tengah dan penarikan umur absolut menurut peneliti terdahulu (Surono, et al. 1992).

Dari kolom stratigrafi diatas (Gambar 2.3) dapat dijelaskan urutan serta hubungan stratigrafi Pegunungan Selatan adalah sebagai berikut :

35

1. Batuan dasar berupa batuan malihan.Basement berupa batuan malihan ini didominasi oleh hadirnya Kelompok batuan Pra-Tersier Perbukitan Jiwo, Bayat secara umum terdiri dari filit, sekis dan marmer .Filit merupakan litologi yang dominan dijumpai, baik di daerah Jiwo Timur dan Jiwo Barat, di lokasi-lokasi Gunung Konang, Gunung Semangu, Gunung Merak, Gunung Kebo, Gunung Budo, dan Gunung Sari. Sebagian besar singkapan filit dalam keadaan lapuk; hanya sedikit singkapan filit yang segar Selain filit batuan metamorf yang merupakan batuan Pra-Tersier lainnya yaitu sekis.Singkapan sekis dijumpai setempat-setempat, seperti di Jiwo Timur dijumpai di bagian barat G.Jokotuo, G.Konang, G. Semangu, dan lereng tenggara Gunung Pendul, sedangkan di Jiwo Barat lereng selatan G. Merak. Di lokasi sekis ini terdapat sebagai fragmen dalam batulempung Eosen Formasi Wungkal-Gamping. Juga terdapat marmer sebagai kelompok dari batuan malihan yang singkapannya terdapat di daerah Jokotuo dan lereng utara Gunung Jabalkat. Terdapat menyisip di dalam filit, singkapan marmer ini memiliki sebaran tidak terlalu luas dan terpotong oleh sesar seperti yang terdapat di daerah Jokotuo. Umur batuan PraTersier di daerah Perbukitan Jiwo, Bayat diinterpretasikan berdasarkan kontak ketidakselarasan dengan batuan Eosen yang menumpang di atasnya.

2. Formasi Wungkal dan Formasi Gamping. Formasi Wungkal dicirikan oleh kalkarenit dengan sisipan batupasir dan batulempung, sedangkan Formasi Gamping dicirikan oleh kalkarenit dan batupasir tufaan. Di Daerah Gamping (sebelah barat Kota Yogyakata, sebagai tipe lokasi), Formasi Gamping ini dicirikan oleh batugamping yang berasosiasi dengan gamping terumbu.Beberapa peneliti menafsirkan sebagai ketidakselarasan (Sumosusastro, 1956 dan Marks, 1957) dan peneliti lainnya menafsirkan hubungan kedua formasi tersebut selaras (Bothe, 1929, Sumarso dan Ismoyowati, 1975). Surono et al (1989) menyebutnya sebagai Formasi GampingWungkal yang merupakan satu formasi yang tidak terpisahkan. Namun demikian semua para peneliti tersebut sepakat bahwa kedua formasi tersebut berumur Eosen Tengah-Eosen Atas.Di atas Formasi Wungkal dan Formasi Gamping ditutupi secara tidakselaras oleh sedimen volkanoklastik yang dikelompokkan sebagai : Formasi Kebo, Formasi Butak, Formasi Semilir, Formasi Nglanggran dan Formasi Sambipitu.

3. Formasi Kebo - Butak, terdiri dari perselingan konglomerat, batupasir tufaan, serpih dan lanau. Di beberapa tempat dijumpai adanya lava bantal dan intrusi diorit. Ketebalan 36

formasi ini sekitar 800 meter dan diendapkan di lingkungan laut, dan pada umumnya memperlihatkan endapan aliran gravitasi (gravity-flow deposits). Lokasi tipe formasi ini terletak di G. Kebo dan G. Butak yang terletak di lereng dan kaki utara gawir Baturagung. Litologi penyusun formasi ini di bagian bawah berupa batupasir berlapis baik, batulanau, batulempung, serpih, tuf dan aglomerat. Bagian atasnya berupa perselingan batupasir dan batulempung dengan sisipan tipis tuf asam. Setempat di bagian tengahnya dijumpai retas lempeng andesit-basal dan di bagian atasnya dijumpai breksi andesit. Pada Formasi Kebo-Butak, Sumarso dan Ismoyowati (1975) menemukan fosil Globorotalia opima BOLLI, Globorotalia angulisuturalis BOLLI, Globorotalia kuqleri BOLLI, Globorotalia siakensis LEROY, Globigerina binaiensis KOCH, Globigerinoides primordius BLOW dan BANNER, Globigerinoides trilobus REUSS. Kumpulan fosil tersebut menunjukkan umur Oligosen Akhir – Miosen Awal. Lingkungan pengendapannya adalah laut terbuka yang dipengaruhi oleh arus turbid. Formasi ini tersebar di kaki utara Pegunungan Baturagung, sebelah selatan Klaten dan diduga menindih secara tidak selaras Formasi Wungkal-Gamping serta tertindih selaras oleh Formasi Semilir. Ketebalan dari formasi ini lebih dari 650 meter. Pada umumnya beberapa peneliti menyebutnya sebagai Formasi Kebo-Butak yang berumur Oligosen Atas (N1-N3). 4. Formasi Mandalika, lokasi tipe formasi ini terdapat di Desa Mandalika. Formasi ini memiliki ketebalan antara 80-200 m. Formasi ini tersusun oleh lava andesitik-basaltik, porfiri, petite, rhyolite dan dasit; dasit, lava andesitik, tuff dasit dengan dioritik dyke; lava andesitic basaltic trachytik dasitik dan breksia andesitic yang ter-prophyliti-kan; andesite, dasit, breksia volkanik, gamping kristalin; breksia, lava, tuff, dengan interkalasi dari batupasir dan batulanau yang memperlihatkan cirri endapan darat. Satuan ini beda fasies menjari dengan Anggota Tuff dari Formasi Kebo - butak. 5. Formasi Semilir. Formasi ini berlokasi tipe di G. Semilir, sebelah selatan Klaten. Litologi penyusunnya terdiri dari tuf, tuf lapili, lapili batuapung, breksi batuapung dan serpih. Komposisi tuf dan batuapung tersebut bervariasi dari andesit hingga dasit. Di bagian bawah satuan batuan ini, yaitu di K. Opak, Dusun Watuadeg, Desa Jogotirto, Kec. Berbah, Kab. Sleman, terdapat andesit basal sebagai aliran lava bantal (Bronto dan Hartono, 2001). Penyebaran lateral Formasi Semilir ini memanjang dari ujung barat Pegunungan Selatan, yaitu di daerah Pleret-Imogiri, di sebelah barat G. Sudimoro, Piyungan-Prambanan, di 37

bagian tengah pada G. Baturagung dan sekitarnya, hingga ujung timur pada tinggian G. Gajahmungkur, Wonogiri. Ketebalan formasi ini diperkirakan lebih dari 460 meter. Pada umumnya, formasi ini miskin akan fosil. Namun, Sumarso dan Ismoyowati (1975) menemukan fosil Globigerina tripartita KOCH pada bagian bawah formasi dan Orbulina pada bagian atasnya. Sedangkan pada bagian tengah formasi ditemukan Globigerinoides primordius BLOW dan BANNER, Globoquadrina altispira CUSHMAN dan JARVIS, Globigerina praebulloides BLOW dan Globorotalia siakensis LEROY. Berdasarkan hal tersebut, maka dapat disimpulkan bahwa umur formasi ini adalah Miosen Awal-Miosen Tengah bagian bawah. Formasi Semilir ini menindih secara selaras Formasi Kebo-Butak, namun secara setempat tidak selaras (van Bemmelen, 1949). Formasi ini menjemari dengan Formasi Nglanggran dan Formasi Sambipitu, namun tertindih secara tidak selaras oleh Formasi Oyo (Surono, dkk., 1992). Dengan melimpahnya tuf dan batuapung dalam volume yang sangat besar, maka secara vulkanologi Formasi Semilir ini dihasilkan oleh letusan gunungapi yang sangat besar dan merusak, biasanya berasosiasi dengan pembentukan kaldera letusan (Bronto dan hartono, 2001).

6. Formasi Nglanggran, Lokasi tipe formasi ini adalah di Desa Nglanggran di sebelah selatan Desa Semilir. Batuan penyusunnya terdiri dari breksi gunungapi, aglomerat, tuf dan aliran lava andesit-basal dan lava andesit. Breksi gunungapi dan aglomerat yang mendominasi formasi ini umumnya tidak berlapis. Kepingannya terdiri dari andesit dan sedikit basal, berukuran 2 – 50 cm. Secara setempat, formasi ini disisipi oleh batupasir gunungapi epiklastika dan tuf yang berlapis baik. Pada umumnya Formasi Nglanggran ini juga miskin akan fosil. Sudarminto (1982, dalam Bronto dan Hartono (2001)) menemukan fosil foraminifera Globigerina praebulloides

BLOW,

Globigerinoides

primordius

BLOW

dan

BANNER,

Globigerinoides sacculifer BRADY, Globoquadrina dehiscens CHAPMANN, PARR dan COLLINS pada sisipan batulempung yang menunjukkan umur Miosen Awal. Sedangkan Saleh (1977, dalam Bronto dan Hartono (2001)) menemukan fosil foraminifera Globorotalia praemenardiii CUSHMAN dan ELLISOR, Globorotalia archeomenardii BOLLI, Orbulina suturalis BRONNIMANN, Orbulina universa D’ORBIGNY dan Globigerinoides trilobus REUSS pada sisipan batupasir yang menunjukkan umur Miosen

38

Tengah bagian bawah. Sehingga disimpulkan bahwa umur formasi ini adalah Miosen Awal-Miosen Tengah bagian bawah. Formasi ini juga tersebar luas dan memanjang dari Parangtritis di sebelah barat hingga tinggian G. Panggung di sebelah timur. Ketebalan formasi ini di dekat Nglipar sekitar 530 meter. Formasi ini menjemari dengan Formasi Semilir dan Formasi Sambipitu dan secara tidak selaras ditindih oleh Formasi Oyo dan Formasi Wonosari. Dengan banyaknya fragmen andesit dan batuan beku luar berlubang serta mengalami oksidasi kuat berwarna merah bata maka diperkirakan lingkungan asal batuan gunungapi ini adalah darat hingga laut dangkal. Sementara itu, dengan ditemukannya fragmen batugamping terumbu, maka lingkungan pengendapan Formasi Nglanggran ini diperkirakan di laut. 7. Formasi Sambipitu. Lokasi tipe formasi ini terletak di Desa Sambipitu pada jalan raya Yogyakarta-Patuk-Wonosari kilometer 27,8. Secara lateral, penyebaran formasi ini sejajar di sebelah selatan Formasi Nglanggran, di kaki selatan Subzona Baturagung, namun menyempit dan kemudian menghilang di sebelah timur. Formasi ini tersusun oleh perselingan antara batupasir tufaan, serpih dan batulanau, yang memperlihatkan ciri endapan turbidit. Di bagian atas sering dijumpai adanya struktur slump skala besar. Satuan ini selaras di atas Formasi Nglanggran, dan merupakan endapan lingkungan laut. Batuan penyusun formasi ini di bagian bawah terdiri dari batupasir kasar, kemudian ke atas berangsur menjadi batupasir halus yang berselang-seling dengan serpih, batulanau dan batulempung. Pada bagian bawah kelompok batuan ini tidak mengandung bahan karbonat. Namun di bagian atasnya, terutama batupasir, mengandung bahan karbonat. Formasi Sambipitu mempunyai kedudukan menjemari dan selaras di atas Formasi Nglanggran. Fosil yang ditemukan pada formasi ini diantaranya Lepidocyclina verbeeki NEWTON dan HOLLAND, Lepidocyclina ferreroi PROVALE, Lepidocyclina sumatrensis BRADY, Cycloclypeus comunis MARTIN, Miogypsina polymorpha RUTTEN dan Miogypsina thecideaeformis RUTTEN yang menunjukkan umur Miosen Tengah (Bothe, 1929). Namun Suyoto dan Santoso (1986, dalam Bronto dan Hartono, 2001) menentukan umur formasi ini mulai akhir Miosen Bawah sampai awal Miosen Tengah. Kandungan fosil bentoniknya menunjukkan adanya percampuran antara endapan lingkungan laut dangkal dan laut dalam. Dengan hanya tersusun oleh batupasir tuf serta meningkatnya kandungan karbonat di dalam Formasi Sambipitu ini diperkirakan sebagai fase penurunan dari kegiatan gunungapi di Pegunungan Selatan pada waktu itu (Bronto dan Hartono, 2001). 39

8. Formasi Oyo. Lokasi tipe formasi ini berada di K. Oyo. Batuan penyusunnya pada bagian bawah terdiri dari tuf dan napal tufan. Sedangkan ke atas secara berangsur dikuasai oleh batugamping berlapis dengan sisipan batulempung karbonatan. Batugamping berlapis tersebut umumnya kalkarenit, namun kadang-kadang dijumpai kalsirudit

yang

mengandung fragmen andesit membulat. Formasi Oyo tersebar luas di sepanjang K. Oyo. Ketebalan formasi ini lebih dari 140 meter dan kedudukannya menindih secara tidak selaras di atas Formasi Semilir, Formasi Nglanggran serta menjemari dengan Formasi Wonosari. Formasi Oyo umumnya berlapis baik. Sedangkan fosil yang dijumpai antara lain Cycloclypeus annulatus MARTIN, Lepidocyclina rutteni VLERK, Lepidocyclina ferreroi PROVALE, Miogypsina polymorpha RUTTEN dan Miogypsina thecideaeformis RUTTEN yang menunjukkan umur Miosen Tengah hingga Miosen Akhir (Bothe, 1929). Lingkungan pengendapannya pada laut dangkal (zona neritik).

9.

Formasi Wonosari. Formasi ini tersingkap baik di Daerah Wonosari dan sekitarnya, membentuk morfologi karts, terdiri dari batugamping terumbu, batugamping bioklastik berlapis dan napal. Satuan batuan ini merupakan endapan karbonat paparan (carbonate plateform) pada Miosen Tengah hingga Miosen Akhir (N9-N18). Formasi Wonosari ini mempunyai hubungan selaras di atas Formasi Oyo, akan tetapi di beberapa tempat, bagian bawah formasi ini saling berhubungan silang jari dengan Formasi Oyo. Formasi ini oleh Surono dkk., (1992) dijadikan satu dengan Formasi Punung yang terletak di Pegunungan Selatan bagian timur karena di lapangan keduanya sulit untuk dipisahkan, sehingga namanya Formasi Wonosari-Punung. Formasi ini tersingkap baik di daerah Wonosari dan sekitarnya, membentuk bentang alam Subzona Wonosari dan topografi karts Subzona Gunung Sewu. Ketebalan formasi ini diduga lebih dari 800 meter. Kedudukan stratigrafinya di bagian bawah menjemari dengan Formasi Oyo, sedangkan di bagian atas menjemari dengan Formasi Kepek. Formasi ini didominasi oleh batuan karbonat yang terdiri dari batugamping berlapis dan batugamping terumbu. Sedangkan sebagai sisipan adalah napal. Sisipan tuf hanya terdapat di bagian timur. Berdasarkan kandungan fosil foraminifera besar dan kecil yang melimpah, diantaranya Lepidocyclina sp. dan Miogypsina sp., ditentukan umur formasi ini adalah Miosen Tengah hingga Pliosen. Lingkungan pengendapannya adalah laut dangkal (zona neritik) yang mendangkal ke arah selatan (Surono dkk, 1992). 40

10. Formasi Kepek. Lokasi tipenya terdapat di Kali Kepek, tersusun oleh batugamping dan napal dengan ketebalan mencapai 200 meter. Litologi satuan ini nenunjukkan ciri endapan paparan laut dangkal dan merupakan bagian dari sistem endapan karbonat paparan pada umur Miosen Akhir (N15-N18). Formasi ini mempunyai hubungan silang jari dengan satuan batugamping terumbu Formasi Wonosari. Di atas batuan karbonat tersebut, secara tidakselaras terdapat satuan batulempung hitam, dengan ketebalan 10 meter. Satuan ini menunjukkan ciri sebagai endapan danau di Daerah Baturetno pada waktu Plistosen. Selain itu, Daerah setempat terdapat laterit berwarna merah sampai coklat kemerahan sebagai endapan terrarosa, yang pada umumnya menempati uvala pada morfologi karst. Di lokasi lainnya, hubungan antara sedimen volkanoklastik dan sedimen karbonat tersebut berubah secara berangsur (Surono et al, 1989). Formasi Kepek umumnya berlapis baik dengan kemiringan kurang dari 10o dan kaya akan fosil foraminifera kecil. Fosil yang terkandung di antaranya Globorotalia plesiotumida

BLOW

dan

BANNER,

Globorotalia

merotumida, Globoquadrina dehiscens CHAPMAN, PARR dan COLLINS, Amphistegina sp., Textularia sp., Cibicides sp., Cassidulina sp. dan Virgulina sp. Berdasarkan kandungan fosil tersebut, maka umur Formasi Kepek adalah Miosen Akhir hingga Pliosen. Formasi Kepek menjemari dengan bagian atas dari Formasi Wonosari-Punung. Lingkungan pengendapannya adalah laut dangkal (zona neritik) (Samodra, 1984, dalam Bronto dan Hartono, 2001).

41

BAB 3 GEOLOGI DAERAH NGALANG

3.1. Geomorfologi Pengertian geomorfologi adalah studi yang menguraikan bentuk lahan dan proses yang mempengaruhi pembentukannya serta menyelidiki hubungan timbal balik antara bentuk lahan dengan proses dalam tatanan keruangan (Van Zuidam, 1979). Dalam pembagian satuan geomorfologi daerah telitian penulis mengacu pada klasifikasi morfologi menurut Van Zuidam, (1983).

3.1.1. Dasar Pembagian Bentuk Lahan Dalam pembagian bentuk lahan penulis juga memperhatikan faktor - faktor yang mempengaruhi proses pembentukan bentang alam suatu daerah yang terdiri dari: a.

Morfologi: studi bentuk lahan yang mempelajari relief secara umum, meliputi:

-

Morfografi

adalah susunan dari obyek alami yang ada di permukaan bumi,

bersifat pemerian atau deskriptif suatu bentuk lahan, antara lain lembah, bukit, perbukitan, dataran, pegunungan, teras sungai, beting pantai, kipas aluvial, plato dan lain-lain. -

Morfometri adalah aspek kuantitatif dari suatu aspek bentuk lahan, antara lain

kelerengan, bentuk lereng, panjang lereng, ketinggian, beda tinggi, bentuk lembah dan pola pengaliran. Dalam analisa kelerengan dapat diukur besaran kelerengan dengan rumus sebagai (klasifikasi kemiringan lereng,lihat tabel 3.1) berikut:

42

Tabel 3.1. Pembagian klasifikasi kelerengan menurut Van Zuidam, (1979). b.

Morfogenesa: asal usul pembentukan dan perkembangan bentuk lahan serta proses-

proses geomorfologi yang terjadi, dalam hal ini adalah struktur geologi, litologi penyusun dan proses dan proses geomorfologi. Morfogenesa meliputi: -

Morfostruktur aktif, berupa tenaga endogen seperti pengangkatan, perlipatan dan

pensesaran. Dengan kata lain, bentuk lahan yang berkaitan erat dengan hasil gaya endogen yang dinamis termasuk gunung api, tektonik (lipatan dan sesar), misal : gunungapi, pegunungan antiklin dan gawir sesar. -

Morfostruktur pasif, bentuk lahan yang diklasifikasikan berdasarkan tipe batuan

maupun struktur batuan yang ada kaitannya dengan denudasi misalnya messa, cuesta, hogback dan kubah. -

Morfodinamik, berupa tenaga eksogen yang berhubungan dengan tenaga air, es,

gerakan masa dan kegunungapian. Dengan kata lain, bentuk lahan yang berkaitan erat dengan hasil kerja gaya eksogen (air, es, angin dan gerakan tanah), misal gumuk pasir, undak sungai, pematang pantai dan lahan kritis.

Secara garis besar susunan pembuatan peta geomorfologi berdasarkan aspek geomorfologi yang telah ada dapat dijelaskan dalam bagan alir penentuan satuan geomorfik berikut ini ( Gambar 3.1) :

43

Gambar 3.1. Bagan alir penentuan satuan geomorfik.

3.1.2. Pola Pengaliran Daerah Ngalang. Pola pengaliran adalah kumpulan jalur-jalur pengaliran hingga bagian terkecilnya pada batuan yang mengalami pelapukan atau tidak, ditempati oleh sungai secara permanen. (Arthur Davis Howard, 1966). Berdasarkan sifat alirannya

sungai di daerah telitian termasuk dalam sungai

eksternal, yakni aliran air yang berada dipermukaan yang membentuk sungai maupun danau, kemudian berdasarkan genesanya pada derah telitian tergolong sebagai sungai dengan aliran subsekuen, yaitu sungai yang mengalir sepanjang jurus perlapisan batuan dan membentuk lembah sepanjang daerah lunak, seperti pada Sungai Ngalang, Sungai Oyo. Berdasarkan klasifikasi Arthur Davis Howard, (1966), maka di daerah penelitian terdapat dua jenis pola pengaliran, yaitu : 1.

Pola pengaliran subdendritik .

3.1.2.1 Pola pengaliran subdendritik . Pola pengaliran subdendritik (Gambar 3.2) merupakan perkembangan dari pola dasar dendritik, karena pengaruh dari topografi yang memiliki kemiringan lereng antara landai hingga miring dan resistensi batuan dan tanah yang relatif seragam, sehingga dihasilkan bentukan pola pengaliran menyerupai cabang pohon, kemudian faktor pengontrol berupa struktur juga mempengaruhi, namun tidak dominan.

44

Gambar 3.2. Pola pengaliran ubahan subdendritik (A.D. Howard,1966)

Pola pengaliran subdendritik ini mencakup secara keseluruhan (100%) dari pola pengaliran daerah penelitian.

Gambar 3.3. Peta pola pengaliran daerah telitian dimana SD : Pola Pengaliran Subdendritik.

3.1.3. Stadia Erosi Daerah Ngalang. Secara genetik pembentukan stadia erosi dipengaruhi oleh faktor iklim, relief (kelerengan), sifat resistensi batuan , siklus fluviatil, serta proses denudasional

yang 45

berlangsung. Perubahan tersebut menyebabkan terjadinya perubahan topografi yang akhirnya membentuk topografi seperti sekarang.Proses pengerosian pada daerah penelitian diinterpretasikan sedang, dibuktikan dengan masih adanya punggungan dan masih adanya perbukitan dengan lereng yang curam, kemudian bentuk lembah di daerah penelitian berbentuk ”U”,selain itu pada daerah telitian juga ditemukan banyak percabangan sungai berukuran kecil , selain percabangan sungai kecil ,sungai besar juga terdapat pada daerah penelitian (Gambar 3.4) seperti pada Sungai Ngalang dengan lebar sungai sekitar 5-7 M. Berdasarkan ciri-ciri tersebut maka dapat disimpulkan bahwa stadia daerah penelitian adalah stadia dewasa (Gambar 3.1).

Gambar 3.4. Gambar udara daerah telitian.

3.1.4. Geomorfologi Daerah Ngalang. Pada hasil pengamatan daerah telitian dan interpretasi peta lembar Wonosari-Jabung, daerah telitian merupakan daerah homoklin. Hal ini tercermin dari kedudukan lapisan yang relatif ke arah selatan (homoklin). Ini mengindikasikan bahwa geomorfologi daerah telitian dikontrol oleh proses struktur geologi. Hasil dari proses struktur geologi ini adalah adanya perbukitan, lembah serta dataran homoklin. Proses erosi yang intensif membentuk, bukit dan sungai yang berbentuk “U“, dengan morfologi yang hampir datar. Hubungan dengan litologi daerah telitian bahwa daerah yang relatif menonjol atau curam mempunyai intensitas tingkat resistensi yang lebih kuat daripada daerah yang 46

mempunyai tingkatan resistensi batuan yang tidak kuat yang ada di daerah yang lebih landai dan datar. Melihat dari fakta dan data ada bahwa daerah telitian ini dapat dikategorikan sebagai stadia geomorfik tingkat dewasa yang dikontrol oleh kemiringan lereng, resistensi batuan dan struktur geologi yang mempengaruhinya. Berdasarkan aspek-aspek geomorfologi tersebut dengan disertai klasifikasi menurut Van Zuidam, (1983), maka bentuk lahan pada daerah penelitian dapat diklasifikasikan menjadi 2 satuan geomorfik (lampiran Peta Geomorfologi) yaitu : 1.

Satuan Geomorfik Bentukan Asal Struktural

1.1

Subsatuan Geomorfik Perbukitan Homoklin (S1)

1.2

Subsatuan Geomorfik Dataran Homoklin (S2)

1.3

Subsatuan Geomorfik Lembah Homoklin (S3)

2.

Satuan Geomorfik Bentukan Asal Fluvial

2.1

Subsatuan Geomorfik Dataran Banjir (F1)

2.2

Subsatuan Geomorfik Dataran Alluvial (F2)

3.1.4.1. Satuan Geomorfik Bentukan Asal Struktural Bentukan asal struktural pada hal ini merupakan bentukan morfologi suatu daerah yang memiliki suatu bentukan yang khas yang sangat dipengaruhi oleh aktifitas struktur geologi yang berkembang pada daerah tersebut yang berasal dari tenaga endogen sehingga menghasilkan bentukan morfologi tertentu.Pada daerah telitian struktur geologi sangat mempengaruhi pembentukan morfologi,dimana dapat diketahui bahwa struktur geologi yang mengontrol pada daerah telitian,

yaitu berupa struktur yang terpengaruh oleh proses

pemiringan atau tilting yang terjadi karena daerah telitian merupakan sayap selatan antiklin yang kemudian patah dengan sejumlah “ step Fault” dan Flexure” yang kemudian membentuk blok – blok sesar “antithetic”. Bentukan asal struktural pada daerah telitian terbagi menjadi 2 subsatuan geomorfik yang dapat dijelaskan sebagai berikut :

3.1.4.1.1.Subsatuan Geomorfik Perbukitan Homoklin (S1) Subsatuan goemorfik ini merupakan bentukan morfologi suatu perbukitan yang terletak pada daerah tinggian dimana memiliki kemiringan lerengnya tidak sama sebagai akibat dari kedudukan lapisan-lapisan batuan pembentuknya yang cenderung curam. (Gambar 3.5).Bentukan morfologi ini tersebar di bagian utara daerah telitian, tersebar dari bagian barat hingga bagian timur dengan kemiringan lereng relatif agak curam (14-20 %, Van 47

Zuidam,1979) dan menempati sekitar 55% daerah telitian.Batuan penyusun morfologi ini berupa Satuan Batupasir Semilir dan Satuan Breksi Nglanggran serta memiliki pola pengaliran subdendritik.

Gambar 3.5. Kenampakan subsatuan geomorfik Perbukitan Homoklin (S1), gambar diambil pada Daerah Kedokploso. Koordinat X:455937 ; Y:9131667. Arah kamera N 315° E, cuaca cerah.

3.1.4.1.2. Subsatuan Geomorfik Dataran Homoklin (S2) Subsatuan geomorfik Dataran Homoklin (Gambar 3.6) menempati 37% dari seluruh daerah penelitian dengan relief yang relatif jauh lebih datar menempati daerah selatan dan melampar dari barat hingga timur daerah telitian, dengan topografi yang landai dan kemiringan lereng landai (3-7%), lereng searah, mempunyai pola kontur yang renggang, mempunyai kisaran elevasi 125-200 m dpal, dengan komposisi litologi terdari dari Batupasir vulkanik dengan sisipan Batupasir gampingan yang memiliki kemiringan lapisan kearah selatan pula. Subsatuan geomorfik ini miliki pola pengaliran subdendritk yang menunjukan arah kemiringan lereng yang relatif seragam, alasan mengapa daerah ini termasuk dalam subsatuan geomorfik dataran homoklin dikarenakan topografinya yang relatif landai dengan kedudukan lapisan yang relatif seragam pula, yaitu ke arah selatan.

48

Gambar 3.6. Kenampakan subsatuan geomorfik Perbukitan Homoklin (S2), gambar diambil pada Daerah Padangan. Koordinat X:451231 ; Y:9130940. Arah kamera N 280 °E, cuaca cerah.

3.1.4.1.3. Subsatuan Geomorfik Lembah Homoklin (S3) Subsatuan geomorfik lembah homoklin, menempati 2% dari seluruh daerah penelitian dengan kemiringan lereng relatif landai 3 – 7% sampai miring 8 – 13

%,

mempunyai kisaran elevasi 150 – 250 m dpal, dengan komposisi lithologi terdari dari batupasir vulkanik dengan sisipan lempung yang memiliki kemiringan lapisan kearah selatan pula. Subsatuan geemorfik ini miliki pola pengaliran subdendritk, alasan mengapa daerah ini termasuk dalam subsatuan geomorfik lembah homoklin dikarenakan kemiringan lereng yang relatif datar dan kemiringan lapisan yang hampir sama atau seragam yaitu berarah utara – selatan (Gambar 3.7).

Gambar 3.7. Kenampakan subsatuan geomorfik Lembah Homoklin (S1), gambar diambil pada Daerah Kedokploso. Koordinat X:455937 ; Y:9131667. Arah kamera N 315° E, cuaca cerah.

3.1.4.2. Satuan Geomorfik Bentukan Asal Fluvial Satuan geomorfik bentukan asal fluvial ini dikontrol oleh adanya proses pengerosian, sehingga dengan adanya proses erosi, maka akan dihasilkan bentukan morfologi yang mencirikan adanya proses erosi yang bekerja pada daerah tersebut seperti adanya tubuh 49

sungai yang berukuran besar pada daerah telitian serta adanya dataran banjir di yang terbentuk akibat banyaknya material erosi yang tertransport dan mengendap pada sisi tubuh sungai utama. 3.1.4.2.1. Subsatuan Geomorfik Tubuh Sungai (F1) Subsatuan geomorfik tubuh sungai, menempati luasan 5% dari seluruh daerah penelitian, merupakan tubuh sungai pada Sungai Ngalang yang terletak di daerah Tengah lokasi penelitian lebar sungai mencapai 5-7 meter (Gambar 3.8), mengalir relative dari utara menuju selatan daerah penelitian. Bentuk tubuh sungai relatif berkelok-kelok (meandering) yang merupakan bedrock stream yaitu sungai yang mengalir diatas batuan penyusunnya dengan genesa pembentukannya termasuk pada sungai subsekuen, yaitu sungai yang mengalir sepanjang jurus perlapisan batuan, mempunyai elevasi kurang dari 150 mdpl.

Gambar 3.8. Kenampakan subsatuan geomorfik tubuh sungai (F1), gambar diambil pada Daerah Nglaran Lor, memperlihatkan tubuh sungai Kali Ngalang. Koordinat X:453000 ; Y:9128000.Arah kamera N340°E, cuaca cerah.

3.1.4.2.2. Subsatuan Geomorfik Dataran Banjir (F2) Subsatuan geomorfik dataran banjir yang menempati luasan 2% dari seluruh daerah penelitian, relief berupa dataran, dengan kelerengan datar/hampir datar (0-2%) , mempunyai kisaran elevasi antara 150-175 mdpl. Sub satuan geomorfik ini tersusun dari material lepas hasil erosi dan pelapukan dari batuan yang berukuran lempung, pasir, kerikil, hingga bongkah 50

yang terendapkan disekitar daerah aliran sungai utama. Subsatuan geomorfik ini terletak di bagian tengah daerah penelitian yaitu pada daerah sepanjang aliran sungai Ngalang (Gambar 3.7).

Gambar 3.9. Kenampakan subsatuan geomorfik dataran banjir (F2), gambar diambil pada Daerah Karangrejo, Koordinat X:452333 ; Y:9127803.Arah kamera N 260 °E, cuaca cerah. 3.2 Geologi 3.2.1. Stratigrafi daerah telitian Penulis menyusun stratigrafi daerah telitian berdasarkan ciri – ciri litologi yang dijumpai dilapangan dengan mengikuti pembagian dan tata nama stratigrafi dari Surono, 1992, guna mengetahui stratigrafi yang terkait dengan daerah telitian. Untuk pembagian satuan batuan, penulis menggunakan satuan tidak resmi yang mengacu pada pembagian tata nama yang sesuai dengan kaidah Sandi Stratigrafi Indonesia (1996). Secara umum daerah telitian didominasi oleh litologi batupasir, namun penulis berusaha membaginya kedalam satuan – satuan batuan yang lebih detil berdasarkan karakteristik dari setiap litologi yang dominan. Urutan stratigrafi daerah telitian dari tua ke muda meliputi : 1.

Satuan Batupasir Semilir

2.

Satuan Breksi Nglanggran

3.

Satuan Batupasir Sambipitu

4.

Satuan Batugamping Oyo

5.

Satuan Pasir Lepas

Dilihat dari susunan stratigrafi yang didapatkan dilapangan, dapat disimpulkan bahwa stratigrafi yang ada di daerah Ngalang dan sekitarnya sedikit berbeda dengan yang 51

telah disusun Bothe 1929 dan Surono 1992 dengan tidak hadirnya Satuan batuan dari Formasi Wonosari. Persebaran dari satuan batuan di atas dilihat pada peta Geologi(Lampiran 3). 3.2.1.1 Satuan Batupasir Semilir 3.2.1.1.1 Dasar Penamaan Penamaan Satuan Batupasir Semilir didasarkan pada lokasi tipe di G. Semilir, sebelah selatan Klaten. Litologi penyusunnya terdiri dari tuf, tuf lapili, lapili batuapung, breksi batuapung dan serpih. Komposisi tuf dan batuapung tersebut bervariasi dari andesit hingga dasit. Di bagian bawah satuan batuan ini, yaitu di K. Opak, Dusun Watuadeg, Desa Jogotirto, Kec. Berbah, Kab. Sleman, terdapat andesit basal sebagai aliran lava bantal (Bronto dan Hartono, 2001). Penyebaran lateral Formasi Semilir ini memanjang dari ujung barat Pegunungan Selatan, yaitu di daerah Pleret-Imogiri, di sebelah barat G. Sudimoro, PiyunganPrambanan, di bagian tengah pada G. Baturagung dan sekitarnya, hingga ujung timur pada tinggian G. Gajahmungkur, Wonogiri. Ketebalan formasi ini diperkirakan lebih dari 460 meter. 3.2.1.1.2. Penyebaran dan Ketebalan Penyebaran Satuan Batupasir Semilir daerah telitian menempati luas ± 25 % dari seluruh luas daerah telitian. Singkapan pada satuan ini tersebar dibagian utara, barat dan timur daerah telitian. Lebih spesifiknya tersebar di desa Kacangan, Desa Magirrejo hingga Ngaski. Dari pengukuran penampang geologi, Satuan Batupasir Semilir memiliki ketebalan berkisar 750 - 900 meter .

52

Gambar 3.8. Kenampakan singkapan pada LP 67 di desa Magirejo dengan koordinat X = 0453502 ,Y = 9132219. Foto diambil pada cuaca cerah dengan lensa menghadap barat laut.

53

Gambar 3.9. Kenampakan inset singkapan pada LP 67 di desa Magirejo dengan koordinat X = 0453502 ,Y = 9132219. Foto diambil pada cuaca cerah dengan lensa menghadap barat laut.

Gambar 3.10. Kenampakan singkapan pada LP 90 di daerah dengan koordinat X = 0455799, Y =9132177. Foto diambil pada cuaca cerah dengan lensa menghadap utara.

54

Gambar 3.11. Kenampakan inset singkapan pada LP 90 di daerah dengan koordinat X = 0455799, Y =9132177. Foto diambil pada cuaca cerah dengan lensa menghadap utara.

3.2.1.1.3. Ciri Litologi Satuan Batupasir Semilir di daerah telitian (LP 90) dicirikan oleh dominasi litologi batupasir vulkanik berwarna kuning – abu-abu, lunak - keras, struktur perlapisan – laminasi, berukuran butir pasir lempung – kasar, terpilah buruk, kemas terbuka fragmen: tuff, koral, matriks: batupasir halus – sedang, semen karbonat. Hasil analisa petrografi (Lampiran AP-93, Lampiran AP-MSP2) menunjukkan sayatan :

-

Batu sedimen, warna-coklat, tekstur klastik, didukung oleh mud supported,

ukuran butir 0,1 – 0,7 mm, subangular – subrounded, terpilah buruk, kemas terbuka, batuan ini disusun oleh mineral mud (25%), kuarsa (15%), piroksen (2%), kuarsit (14%), opak (3%), litik tuff (34%), feldspar (2%), klorit (1%), dan kalsit (4%) dengan nama batuan Lithic Wacke (Gillbert, 1954). (Lampiran AP-93) (LP 93). A

B

C

D

E

F

G

H

I

J

K

L

M

N

O

A

B

C

D

E

F

G

H

I

J

K

L

M

N

O

1

1

1

1

2

2

2

2

3

3

3

3

4

4

4

4

5

5

5

5

6

6

6

6

7

7

7

7

8

8

8

8

9

9

9

9

10

10

10

10

XPL PPL

XPL PPL

// - Nicol

0

0.5 mm

X – Nicol

0

0.5 mm Gambar 3.12. Kenampakan sayatan tipis Batupasir Semilir nikol sejajar (kiri) dan nikol silang (kanan) pada sampel Lp 93. -

Batu sedimen, warna-coklat, tekstur klastik, didukung oleh mud supported, ukuran

butir 0,1 – 1,5 mm, subrounded – subangular, terpilah buruk, kemas terbuka ,batuan ini disusun oleh kuarsa (31%), kuarsit (18%), feldspar (19%), lithic tuff (10%), oksida besi (8%), , dan mud (14%) dengan nama batuan Litchic Wacke (Gilbert, 1954). (Lampiran AP-MSP2) (Lintasan MS).

55

A

B

C

D

E

F

G

H

I

J

K

L

M

N

A

O

B

C

D

E

F

G

H

I

J

K

L

M

N

O

1

1

1

1

2

2

2

2

3

3

3

3

4

4

4

4

5

5

5

5

6

6

6

6

7

7

7

7

8

8

8

8

9

9

9 10

// - Nicol

0

0.5XPL mm PPL

9

0.5 mm 10 10

X – Nicol

0

10

XPL

Gambar 3.13. Kenampakan sayatan tipis Batupasir Semilir nikol sejajar (kiri) dan nikol silang (kanan) pada sampel MSP2.

3.2.1.2.4. Penentuan Umur Berdasarkan data fosil planktonik yang didapatkan pada LP 94 (semilir bagian bawah), yaitu : 

Globoquadrina altispira



Globorotalia siakensis



Globigerina venezuelana



Globigerina binaensis



Globigerinoides primordius



Globigerina tripartita Maka, Satuan Batupasir Semilir ( bawah ) ini terendapkan pada umur N 4 – 5

(awal) atau pada kala Miosen Awal ( Lampiran AF-01 ). Sedangkan dari data fosil planktonik yang didapatkan pada LP 90 (semilir bagian atas), yaitu : 

Globoquadrina dehiscens












Globigerina binaensis

Maka, Satuan Batupasir Semilir ( bawah ) ini terendapkan pada umur N 4 – 5 (awal akhir) atau pada kala Miosen Awal ( Lampiran AF-02 ).

56

Dari pengamatan superposisi pada Satuan Batupasir Semilir yang berada di bagian tengah daerah telitian terhadap Satuan Breksi Nglanggran dari penampang geologi sayatan A – A’ menunjukkan posisi Satuan Batupasir Semilir lebih tua dari breksi Nglanggran. 3.2.1.2.5. Lingkungan Pengendapan Berdasarkan fosil benthonik yang didapatkan pada LP 94 (semilir bagian bawah), yaitu : 

Jaculella acuta



Botellina labyrinthica



Lingulina seminuda



Dentalina subsolita.

Didapatkan Satuan Batupasir Semilir ini terendapkan pada lingkungan kedalaman Bathial Bawah ( Barker, 1960 ) ( Lampiran AF-01 ). Sedangkan fosil benthonik yang didapatkan pada LP 90 (semilir bagian atas), yaitu : 

Bulimina pupoldes



Gullulina yabei



Virgulina bradyi



Cassidulinoides sp.



Roberlina tasmanica

Didapatkan Satuan Batupasir Semilir ini terendapkan pada lingkungan kedalaman Bathial Atas ( Barker, 1960 ) ( Lampiran AF-02 ). 3.2.1.2.6. Hubungan Stratigrafi Hubungan stratigrafi antara Satuan Batupasir Semilir dengan Satuan Breksi Nglanggran adalah selaras. Hal ini didasarkan pada umur yang didapatkan saling bertampalan, dari penampang geologi sayatan A – A’ menunjukkan bahwa bagian atas satuan ini ditindih secara selaras oleh Satuan Breksi Nglanggran.

57

Gambar 3.14. Kenampakan singkapan pada LP 86 yang menunjukkan kontak Formasi Semilir dan Formasi Nglanggran di daerah G.Keruk dengan koordinat X = 0455063, Y =9130738. Foto diambil pada cuaca cerah dengan lensa menghadap utara.

Gambar 3.15. Kenampakan inset singkapan pada LP 86 di daerah G.Keruk dengan koordinat X = 0455063, Y =9130738. Foto diambil pada cuaca cerah dengan lensa menghadap utara.

3.2.1.3 Satuan Breksi Nglanggran 3.2.1.3.1

Dasar Penamaan 58

Satuan Breksi termasuk dalam Formasi Nglanggran. Lokasi tipe formasi ini adalah di Desa Nglanggran di sebelah selatan Desa Semilir. Batuan penyusunnya terdiri dari breksi gunungapi, aglomerat, tuf dan aliran lava andesit-basal dan lava andesit. Breksi gunungapi dan aglomerat yang mendominasi formasi ini umumnya tidak berlapis. Kepingannya terdiri dari andesit dan sedikit basal, berukuran 2 – 50 cm. Secara setempat, formasi ini disisipi oleh batupasir gunungapi epiklastika dan tuf yang berlapis baik. Berdasarkan ciri litologi yang dijumpai, breksi tersebut merupakan breksi monomik yang terdiri dari satu macam fragmen , breksi tersebut penulis temukan ditengah-tengah daerah telitian, yang secara stratigrafi ekivalen dengan ciri Formasi Nglanggran sehingga dari hasil kesebandingan keduanya penulis menamakannya sebagai Satuan Breksi Nglanggran. 3.2.1.3.2 Penyebaran dan Ketebalan

Penyebaran singkapan Satuan Breksi Nglanggran di daerah telitian hampir menempati ± 30 % dari seluruh luas daerah telitian. Singkapan pada satuan ini dijumpai pada tengah-tengah dari telitian dan menyebar secara barat – timur daerah telitian. Secara spesifik, Satuan Breksi Nglanggran tersebar didaerah Desa Nglegi dan Desa Pengkol. Berdasarkan pengukuran penampang geologi sayatan A – A’ diperoleh ketebalan ± 200 - 300 meter.

Gambar 3.16.Salah satu gambar singkapan Satuan Breksi Nglanggran pada daerah telitian (LP 53),diambil dari Desa Nglegi dengan koordinat X : 451231,Y : 9130940 arah kamera N 290°E,cuaca cerah.

59

Gambar 3.17.Salah satu gambar singkapan Satuan Breksi Nglanggran pada daerah telitian (LP 77),diambil dari Dusun Manggung dengan koordinat X : 453208,Y : 9131547 arah kamera N 080°E,cuaca cerah.

Gambar 3.18.Salah satu gambar singkapan Satuan Breksi Nglanggran (lava sheeting joint) pada daerah sungai Ngalang (Lintasan MS),diambil dari Dusun Karanganyar dengan koordinat X : 454000,Y : 9132654 arah kamera N 035°E,cuaca cerah.

60

Gambar 3.19.Salah satu gambar singkapan Satuan Breksi Nglanggran (lava sheeting joint) pada daerah sungai Ngalang (Lintasan MS),diambil dari Dusun Karanganyar dengan koordinat X : 454000,Y : 9132654 arah kamera N 035°E,cuaca cerah.

Gambar 3.20.Salah satu gambar singkapan Satuan Breksi Nglanggran (lava sheeting joint) pada daerah sungai Ngalang (Lintasan MS),diambil dari Dusun Karanganyar dengan koordinat X : 454000,Y : 9132654 arah kamera N 035°E,cuaca cerah. 3.2.1.3.3 Ciri Litologi Secara megaskopis Satuan Breksi Nglanggran ini memiliki warna hitam, memiliki fragmen berupa batuan beku yaitu andesit dan pada beberapa lokasi penelitian terdapat perselingan antara 61

breksi dan batupasir selain itu di beberapa lokasi lain ditemukan endapan lava. Memiliki struktur sedimen massif. Hasil analisa petrografi (Lampiran AP-83 dan Lampiran AP-MS) menunjukkan sayatan :

-

Batu intermediet vulkanik, hitam, indeks warna 1%, kristalinitas hipokristalin,

granularitas fanerik halus – fanerik sedang, bentuk kristal subhedral – anhedral, ukuran Kristal 0.05 – 1.5 mm, relasi inegranular porfiritik, disusun oleh mineral plagioklas (58%), piroksen (1%), k. feldspar (12%), massa dasar gelar (29%), dengan nama batuan Andesite ( William, 1954 ) (Lampiran AP-83).

A

B

C

D

E

F

G

H

I

J

K

L

M

N

O

A

B

C

D

E

F

G

H

I

J

K

L

M

N

O

1

1

1

1

2

2

2

2

3

3

3

3

4

4

4

4

5

5

5

5

6

6

6

6

7

7

7

7

8

8

8

8

9

9

9

9

10

10

10

10

XPL PPL

// - Nicol

0

XPL 0.5 mm

X – Nicol

0

0.5 mm Gambar 3.21. Kenampakan sayatan tipis Batupasir Nglanggran nikol sejajar (kiri) dan nikol silang (kanan) pada sampel Lp 83.

3.2.1.3.4. Penentuan Umur Pada umumnya Formasi Nglanggran ini juga miskin akan fosil. Mengacu pada Stratigraphic Lexicon of Indonesia (2003) dan Sudarminto (1982, dalam Bronto dan Hartono (2001)) menemukan fosil foraminifera Globigerina praebulloides BLOW, Globigerinoides primordius BLOW dan BANNER, Globigerinoides sacculifer BRADY, Globoquadrina dehiscens CHAPMANN, PARR dan COLLINS pada sisipan batulempung yang menunjukkan umur Miosen Awal. Sedangkan Saleh (1977, dalam Bronto dan Hartono (2001)) menemukan fosil foraminifera Globorotalia praemenardiii CUSHMAN dan ELLISOR, Globorotalia archeomenardii BOLLI, Orbulina suturalis BRONNIMANN, Orbulina universa D’ORBIGNY dan Globigerinoides trilobus REUSS pada sisipan batupasir

62

yang menunjukkan umur Miosen Tengah bagian bawah. Sehingga disimpulkan bahwa umur formasi ini adalah Miosen Awal-Miosen Tengah bagian bawah ( N5 – N9 ). 3.2.1.3.5. Lingkungan Pengendapan

Dengan banyaknya fragmen andesit dan batuan beku luar berlubang serta mengalami oksidasi kuat berwarna merah bata maka diperkirakan lingkungan asal batuan gunungapi ini adalah darat hingga laut dangkal. 3.2.1.3.6. Hubungan Stratigrafi Dengan ditemukannya kontak antara Satuan Breksi Nglanggran dan Batupasir Sambipitu pada beberapa lokasi penelitian, maka dapat disimpulkan bahwa kedua satuan batuan ini memiliki hubungan stratigrafi selaras. Dari penampang geologi sayatan A - A’ menunjukkan bahwa Satuan Breksi Nglanggran menindih diatas Satuan Batupasir Semilir bagian atas dan selaras dengan Satuan Batupasir Sambipitu.

Gambar 3.22. Kenampakan singkapan pada LP 50 yang menunjukkan kontak Formasi Formasi Nglanggran dan Formasi Sambipitu di daerah Wungurejo dengan koordinat X = 0456847, Y =9129273. Foto diambil pada cuaca cerah dengan lensa menghadap timur.

63

Gambar 3.23. Kenampakan inset singkapan pada LP

50 yang menunjukkan kontak

Formasi Formasi Nglanggran dan Formasi Sambipitu di daerah Wungurejo dengan koordinat X = 0456847, Y =9129273. Foto diambil pada cuaca cerah dengan lensa menghadap timur.

3.2.1.4. Satuan Batupasir Sambipitu 3.2.1.4.1. Dasar Penamaan Lokasi tipe formasi ini terletak di Desa Sambipitu pada jalan raya Yogyakarta-PatukWonosari kilometer 27,8. Secara lateral, penyebaran formasi ini sejajar di sebelah selatan Formasi Nglanggran, di kaki selatan Subzona Baturagung, namun menyempit dan kemudian menghilang di sebelah timur. Formasi ini tersusun oleh perselingan antara batupasir tufaan, serpih dan batulanau, yang memperlihatkan ciri endapan turbidit. Di bagian atas sering dijumpai adanya struktur slump skala besar. Satuan ini selaras di atas Formasi Nglanggran, dan merupakan endapan lingkungan laut.

Batuan penyusun formasi ini di bagian bawah terdiri dari batupasir kasar, kemudian ke atas berangsur menjadi batupasir halus yang berselang-seling dengan serpih, batulanau dan batulempung. Pada bagian bawah kelompok batuan ini tidak mengandung semen karbonat. Namun di bagian atasnya, terutama batupasir, mengandung semen karbonat. Formasi Sambipitu mempunyai kedudukan menjemari dan selaras di atas Formasi Nglanggran. 3.2.1.4.2. Penyebaran dan Ketebalan Penyebaran Satuan Batupasir Sambipitu pada terdapat pada bagian selatan daerah telitian saja dan menempati luas sekitar ± 30 % dari seluruh luas daerah telitian. Singkapan pada satuan ini 64

hanya terdapat di daerah Ngalang dan Pengkol. Dari pengukuran penampang geologi, ketebalan Satuan Batupasir Sambipitu berkisar 550 meter.

Gambar 3.24.Salah satu gambar singkapan Satuan Batupasir Sambipitu pada daerah telitian ( Measuring Section ),diambil dari Dusun Melikan dengan koordinat X = 0453500, Y = 9129232 arah kamera N 160° E,cuaca cerah.

Gambar 3.25.Salah satu gambar inset singkapan Satuan Batupasir Sambipitu pada daerah telitian ( Lintasan MS ),diambil dari Dusun Melikan dengan koordinat X = 0453500, Y = 9129232 arah kamera N 160° E,cuaca cerah. 65

3.2.1.4.3. Ciri Litologi Deskripsi batuan secara megaskopis di lapangan, didapatkan batupasir, coklat, perlapisan – laminasi, lempung – kerakal, membundar – menyudut, terpilah buruk, kemas terbuka, komposisi : F: kuarsa, plagioklas, hornblende, pecahan cangkang, koral; M : batupasir sedang – sangat halus, S : silika dan karbonat. Selain itu dilakukan analisa petrografi berupa deskripsi batuan secara mikroskopis dengan menggunakan sayatan batuan pada beberapa sample Satuan Batupasir Sambipitu guna mengetahui jenis dan nama batuan tersebut dalam kaitannya pada studi ini. Secara keseluruhan analisa petrografi ini dilakukan pada enam sample Satuan Batupasir Sambipitu.Berikut adalah beberapa contoh deskripsi secara mikroskopis sample Satuan Batupasir Sambipitu dengan perbesaran mikroskop 40 kali (Gambar 3.10 dan 3.11): 

Pada analisa sample Lp 41 secara mikroskopis dijelaskan deskripsi batuan

sebagai berikut : Sayatan Tipis batuan sedimen, warna coklat, tekstur klastik, mud supported, UB : 0,1 – 1 mm, subrounded - subangular, terpilah buruk, kemas terbuka, disusun oleh kuarsa (22%), feldspar (26%), opak (7%), feldspar (10%), mineral lempung (5%),mud (40%). Nama Batuan : Arkosic Wacke (Gilbert,1954) ( Lampiran AP-41 ) A

B

C

D

E

F

G

H

I

J

K

L

M

N

O

A

B

C

D

E

F

G

H

I

J

K

L

M

N

O

1

1

1

1

2

2

2

2

3

3

3

3

4

4

4

4

5

5

5

5

6

6

6

6

7

7

7

7

8

8

8

8

9

9

9

9

10

// - Nicol

0

0.510mm

10

X – Nicol

0

10

XPL

XPL PPL 0.5 mm

Gambar 3.26. Kenampakan sayatan tipis Batupasir Sambipitu nikol sejajar (kiri) dan nikol silang (kanan) pada sampel Lp 41.




sebagai berikut : batuan sedimen, coklat , tekstur klastik, di dukung oleh lumpur, UB : 0,1 – 1,5 mm, menyudut tanggung - membundar tanggung, terpilah buruk,kemas terbuka, disusun oleh Mineral lumpur (35%), kuarsa (25%),litik tuff (25%),feldspar (12%), mineral opak (3%). 66

Nama Batuan : Volcanic wacke (Gilbert,1954) ( Lampiran AP-12 ) A

B

C

D

E

F

G

H

I

J

K

L

M

N

O

A

B

C

D

E

F

G

H

I

J

K

L

M

N

O

1

1

1

1

2

2

2

2

3

3

3

3

4

4

4

4

5

5

5

5

6

6

6

6

7

7

7

7

8

8

8

8

9

// - Nicol

10

9

9

0

10

0.5 mm

X – Nicol

10

0.5 mm XPL PPL

9

0

10

XPL





sebagai berikut : Sayatan Tipis batuan sedimen, coklat , tekstur klastik, mud supported, UB : 0,4 – 1 mm, subangular - subrounded, terpilah buruk,kemas terbuka, disusun oleh Mineral kuarsa (14%), plagioklas (25%), k.feldspar (9%), piroksen (5%), kuarsit (7%), kalsit (18%), lumpur karbonat (20%), fosil foram kecil (5%). Nama Batuan : Calcareous Arkosic Wacke (Gilbert,1954) ( Lampiran AP-1 ) A

B

C

D

E

F

G

H

I

J

K

L

M

N

O

A

B

C

D

E

F

G

H

I

J

K

L

M

N

O

1

1

1

1

2

2

2

2

3

3

3

3

4

4

4

4

5

5

5

5

6

6

6

6

7

7

7

7

8

8

8

8

// - Nicol

9 10

0.5 mm XPL PPL

0

0.5 9mm

9

10

X – Nicol

9

0

10

10 XPL


Secara keseluruhan hasil analisa petrografi dari tiga sample Satuan Batupasir Sambipitu ini menunjukan jenis batuan volkanic wacke (Gilbert,1954) dan Calcareous Arkosic Wacke ( Gilbert, 1954 ), hal ini sesuai dengan mekanisme pengendapan Satuan 67

Batupasir Sambipitu yang terendapkan secara turbidit dalam arus traksi dengan kecepatan tinggi sehingga semua partikel sedimen bercampur menjadi satu dan menghasilkan batuan sedimen dengan fragmen yang mengambang di dalam matriks dan tidak bersentuhan antara fragmen yang satu dengan yang lainnya. Pada Formasi Sambipitu ini juga terjadi fase transgresi dengan berubahnya kandungan batuan yang dapat dilihat pada sayatan petrografi sampel Lp 1. 3.2.1.4.4. Penentuan Umur Berdasarkan sample yang didapatkan pada Lp 10 Sambipitu bawah, yaitu : 

Orbulina billobata



Orbulina universa






Globoquadrina dehiscens



Globigerina seminulia



Globigerinoides trilobus



Praeorbulina transitoria

Maka penulis menyimpulkan bahwa satuan batuan ini memiliki umur N 9 ( Miosen tengah ) ( Lampiran AF-03 ) ( Blow, 1969 ). Berdasarkan sample yang didapatkan pada Lp 16 Sambipitu tengah, yaitu : 

Orbulina universa



Orbulina billobata









Globigerina praebulloides



Globorotalia bermudezi



Globigerinoides subquadratus




Maka penulis menyimpulkan bahwa satuan batuan ini memiliki umur N 9 – N 10 ( bawah ) ( Miosen tengah ) ( Lampiran AF-04 ) ( Blow, 1969 ) Berdasarkan sample yang didapatkan pada Lp 1 Sambipitu atas, yaitu : 

Orbulina universa









Globigerinoides subquadratus 68






Globorotalia lenguaensis



Globorotalia obesa



Sphaeroidinella subdehiscens

Maka penulis menyimpulkan bahwa satuan batuan ini memiliki umur N 13 ( bawah ) ( Miosen tengah ) ( Lampiran AF-05 ) ( Blow, 1969 ) 3.2.1.4.5. Lingkungan Pengendapan Berdasarkan fosil benthonik yang didapat, yaitu : 

Dentalina subsolota



Sphoninella coluta



Eponides umbonatus



Cibicides subhaedingerii



Valvulinenia brudyi



Cassidulina pasifica



Nodosaria inflexa



Elphidium macellum



Amphistegina quoyii

didapatkan bahwa Satuan Batupasir Sambipitu ini terendapkan pada lingkungan kedalaman Neritik Tengah-Bathyal Bawah ( Lampiran AF-03, Lampiran AF-04, Lampiran AF-05 ) ( Barker, 1960 ).

3.2.1.4.6. Hubungan Stratigrafi Dijumpainya kontak yang jelas antara Satuan Batupasir Sambipitu dengan Satuan Breksi Nglanggran, penulis menyimpulkan bahwa Satuan Batupasir Sambipitu ini memiliki hubungan selaras dengan Satuan Breksi Nglanggran dan mempunyai hubungan yang selaras dengan Batugamping Oyo di atasnya.

69

Gambar 3.29.Salah satu gambar singkapan yang menunjukkan kontak selaras antara Formasi Sambipitu dengan Formasi Oyo pada daerah sungai Ngalang,diambil dari Dusun Nglaran dengan koordinat X = 0453500, Y = 9128000 arah kamera N 195° E,cuaca cerah.

3.2.1.5. Satuan Batugamping Oyo 3.2.1.5.1. Dasar Penamaan Lokasi tipe formasi ini berada di K. Oyo. Batuan penyusunnya pada bagian bawah terdiri dari tuf dan napal tufan. Sedangkan ke atas secara berangsur dikuasai oleh batugamping berlapis dengan sisipan batulempung karbonatan. Batugamping berlapis tersebut umumnya kalkarenit, namun kadang-kadang dijumpai kalsirudit yang mengandung fragmen andesit membulat. Formasi Oyo tersebar luas di sepanjang K. Oyo. Ketebalan formasi ini lebih dari 140 meter dan kedudukannya menindih secara tidak selaras di atas Formasi Semilir, Formasi Nglanggran serta menjemari dengan Formasi Wonosari.

3.2.1.5.2. Penyebaran dan Ketebalan Penyebaran Satuan Batugamping Oyo terdapat pada bagian selatan daerah telitian saja dan menempati luas sekitar ± 13 % dari seluruh luas daerah telitian. Singkapan pada satuan ini hanya terdapat daerah Nglegi dan Pengkol. Dari hasil pengukuran ketebalan dari penampang geologi, maka didapatkan kisaran tebal dari satuan batugamping Oyo yaitu berkisar ±150 meter.

70

Gambar 3.30.Salah satu gambar singkapan Satuan Batugamping Oyo pada daerah telitian (LP 2),diambil dari Dusun Karangrejo dengan koordinat X = 0452766, Y = 9127849 arah kamera N 280° E,cuaca cerah.

Gambar 3.31.Salah satu gambar singkapan Satuan Batugamping Oyo pada daerah telitian (LP 6),diambil dari Dusun Karangrejo dengan koordinat X = 0452333, Y = 9127803 arah kamera N 325° E,cuaca cerah. 1.

Salah satu foto singkapan Formasi Oyo dengan ciri batugamping berlapis.

2.

Foto singkapan yang menunjukkan adanya lapisan – lapisan pada batugamping Oyo. 71

3.

Struktur sedimen load cast yang ada pada Lp 2 ( gambar 3.30 ).

4.

Tuff perlapisan yang ada sebagai penciri Formasi Oyo bagian bawah.

3.2.1.5.3. Ciri Litologi Satuan Batugamping Oyo di daerah telitian dicirikan oleh batugamping dengan; kuning, ukuran pasir; (arenite), perlapisan, menyudut, baik, tertutup, Allochem : pecahan cangkang, Mikrit : Kalsit, Sparit : karbonat. Hasil analisa petrografi (Lampiran AP-95) menunjukkan sayatan :

-

Kalkarenit, coklat, bertekstur klastik, grain supported, ukuran butir 0.2 – 0.5

mm, bentuk butiran membundar, terpilah baik, kemas tertutup, disusun oleh Foraminifera plankton dan bentos (25%), pecahan fosil (35%), kalsit (25%), kuarsa (5%), plagioklas (10%) dengan nama Sandy limestone (Gilbert, 1975) (Lampiran AP-95).

// - Nicol

0

0.5 mm

X – Nicol

0

0.5 mm Gambar 3.32. Kenampakan sayatan tipis Batugamping Oyo nikol sejajar (kiri) dan nikol silang (kanan) pada sampel Lp 95.

3.2.1.5.4. Penentuan Umur Berdasarkan sample yang didapatkan pada Lp 11 ( Oyo bawah ), yaitu : 




Globigerina nepenthes






Globigerinoides immaturus



Globigerinoides sacculiferus



Orbulina bilobata



Orbulina universa

72

Maka penulis menyimpulkan bahwa satuan batuan ini memiliki umur N 14 – N 15 atau Miosen Tengah - Akhir ( AF 06 ) ( Blow, 1969 ). Berdasarkan sample yang didapatkan pada Lp 33 ( Oyo tengah ), yaitu : 







Orbulina universa



Orbulina bilobata






Globorotalia immaturus

Maka penulis menyimpulkan bahwa satuan batuan ini memiliki umur N 14 – N 15 atau Miosen Tengah - Akhir ( AF 07 ) ( Blow, 1969 ). Berdasarkan sample yang didapatkan pada Lp 95 ( Oyo atas ), yaitu : 




Globigerinoides immaturus



Globigerinoides diminitus



Orbulina universa



Orbulina bilobata






Hastigerina aequiteralis

Maka penulis menyimpulkan bahwa satuan batuan ini memiliki umur N 14 – N 15 atau Miosen Tengah - Akhir ( AF 08 ) ( Blow, 1969 ).

3.2.1.5.5.

Lingkungan Pengendapan

Berdasarkan sampel yang didapatkan, yaitu : 

Oolina apiculata



Buccella Frigida



Parafissurina lateralis



Frondicularia hiensis



Bigenerina cylindrica



Parafissurina lateralis



Textularia sp. 73



Amphistegina quoyii



Loxostamun limbatum



Pileolina opercuralis



Fissurina badii



Cibicides praecinclus

Berdasarkan fosil benthonik diatas didapatkan bahwa Satuan Batugamping Oyo ini terendapkan pada lingkungan bathimetri Neritik Tengah - Bathyal Atas ( Lampiran AF-06, Lampiran AF-07, Lampiran AF-08 ) ( Barker, 1960 ). 3.2.1.5.6. Hubungan Stratigrafi Dilihat dari umur yang didapat dari analisa fosil, maka dapat disimpulkan bahwa Satuan Batugamping Oyo memiliki hubungan selaras dengan Satuan Batupasir Sambipitu. Satuan Batugamping Oyo ini juga memiliki hubungan tidak selaras dengan Satuan Pasir Lepas.

3.2.1.6.Satuan Pasir Lepas Penamaan satuan ini didasarkan pada kehadiran material aluvial berupa material lepas berupa pasir hasil rombakan batuan asal dan lumpur yang berasosiasi dengan sisa – sisa material organik dari tumbuh – tumbuhan yang diendapkan sepanjang aliran sungai-sungai pada daerah telitian serta terus berlangsung hingga sekarang. Satuan ini menempati luas sekitar ± 2 % pada daerah telitian. Endapan ini memiliki hubungan tidak selaras dengan satuan batuan yang ada dibawahnya.

74

Gambar 3.33. Satuan Pasir Lepas yang terdapat di pinggiran sungai.Foto diambil oleh penulis pada cuaca cerah dengan lensa menghadap timur.

Gambar 3.34. Kolom Stratigrafi Daerah Telitian ( A.Widiasworo, 2011 )

75

3.2.2 Struktur Geologi Struktur geologi yang terdapat pada daerah telitian berupa struktur sesar yang dapat ditemukan pada bagian tengah daerah telitian. Hal ini didapatkan dari hasil pengukuran di lapangan.

Gambar 3.35 Diagram klasifikasi sesar menurut Rickard, 1972.

Keterangan gambar 4.7 : 1. Thrust Slip Fault

12. Lag Slip Fault

2. Reverse Slip Fault

13. Normal Slip Fault

3. Right Thrust Slip Fault

14. Left Lag Slip Fault

4. Thrust Right Slip Fault

15. Lag Left Slip Fault

5. Reverse Right Slip Fault

16. Normal Left Slip Fault

6. Right Reverse Slip Fault

17. Left Normal Slip Fault

7. Right Slip Fault

18. Left Slip Fault

8. Lag Right Slip Fault

19. Thrust Left Slip Fault

9. Right Lag Slip Fault

20. Left Thrust Slip Fault

10. Right Normal Slip Fault

21. Left Reverse Slip Fault

11. Normal Right Slip Fault

22. Reverse Left Slip Fault 76

3.2.2.1 Struktur Sesar Mendatar Kanan Gambirsawit Berdasarkan hasil pengamatan keadaan lapangan ditemukan adannya pergerakan lapisan yang sangat besar yang menyebabkan adanya offset atau keadaan yang mencerminkan adannya suatu sesar utama pada derah telitian , berdasarkan data kedudukan batuan yang ada ditemukan adanya arah kedudukan batuan yang menunjukan suatu kelurusan jurus berarah barat laut - tenggara pada Daerah Gambirsawit selain itu pada daerah tersebut ditemukan adannya kekar- kekar yang berpasangan,dari keadaan tersebut sudah dapat disimpulkan bahwa pada daerah ini terdapat adanya pergerakan sesar bukti yang paling nyata adalah ditemukannya bidang sesar.

Gambar 3.36. Kenampakan kekar-kekar pada Satuan Batupasir Semilir didaerah Gambirsawit sungai Ngawen.Foto diambil oleh Kepin pada cuaca cerah dengan lensa menghadap barat.

77

Gambar 3.37. Kenampakan bidang sesar dalam Satuan Batupasir Semilir didaerah Gambirsawit sungai Ngawen. Foto diambil oleh Kepin pada cuaca cerah dengan lensa menghadap barat.

78

Dari hasil analisa kekar – kekar yang ditemukan pada Daerah Gambirsawit didapatkan data kedudukan kekar sebagai berikut : N o.

Stri ke

1 .

N 120°E

2 .

N 122°E

3 .

N 097°E

4 .

N 091°E

5 .

N 130°E

6 .

N 095°E

7 .

N 105°E

8 .

N 268°E

9 .

N 081°E

1 0.

N 105°E

1 1.

N 080°E

1 2

N 108°E

1 3.

N 111°E

1 4.

N 084°E

1 5.

N 097°E

1 6.

N 129°E

1 7.

N 112°E

1 8.

N 119°E

1 9.

N 260°E

2 0.

N 067°E

2 1.

N 110°E

2 2.

N 264°E

Dip 65° 68° 72° 71° 56° 59° 55° 72° 75° 74° 81° 72° 72° 83° 63° 79° 76° 67° 76° 67° 72° 82°

Stri

Dip

ke N 005°E N 034°E N 003°E N 212°E N 014°E N 172°E N 174°E N 010°E N 008°E N 012°E N 009°E N 004°E N 000°E N 006°E N 018°E N 005°E N 005°E N 022°E N 001°E N 004°E N 004°E N 005°E

82° 65° 67° 64° 88° 52° 64° 75° 73° 68° 78° 86° 68° 69° 66° 70° 71° 79° 72° 72° 69° 76° 79

2 3.

N 056°E

2 4.

N 055°E

2 5.

N 086°E

73° 74° 68°

N 358°E N 004°E N 048°E

72° 81° 54°

Tabel 3.1. Kedudukan kekar pada Satuan Batupasir Semilir pada daerah Gambirsawit. Data Shear fracture (sebelah kiri), Data Gash fracture (sebelah kanan)

Dari data kekar diatas kemudian dilakukan analisa diagram roset untuk mengetahui jenis sesar yang ada pada daerah Gambirsawit ini (gambar 3.6).

Gambar 3.38. Diagram stereonet analisa kekar pada Daerah Gambirsawit.

Gambar 3.39. Diagram blok sesar mendatar daerah telitian. Dari hasil analisa stereonet pada kekar Daerah Gambirsawit ini didapatkan bidang sesar dengan kedudukan N 320°E/83° yang menjelaskan adanya sesar mendatar dextral (lihat gambar

3.36) pada Daerah Pagutan ini atau menurut klasifikasi Rickard,1972 yakni Right Slip Fault dengan besar sudut rake 18°.

80

3.3.1.2. Struktur Sesar Mendatar Kiri Juwet. Berdasarkan hasil pengamatan keadaan lapangan ditemukan adanya pergerakan lapisan yang sangat besar yang menyebabkan adanya offset atau keadaan yang mencerminkan adannya suatu sesar utama pada derah telitian , berdasarkan data kedudukan batuan yang ada ditemukan adanya arah kedudukan batuan yang menunjukan suatu kelurusan jurus berarah utara - selatan pada Daerah Juwet selain itu pada daerah tersebut ditemukan adannya kekarkekar yang berpasangan,dari keadaan tersebut sudah dapat disimpulkan bahwa pada daerah ini terdapat adanya pergerakan sesar bukti yang paling nyata adalah ditemukannya bidang sesar.

Gambar 3.40. Kenampakan bidang sesar dalam Satuan Breksi Nglanggran didaerah Juwet sungai Ngalang. Foto diambil oleh Riswa pada cuaca cerah dengan lensa menghadap selatan.

N

Strike

Dip

1

N 168º E

75º

2

N 174º E

88º

3

N 172º E

67º

4

N 176º E

74º

o

81

5

N 177º E

81º

6

N 180º E

83º

7

N 180º E

74º

8

N 168º E

66º

9

N 187º E

84º

1

N 188º E

70º

1

N 186º E

59º

1

N 180º E

78º

1

N 195º E

76º

0

1

2

3 Tabel 3.2. Kedudukan kekar pada Satuan Batupasir Semilir pada daerah Juwet.

Gambar 3.41. Diagram stereonet analisa kekar pada Daerah Juwet.

82

Gambar 3.42. Diagram blok sesar mendatar daerah telitian.

3.3.1.2. Struktur Sesar Mendatar Kiri Padangan. Pada Daerah Pegunungan Padangan ini juga ditemukan adannya kelurusan punggungan, yang nampak jelas dilihat dari pola kontur pada daerah telitian, yang berarah utara - selatan sehingga bisa diinterpretasikan adanya gejala struktur di daerah tersebut yaitu adanya sesar mendatar kiri, akan tetapi sesar ini masih diperkirakan karena tidak ditemukan data-data pendukung baik kekar-kekar maupun bidang sesar. Sesar ini berada pada Satuan Batupasir Semilir yang berada di barat laut daerah telitian tepatnya di daerah Padangan.

Gambar 3.43. Kenampakan bidang sesar dalam Satuan Batupasir Semilir didaerah Padangan. Foto diambil oleh Andro pada cuaca cerah dengan lensa menghadap utara. 3.4. Sejarah Geologi 3.4.1. Fase I

Pada Miosen awal (N4-N5) dengan banyaknya gunung api yang terbentuk, terbentuklah Satuan Batupasir Semilir dengan tipe yang berbeda yaitu tipe destruction namun, Satuan Batupasir Semilir ini diendapkan dengan suplai sedimen dari aktivitas gunung api yang sangat besar sehingga membentuk endapan yang sangat tebal + 750 - 900 m pada 83

daerah penelitian. Karena tipe gunung api subaquaeos maka material vulkanik yang terendapkan langsung kontak dengan air sehingga membentuk proses turbidit yang akhirnya diendapkan ke dalam kipas bawah laut, Satuan Batupasir Semilir terendapkan berupa batupasir tuffan dengan struktur sedimen yang dominan yaitu ; perlapisan, laminasi, graded beading, dan massif. Satuan batupasir ini berukuran halus hingga kasar dan juga batulempung yang mengandung tuff pada beberapa tempat, Satuan Batupasir Semilir ini terus diendapkan hingga Miosen awal (N6). Pada beberapa tempat, pada bagian akhir pengendapan Satuan Batupasir Semilir terendapkan juga Satuan Breksi Nglanggran, sehingga dibeberapa tempat ditemukan adanya sebuah fenomena beda fasies menjari. Satuan Breksi Nglanggran yang terendapkan dari hasil vulkanisme hasil gunung Nglanggran berupa breksi monomik. Terdapat juga beberapa perselingan batupasir. Setelah Satuan Breksi Nglanggran terendapkan, lalu terjadi sebuah pengangkatan sehingga daerah telitian menjadi daratan.

Gambar 3.44. Fase pada saat proses pengendapan Satuan Batupasir Semilir.

84

Gambar 3.45. Fase pada saat proses pengendapan Satuan Breksi Nglanggran.

3.4.2. Fase II

Setelah fase pengangkatan, terjadilah sebuah fase transgresi yang kemudian mengendapkan Satuan Batupasir Sambipitu. Satuan ini terendapkan berupa batupasir yang mengalami perselingan dengan batulempung dan pada beberapa tempat terdapat batupasir yang mengandung semen karbonat. Satuan ini terendapkan pada Miosen Awal.

Gambar 3.46. Fase pada saat proses pengendapan Satuan Batupasir Sambipitu. 3.3.4. Fase III

Setelah fase kompresi dan pengangkatan selesai, terjadi sebuah proses pelepasan energi yang mengakibatkan terjadinya subsidence atau penurunan cekungan. Keadaan ini mengaktifkan proses transgresi yang membuat batas air laut naik ke permukaan, sehingga mempengaruhi sifat fisik dan kimia dari Formasi Sambipitu. Proses transgresi ini juga membentuk material – material sedimen laut berupa batugamping, tetapi karena sebelumnya terjadi proses pengangkatan menyebabkan Formasi Sambipitu menjadi Hiatus atau daerah tinggian sehingga formasi – formasi batugamping lain seperti Oyo dan Wonosari tidak terbentuk pada daerah penelitian, namun dengan seiring berjalannya proses transgresi yang terus berkembang menyebabkan terjadinya transgresi besar – besaran sehingga air laut dapat mencapai dan menutupi daerah tinggian yang akhirnya membentuk Formasi Oyo di atas Formasi Sambipitu pada daerah telitian. 3.3.5. Fase V

Pada Miosen Tengah, Satuan Batugamping Oyo terendapkan. Pengendapan ini dapat berlangsung karena pada daerah telitian terjadi kenaikan muka air laut pada Miosen Tengah 85

dan dapat membentuk batugamping dan hasil dari rombakannya kemudian menghasilkan Batugamping Oyo yang sebagian adalah batugamping klastik. Pada fase ini juga terjadi fase kompresi dan pengangkatan. Fase ini mengakibatkan terbentuknya sesar – sesar ( sesar mendatar kanan Juwet, sesar mendatar kanan Gambirsawit, dan sesar mendatar kiri Padangan ) akibat kompresi. 3.3.6. Fase VI Setelah Batugamping Oyo selesai mengendap pada Pliosen Akhir, tidak terjadi pengendapan material sedimen lagi, baik dari material darat maupun laut. Akan tetapi Kala Holosen, diendapkan Satuan Pasir Lepas secara tidak selaras diatas Satuan Batugamping Oyo yang berasal dari hasil endapan erosional dari hasil pengerosian sungai – sungai besar daerah telitian.

Gambar 3.47. Fase akhir dari pengendapan, sungai dan dataran fluvial terbentuk..

86

BAB 4 STUDI FASIES TURBIDIT FORMASI SAMBIPITU

4.1. Landasan Teori Lingkungan pengendapan adalah suatu seting geomorfologi khusus dengan karakteristik fisika, kimia dan proses biologi yang mencirikan terjadinya mekanisme pengendapan tertentu (Shanmugam “Deep-Water Processes And Facies Models: Implications For Sandstone Petroleoum Reservoirs”, 2005). Walker, Response To Sea Level Change, 1992, mengatakan konsep dari arus tubidit bersifat simpel dan elegan. Simpel karena setiap endapan turbidit adalah hasil dari satu even pendek yang singkat, satu kali pengendapan. Sedangkan elegan karena dari suatu even yang pendek dan singkat tersebut menghasilkan ribuan dari lapisan batupasir dengan struktur perlapisan bersusun selang-seling dengan lapisan batulempung, yang merupakan hasil dari even yang sama. Tidak ada volum suatu batuan sedimen yang lebih besar dari pada endapan turbidit.

4.1.1.

Sejarah Perkembangan Arus Turbidit Pada tahun 1872 ketika Royal Society of London dan Navy Royal mengadakan

eksplorasi dengan menggunakan kapal H.M.S Challenger (1872-1876), menandai kelahiran modern eksplorasi laut dalam (Murray dan Renard, 1891). Dalam hal tahapn keilmuan Kuhn, penelitian mengenai laut dalam yang dilakukan selama periode 1872-1948 merupakan tahap pertama dari sebuah pengamatan yang dilakukan secara acak. Tahun 1948 mungkin dianggap sebagai tahun kelahiran suatu paradigma baru yaitu paradigm tentang konsep turbidit. Kongres Geologi Internasional ke 18 yang diadakan di London, Inggris pada tahun 1948, CI Migliorini membahas pembentukan graded bedding oleh arus densitas; Francis P. Shepard menunjukkan foto-foto bawah laut yang curam, dinding besar dari lembah bawah laut dan Philip H. Kuenen membahas potensi erosi dari suatu arus densitas tinggi yang terbentuk pada lembah bawah laut. Hingga 1950, ketika Kuenen dan Migliorini (1950) mempublikasikan makalah mereka yang berjudul “Turbidity currents as a cause of graded bedding”, komunitas geologi pada umumnya percaya bahwa laut dalam adalah suatu tempat yang tenang dan bebas dari kegiatan suatu arus dimana hanya terjadi pengendapan/ akumulasi dari lempung pelagic (lihat Friedman dan Sanders, 1997). Sejak 1950, pengendapan pasir turbidit pada lingkungan laut dalam telah diterima secara global.

87

Meskipun Walker (1973) dan Stow (1985) percaya bahwa tahap ilmu normal dalam penelitian mengenai laut dalam dicapai pada tahun 1950, dan 1983 (Gambar 4.1.), tetapi menurut Shanmugam periode tersebut masih dalam periode krisis. Dimana menurut Shanmugam (Gambar 4.2.), krisis ini dimulai ketika pentingnya pengaruh bottom currents/ arus bawah laut diwujudkan pada akhir 1960-an. Pada 1980-an, pertanyaan mendasar yang diajukan tentang Bouma Sequence, model kipas bawah laut, dan skema fasies turbidit. Tahun 1990-an adalah periode evaluasi ulang dan ditinggalkannya model kipas bawah laut, perdebatan tentang konsep highdensity currents, percobaan pada sandy debris flow, reinterpretasi dari pasir masif turbidit sebagai hasil dari sandy debrites dan sikap skeptis terhadap penafsiran proses pengendapan yang terjadi menggunakan geometri seismik (Shanmugam, 2005)

Gambar 4.1. Stow's (1985) tahapan dalam penelitian laut dalam.Tahapan Kuhn’s (1970) sebagai perbandingan (dikutip dari Shanmugham, 2005).

88

Gambar 4.2. Perbedaan pandangan terhadap pandangan tahapan penelitian mengenai laut dalam antara Walker (1973) dan Stow (1985) yang percaya batas normal mengenai perkembangan penelitian laut dalam dicapai pada tahun 1950, dan 1983, sedangkan Shanmugam berpendapat sampai tahun tersebut masih dalam tahapan krisis (dikutip dari Shanmugham, 2005).

4.1.2.

Konsep Arus Turbidit Sedimen yang teronggok pada suatu lereng dapat tiba-tiba meluncur dengan

kecepatan tinggi bercampur dengan air berupa suatu aliran padat/ density current (Koesoemadinata, 1981). Dimana dalam mekanisme pengangkutan oleh arus densitas partikel-partikel sedimen bergerak tanpa bantuan benturan/ seretan air, tetapi inertia (inertia 89

flow; Sanders, 1965). Energi potensial/ gravity dirubah menjadi energi kinetik, pengendapan terjadi segera setelah energi kinetik habis. Sedimen-sedimen yang terendapakan dengan mekanisme tersebut umumnya disebut sebagai sedimen Gravit Flow. Menurut Middleton dan Hampton, 1976 terdapat 4 tipe dari aliran sedimen yang dikendalikan oleh proses gravitasi berdasarkan gerakan relatif antar partikel selama masa sedimen bergerak dan jarak dari sumber (Michael McLane, 1995), yaitu (Gambar 4.3):

1. Debris Flow Merupakan aliran butiran kasar (bisa mencapai bongkah) yang didukung oleh masa dasar berupa campuran sedimen halus dan media air yang masih mempunyai tenaga yang terbatas. Jadi dalam hal ini peran media masih ada walau kecil sekali. Pergerakan itu sendiri disebabkan oleh gaya berat. Karena butir kasar didukung oleh campuran media dengan butiran yang berukuran lebih halus, maka endapan yang terjadi dicirikan dengan adanya bongkah yang mengambang pada matrik (floating). Apabila aliran seperti ini tanpa ada pengaruh dari media sama sekali maka dikatakan sebagai slump.

2. Grain Flow Terjadi interaksi antara secara langsung, karena dalam mengalir butir-butir tersebut belum sepenuhnya terlepaskan. Dalam hal ini peran media hampir tidak ada. Matrik berupa pasir dan mengendap sekaligus. Debris flow dan grain flow menghasilkan fluxo turbidite. 3. Fluidized Sediment Flow Butir-butir pasir yang mengalir sudah tidak rigrid, tetapi butiran yang sudah saling lepas-lepas dan didukung oleh media air. Pengendapan terjadi bila air pori telah terperas keluar secara vertikal, dan akan menghasilkan struktur mangkok (dish structure). Menghasilkan tipe endapan proximal turbidite.

4. Turbidity Current Secara sederhana menurut Middleton dan Hampton, 1976, arus turbidit adalah arus dimana suatu masa fluida yang didukung oleh butiran bergerak secara turbulen (Michael McLane, 1995). Butiran yang mengalir secara aktif merupakan butiran yang didukung fluida. Sebagian butir mengalir secara turbulent, sehingga pengendapan secara suspensi cukup 90

berkembang, dan seluruhnya terendapkan bila energi telah habis sehingga terjadi autosuspension yaitu keseimbangan antara turbulensi dan suspensi (Bagnold,1974). Sedangkan menurut Walker, 1992 suatu arus densitas yang bergerak menuruni lereng pada daerah lantai samudera, yang di kontrol oleh gravitasi yang bekerja pada perbedaan densitas antara arus tersebut dengan densitas air laut sekitarnya. Kelebihan densitas pada arus ini dapat dikarenakan oleh temperatur yang dingin, salinitas yang lebih tinggi atau karena sedimen yang tersuspensi didalam arus tersebut. Dimana jika kepadatan dikarenakan oleh material sedimen yang terkandung pada arus tersebut, maka arus tersebut dinamakan arus turbidit.

Gambar 4.3. Klasifikasi proses-proses arus densitas Middleton & Hampton, 1973, (dikutip dari Michael McLane, 1995).

4.1.3.

Mekanisme Arus Turbidit Secara sistematis mekanisme pengangkutan material sedimen dari laut dangkal

menuju laut dalam yang ideal umumnya diawali oleh suatu longsoran berupa slide yang merupakan suatu mekanisme transportasi massa dari sebuah blok/ lapisan sedimen yang bersifat koheren pada suatu bidang luncur datar tanpa deformasi internal (Gambar 4.4A.). Luncuran slide tersebut mungkin dapat terubah menjadi slump yang merupakan rotasi koheren transportasi massa dari suatu blok/ lapisan sedimen tadi pada suatu bidang luncur yang cekung (shear surface) dengan deformasi internal yang terjadi pada blok tersebut. Setelah mengalami penambahan fulida/ carian selama perjalanan menuruni lereng bawah laut, material slump mungkin dapat terubah menjadi suatu aliran debris (debris flow). Aliran debris/ debris flow merupakan aliran plastic dengan kekuatan mengerosi. Seiring dengan 91

penambahan fulida pada aliran debris laminar, aliran tersebut mungkin dapat berkembang menjadi suatu aliran turbidit/ turbidity current (Shanmugam, 2005). Peluncuran arus turbidit (turbidity current) terjadi dekat dasar sehingga mempunyai kekuatan untuk mengikis, hal ini akan berakibat terjadinya struktur pada alas lapisan misalnya: Drag cast, flute cast (cetak suling), scouring, dan sebagainya. Fraksi kasar. Sedimentasi terjadi segera setelah arus kehilangan tenaga. Karena pengendapan berlangsung cepat, sehingga endapan yang terjadi terpilah buruk dan fraksi kasar berkesempatan mengendap terlebih dahulu, sehingga membentuk perlapisan bersusun/ Graded bedding (interval a Bouma ' 62). Pada bagian atasnya pemilahan berkembang semakin baik dan struktur sedimen yang terbentuk adalah perlapisan sejajar/ parallel bedding (interval b Bouma ' 62). Fraksi halus. Fraksi halus lebih lama tertinggal di media dalam keadaan keruh. Pengendapan mula-mula berlangsung dengan adanya aliran fraksi dari suatu suspensi. Dengan demikian secara berurut terjadi climbing ripple, current ripple, recumbent folded laminae, convolute lamination (interval c Bouma ' 62). Pada akhir pengendapan drift sudah tidak ada lagi, sehingga yang terbentuk adalah pengendapan suspensi. Struktur yang terjadi yaitu laminasi sejajar/ parallel lamination (interval d Bouma ' 62), disusul endapan pelitis (interval e Bouma ' 62) (Gambar 4.4 B&C.).

A

C

B

Gambar 4.4. (A) Mekanisme pembentukan arus turbidit ideal menurut Shanmuggam (dikutip dari Shanmugam, 2005), (B) Skema peluncuran dan pengendapan arus turbidit dengan erosi pada bagian bawah, (C) Interval Bouma Ta-Te (dikutip dari Walker, 1992).

92

4.1.4.

Fasies Turbidit Istilah fasies diperkenalkan oleh Gressly (1838), disarikan oleh Tiechert

(1958) serta Krumbein dan Sloss (1963). Fasies adalah tubuh batuan dengan sifat yang khas. Dalam batuan sedimen ditentukan berdasarkan warna, perlapisan, tekstur, fosil dan struktur sedimen (Reading,1978). Moore (1949), mendefinisikan fasies sebagai istilah yang diterapkan untuk setiap rekaman yang berada pada suatu lingkungan pengendapan. Dunbar dan Rodgers (1957), mendefinisikan fasies yang berarti aspek-aspek umum dari suatu batuan, litologi dan biologis (dengan perluasan struktur atau tektonik dan bahkan metamorfis), sebagai aspek yang merefleksikan kondisi lingkungan dimana batuan tersebut terbentuk/ proses pembentukannya. Fasies Sedimen merupakan bagian dari suatu satuan stratigrafi tertentu dan secara areal terbatas, menunjukkan ciri-ciri penting yang berbeda dari bagian-bagian lainnya pada satuan stratigrafi tersebut (Moore, 1949). Fasies Sedimen merupakan suatu massa batuan yang dapat ditentukan dan dibedakan dengan lainnya oleh geometri, litologi, struktur sedimen, pola arus purba dan fosilnya (Selley,1970).

Istilah fasies banyak digunakan dengan pengertian yang berbeda, seperti: 

Produk batuan (misal: fasies batupasir)



Genesa atau proses terbentuknya batuan (misal: fasies turbidit)



Lingkungan dimana batuan terbentuk (misal: fasies fluvialtil)



Fasies tektonik (misal: molasse, post orogenic facies) Dalam hubungannya dengan mekanisme Sediment Gravity Flow, Bouma

(1962), Walker (1978), Mutti (1992), dan Shanmugam (2005), mengenalkan beberapa fasies dalam seri turbidit, serta endapan – endapan klastika kasar yang berasosiasi dengan seri turbidit, yang didasari atas beberapa kriteria. Kriteria-kriteria tersebut meliputi : •

Ukuran butir

•

Ketebalan lapisan

•

Sand/ shale ratio

•

Keteraturan lapisan

•

Ada tidaknya channels

•

Sole Marks

•

Struktur dalam dan tekstur yang terdiri atas conglomerate pebble fabrics serta

ada tidaknya grading 93

•

Kekompakan perlapisan dalam pa sir (dengan atau tanpa struktur mangkok)

•

Variasi pada Sikuen Bouma, terutama pengenalan dari lapisan-lapisan yang

dimulai dari bagian B atau C •

Indikasi paleoekologi (Walker & Mutti, 1973)

4.1.4.1.

Bouma Sequence (1962) Pada dasarnya konsep yang di kemukakan oleh Arnold Bouma pada

tahun 1962 tentang low density turbidity current dan keterdapatan lima interval (lihat Gambar 4.4.C.) dalam sequence Bouma yaitu interval Ta yang memiliki ciri berupa batupasir massive umumnya berstruktur graded bedding/ perlapisan bersusun, umumnya pada bagian dasar memiliki struktur erosi. Unit ini menggambarkan suatu mekanisme pengendapan yang cepat, bersifat mengerosi pada bagian dasar dan pengendapan aotususpensi yang bekerja pada suatu rezim aliran tinggi. Lalu interval Tb yang memiliki ukuran pasir kasar hingga halus dengan struktur perlapisan sejajar yang menggambarkan adanya penurunan atau peralihan kekuatan arus dari rezim aliran tinggi menuju rezim aliran rendah yang ditandai dengan struktur perlapisan sejajar. Inteval ketiga yaitu interval Tc yang memiliki struktur sedimen berupa ripple, current ripple, climbing ripple, convolute laminasi umumnya berukuran butir lebih halus dari interval Tb yaitu pasir halus hingga lanau pada interval ini kekuatan arus sudah sangat berkurang dan merupakan bagian dari rezim aliran rendah. Interval selanjutnya yaitu interval Td yang berukuran butir lebih halus dan mendekati lempung yang berstruktur laminasi sejajar pada interval ini kekuatan arus sudah sangat berkurang. Interval terakhir Te yang merupakan interval yang berisi lempung dengan struktur masif ini merupakan hasil dari akhir pengendapan arus turbidit yang bersifat pelagic dimana kekuatan arus sudah tidak ada. Model Bouma sequence merupakan bagian terkecil dari suatu pengendapan arus turbidit dimana model lima interval ini hanya dapat digunakan untuk menginterpretasi tiap-tiap layer batupasir pada suatu singkapan yang memperlihatkan adanya perubahan dari flow regime atau kekuatan aliran yang membawa dan mengendapkan material sedimen

yang

tertransport

dengan

mekanisme

turbidit

tanpa

mengetahui

posisi

pengendapanya.

4.1.4.2. Fasies dan Model Kipas Bawah Laut Walker (1978) Dalam pendeskripsian fasies dan lingkungan pengendapan Walker lebih menekankan pada penggunaan fasies association/ asosiasi dari beberapa fasies sehingga 94

dapat menentukan posisi pengendapan suatu batuan sedimen pada model kipas bawah laut yang di kemukakan oleh nya. Walker mengelompokan asosiasi dari fasies tersebut menjadi lima kelompok utama yaitu (Gambar 4.5):

1.

Classical Turbidite/ CT Asosiasi fasies ini memiliki karakteristik berupa perselang-selingan yang

bersifat monoton (monotounus alternation) dari lapisan batupasir yang memiliki kontak tegas dengan batulempung. Tidak ada tanda-tanda dari erosi yang lebih besar dari beberapapuluh sentimeter, dan hamper dari semua lapisan batupasir dapat di deskripsi menggunakan model Bouma sequence. Penamaan classical dikarenakan lapisan batupasir pada fasies ini dapat dengan mudah dikenali sebagai produk dari mekanisme turbidit oleh banyak orang pada saat ini. Asosiasi dari fasies ini pada dasarnya mengandung dua komponen utama yaitu thin bedded dan thick bedded turbidit. Thin bedded turbidit memiliki karakteristik kenampakan fisik yang sangat khas berupa struktur sedimen berupa ripple, current ripple, climbing ripple terkadang convolute. Ukuran butir pasir hingga lempung bagian bawah terdapat struktur erosi dan ukuran butir dapat mencapai granule/ kerikilan. Rip-up clast terkadang muncul sebagai hasil dari erosi oleh arus turbidit. Asosiasi dari fasies classical turbidite idealnya dapat terbentuk pada daerah lower fan hingga basin floor bagian distal tubidit.

2.

Massive Sandstone/ MS Fasies ini merupakan perubahan gradasi dari thick bedded turbidite pada fasies

ini sering muncul bukti-bukti suatu proses erosi , lapisan umumnya berasosiasi dengan suatu channel dengan kedalaman beberapa meter. Endapan merupakan suatu peristiwa amalgamasi yang membentuk gabungan dari beberapa lapisan. Karakteristik dari classical turbidite sudah jarang dijumpai. Suatu lapisan batupasir masif memiliki ketebalan 50 cm hingga beberapa meter dan interval bouma yang sering dijumpai adalah interval Ta. Perlapisan bersusun umumnya sangat sulit dijumpai atau bahakan tidak hadir. Struktur sedimen yang lebih berkembang biasanya adalah dish structure/ struktur mangkok dan pillar structure yang menandakan terjadinya pelepasan fluida selama proses penegendapan. Menurut walker fasies massive sandstone ini berkembang baik pada daerah mid fan.

3.

Pebbly Sandstone/ PS 95

Pada fasies ini interpretasi menggunakan model Bouma sequence sudah tidak dapat digunakan, umumnya terjadi proses pen-channelan. Imbrikasi pebble sering dijumpai hal ini dapat di interpretasikan sebagai suatu produk dari kekuatan aliran yang cukup besar yang membuat pengorientasian arah dari suatu fragmen kerikilan. Jarang berasoisasi dengan serpih dan merupakan barupasir konglomeratan. Fasies ini akan berkembang baik pada daerah channel-channel yang terdapat pada daerah mid fan dan upper fan. 4.

Conglomerates/ CGL Karakterisktik pada fasies ini yang mudah dikenali adalah, imbrikasi pebble

maupun couble jarang dijumpai, gradasi kurang baik, ukuran butir sampai dengan couble. Ukuran butir yang didominasi oleh konglomerat pada dasarnya menggambarkan jarak dan kekuatan arus yang bekerja cukup besar, oleh karena itu Walker menginterpretasikan bahwa fasies ini terbentuk baik pada daerah upper fan.

5.

Pebbly Mudstone, Slumps, Debris Flow & Slide Pebbly mudstone/ batulempung kerikilan mengandung kerikilan dan klastika

berupa fragment dari batupasir atau batulempung yang tersebar merata di dalamnya, pada masa dasar berupa lanau atau lempung. Hal yang paling mungkin menjelaskan mekanisme pembentukan pebbly mudstone adalah suatu proses pengendapan yang cepat dimana material sedimen yang masih berupa debris flow yang didukung oleh dominasi masa dasar berupa lumpur melewati suatu endapan yang masih bersifat semirigrid, aliran debris (debris flow) yang umumnya bersifat mengerosi bagian dasar dan “mengangkut” endapan lempung yang semirigrid menjadi klastika-klastika lempung yang di kenal sebagai rip-up clast clay yang bercampur dan membentuk suatu endapan debris flow yang berasosiasi dengan pebbly mudstone. Slump dan slide biasanya digunakan untuk mendeskripsikan suatu grup dari lapisan yang telah mengalami deformasi, tetapi slide umumnya tidak mengalami deformasi pada bagian dalamnya sedangkan slump mengalami deformasi pada bagian dalamnya. Slump memiliki dimensi mulai dari beberapa meter hingga beberapa ratus meter. Walker (1992), mengklasifikasikan slump menjadi tiga tipe : 1.

Slumped shales& mudstone Slump yang terbentuk pada litologi yang didominasi shales dan mudstone.

Pada fasies ini umumnya kehadiran layer dari batupasir sangat sedikit dan mempunyai karakteristik berupa lipatan pada sedimen-sedimen yang bersifat lunak. Dominasi lempung 96

yang melimpah pada slump mengindikasikan proses slump tersebut terbentuk pada lingkungan slope to basin pada daerah upper fan. 2.

Slumped thin-bedded turbidites

Slump ini terbenttuk dengan skala yang bervariasi dan dapat melibatkan beberapa lapisan hingga banyak lapisan. thin-bedded turbidites biasanya terbentuk pada daerah lower fan hingga basin floor proses slumping yang sangat memungkinkan terjadi pada lingkungan ini adalah pada daerah tepian channel (channel margin) atau levees. 3.

Slumped with angular stratified block

Blok layer yang menyudut mengindikasikan bahwa proses slump yang terbentuk tidak mengalami pergerakan yang jauh dari sumber sehingga layer batupasir masih bersifat kohesif dan hanya hancur sebagian. Proses seperti ini menggambarkan suatu proses runtuhnya dinding suatu channel pada submarine fan.

97

Gambar 4.5. Hipotesa sikuen kipas bawah laut yang dapat berkembang selama proses progradasi kipas bawah laut. C.U adalah sikuen penebalan dan pengkasaran ke atas, F.U adalah sikuen penipisan dan penghalusan ke atas. CT adalah fasies classical turbidite, PS adalah fasies batupasir kerikilan, CGL adalah fasies konglomerat, DF adalah fasies debris flow dan SL adalah fasies slump (Walker,1978).

Dari asosiasi fasies-fasies tersebut Walker membuat interpretasi dan model penampang kipas bawah laut (Gambar 4.6.) dan model diagram blok kipas bawah laut (Gambar 4.7.) yang terdiri dari :

a. Lower fan Dicirikan adanya penebalan keatas (thickening upward), terdiri dari asosiasi facies–facies classical turbidites. b. Smooth portion of suprafan lobes Penebalan ke atas, asosiasi classical turbidites, dalam sikuen progradasi bagian atas sudah terdapat massive sandstone. c. Channeled portion of suprafan lobes Penipisan ke atas (thinning upward), asosiasinya adalah konglomeratan atau pebly sandstone pada bagian bawah dan massive sandstone. Konglomerat umumnya berlapis bersusun (graded bedding). d. Upper fan Merupakan sikuen–sikuen dari facies konglomerat, debris flow dan slump. Sikuen menipis ke atas (thinning upward) umumnya tidak berlapis baik.

98

Gambar 4.6. Model pengendapan kipas bawah laut, memperlihatkan sikuen perlapisan pada masing–masing elemen (Walker, 1976).

99

Gambar 4.7. Diagram blok yang memperlihatkan bagian–bagian dari sistem kipas bawah laut. (Walker, 1984).

4.1.4.3. Fasies Turbidit Mutti (1992) Fasies turbidit dapat didefinisikan sebagai kumpulan genetik fasies secara lateral yang dapat diidentifikasi melalui lapisan – lapisan individu batuan yang memiliki kesamaan waktu. Secara genetik fasies tracts yang berasal dari paket sedimen dapat dikatakan sebagai turbidite facies association (FA), sedangkan ekspresi vertikal dari facies association tersebut dapat dikatakan sebagai fasies sequence (FS). Mutti (1992) membagi fasies-fasies pada endapan turbidit didasarkan pada beberapa hal, diantaranya: tekstur batuan, komposisi batuan, struktur sedimen dan kenampakan erosi (Gambar 4.8). Sehingga dapat membedakan antara fasies yang satu dengan fasies yang lain. Fasies – fasies tersebut kemudian digolongkan menjadi 3 tipe utama, yaitu : 1. Very Coarse Grained Facies (VCGF : Bongkah, Berangkal dan Kerakal) 2. Coarse Grained Facies (CGF : Butiran sampai Pasir Kasar) 3. Fine Grained Facies (FGF : Pasir Sedang sampai Lempung) 1. Very Coarse Grained Facies (VCGF) Endapan pada Fasies Turbidit ini terdiri dari beragam jenis tipe sedimen, mulai dari mud supported sampai clast-supported conglomerates. Facies dasar dari Very Coarse Grained Facies adalah F1, F2 dan F3.

100

Endapan – endapan pada fasies F1 dan F2 merupakan endapan – endapan debris flow deposits, dimana sediment tertransport dan terendapkan oleh arus cohesive. cohesive debris flow dapat mengindikasikan endapan-endapan klastika yang didukung oleh aliran buoyancy dan cohesivitas dari campuran antara lumpur dan air sebagai media pentransport sedimen. Endapan F1 adalah produk dari cohesiv debris flow yang memiliki karakteristik sebagai berikut :  Terdapatnya lag deposit di bagian dasar aliran  Klastika yang lebih besar mengambang dalam matriks  Kecenderungan klastika yang kasar untuk berada di dasar dan menerus hingga ke atas dari dasar aliran. Endapan F2 adalah produk dari hyperconcentrated flow yang dihasilkan dari proses transportasi dari debris flow menuruni lereng yang bercampur dengan fluida. Endapan – endapan pada fasies F2 umumnya terdapat pada coarse grained turbidite sistem. Karakteristik dari endapan-endapan pada fasies F2 pada dasarnya hampir sama dengan karakteristik dari endapan-endapan pada fasies F1, diantaranya :  Terdapat peristiwa dimana dasar aliran tergerus dan terbentuk struktur rip-up mudstone clasts yang relatif besar.  Klastika yang berukuran besar mengambang dalam matriks pasiran  Klastika yang berukuran lebih besar menunjukkan kecenderungan untuk berada di bagian bawah. Tahap akhir dari proses transportasi cohesive debris flow adalah menghasilkan endapan-endapan yang termasuk kedalam fasies F3 klastika kasar dari (konglomerat). Endapan – endapan pada fasies F3 ini merupakan salah satu tipe endapan turbidit yang dihasilkan oleh hyperconcentrated flow yang mentrasnportasikan material berukuran butiran sampai kerikil (High Density Turbidity Current). Endapan – endapan F3 terdiri atas konglomerat dengan matriks pasiran yang membentuk dasar aliran, yang pada akhirnya akan dibatasi oleh permukaan erosi. Endapan – endapan pada fasies F3 ini dapat terbentuk akibat adanya shear strses yang diberikan oleh lapisan material yang tertinggal oleh aliran.

2. Coarse Grained Facies (CGF) Fasies-fasies yang termasuk ke dalam Coarse Grained Facies dalam aliran yang menuju dasar cekungan yaitu WF, F4, F5, dan F6 yang dapat diinterpretasikan 101

sebagai produk dari butiran High Density Turbidity Current dan proses transformasi yang akan dihasilkan pada akhir aliran. Endapan – endapan pada fasies F4 dan F5 pada umumnya memiliki karakteristik yang relatif tebal dan terdiri atas coarse-grained traction carpets. Endapan-endapan pada fasies WF terdiri atas endapan – endapan yang tipis, memiliki tingkat keseragaman butir yang buruk yang terdiri atas butiran berukuran pasir sangat kasar dan pasir kasar yang menunjukkan struktur laminasi bergelombang. Sedimen pada fasies WF dapat diinterpretasikan sebagai produk dari upper flow regime yang dibentuk oleh transportasi dari hyperconcentrated flow hingga high density & supercritical turbidity current. Endapan – endapan pada fasies F6 dapat diindikasikan sebagai endapan – endapan berukuran kasar yang memiliki kecenderungan imbrikasi pada butirannya. Endapan – endapan pada fasies F6 ini memiliki tingkat keseragaman butir yang relatif baik dan di bagian bawahnya membentuk butiran dengan kecenderungan menghalus ke atas. Sedimen – sedimen pada fasies F6 ini adalah produk dari loncatan fluida yang merubah supercritical high density turbidity current menjadi sub critical high density turbidity current. Perpindahan aliran berikutnya membawa butiran yang lebih kasar dimana butiran tersebut tertransport bersamaan dengan arus turbulensi vertikal, untuk menyesuaikan searah dengan arus dan dapat tertransport secara traksi dan terendapkan di sepanjang dasar aliran. Struktur sedimen yang berkembang terdiri atas: perlapisan sejajar dan perlapisan memotong dalam skala kecil. Karakteristik pada endapan – endapan fasies F6 selanjutnya dapat dilihat lebih detail, yaitu :  Seluruh ketebalan dari lapisan dasar pada umumnya dibatasi oleh batas yang tajam dan terbentuk struktur rippled diatas permukaan lapisan.  Endapan – endapan lag deposit yang berada di dasar aliran.

3. Fine Grained Facies (FGF) Fasies-fasies yang termasuk di dalam Fine Grained Facies adalah F7, F8 dan F9. sedimen dari fasies – fasies tersebut merupakan produk dari low-density, subcritical turbidity current. Arus turbid ini memulai pengendapannya setelah melewati hydraulic jump (lihat sediment F6) atau arus gravity yang telah mentransport fasies F5 dalam arus yang kemudian menghasilkan endapan fasies F7. Tahap akhir dari pengendapan ini adalah meningkatnya kandungan lumpur yang mengendap secara suspensi dan akhirnya dapat menyesuaikan dengan aliran quo static. Endapan – endapan pada fasies F7 dalam sistem arus turbidit pada umumnya memiliki karakteristik sebagai berikut :  Lapisan tipis dari batupasir yang relatif kasar 102

 Lapisan horizontal pada bagian dasar aliran dapat diindikasikan sebagai hasil dari traction carpet, dan di beberapa tempat, endapan–endapan tersebut menunjukkan kecenderungan butiran yang mengkasar keatas. Tapi pada umumnya traction carpet ini akan menunjukkan kecenderungan butiran yang menghalus ke atas yang mengindikasikan arus yang mentransport sedimen tersebut. Endapan – endapan pada fasies F8 merupakan salah satu endapan yang paling ideal dengan tipe endapan pada sikuen Bouma, yang terdiri atas struktur sedimen, dan ukuran butir dari pasir sedang – pasir halus, kecenderungan penghalusan ke atas dapat hadir jika arus yang mentransport dan material yang tertransport dapat memenuhi persyaratannya. Endapan – endapan pada fasies F8 pada umumnya terdiri atas material – material berbutir halus. Endapan – endapan pada fasies F7 dan F8 merupakan hasil dari rekonsentrasi sedimen yang terbentuk setelah loncatan fluida tersebut telah terlewati, yang kemudian diikuti oleh proses sedimentasi sepanjang jalur tipis dari traction carpet (F7) dan suspensi (F8). Endapan – endapan pada fasies F9 terbentuk oleh endapan – endapan berbutir sangat halus dengan struktur laminasi sejajar yang dibatasi oleh batulempung berstruktur masif. Tingkatan fasies F9 dapat didefinisikan sebagai turbidite beds dimana diendapkan oleh proses selesainya traction carpet yang berhubungan dengan fase sebelumnya dalam sistem low density turbidity current. Fasies F9 kemudian dapat dibagi kedalam 2 sub fasies yaitu :  Fasies 9a, yang sangat berkaitan dengan classical turbidite pada sikuen Bouma.  Fasies 9b, walaupun memiliki karakteristik yang hampir sama dengan fasies 9a namun pada dasarnya memiliki tingkat perbandingan “sand-shale ratio” yang lebih besar, memiliki ukuran butir yang lebih kasar dibandingkan dengan butiran pada fasies 9a, memiliki tingkat keseragaman butir yang lebih buruk

103

Gambar 4.8. Fasies Turbidit dan proses – proses yang terkait (dikuti dari Mutti, 1992).

4.1.5.

Element Arsitektural Kipas Bawah Laut Definisi elemen arsitektural adalah sebuah bagian morfologi dari dari sistem

pengendapan tertentu yang dicirikan oleh kumpulan fasies, geometri fasies dan sistem pengendapan tertentu (Walker, 1992). Sedangkan menurut Allen (1983) asosiasi fasies dengan skala yang besar merupakan terminasi dari suatu elemen aristektural, karena hal tersebut menyiratkan bahwa asosiasi fasies tersebut adalah blok dari berbagai sistem pengendapan (Walker, 1992). Tetapi pada dasarnya Konsep suatu elemen aristektural menenkankan pada geometri tiga dimensi dari asosiasi fasies (Walker, 1992). Hal ini juga diterapkan pada suatu sistem turbidit yang dapat dibagi menjadi beberapa elemen aristektural yang berbeda yang di dasarkan pada asosiasi tertentu didalamnya (Gambar 4.9). Walker (1992) membagi suatu sitem turbidit menjadi beberapa elemen arsitektural dasar kedalam : 1.

Large Feeder Channels/ Chanel Utama Pada suatu sistem turbidit elemen ini umumnya dicirkan oleh tipe endapan

yang didominasi oleh endapan pasir yang lebih dominan dan kehadiran material lempung sangat sedikit hal ini dikarenakan pada bagian ini kekuatan arus masih sangat besar, endapan 104

mass flow yang memiliki ukuran butir yang sangat kasar hingga bongkah umum dijumpai dan berasosiasi dengan endapan-endapan dari batupasir massif, konglomerat, pasir kerikilan hingga slump baik dari hasil longsoran pada upper fan slope maupun channel margin slum dan scouring dalam skala besar masih umum dijumpai. Geometri fasies ini umumnya berbentuk melensa, tebal pada bagian tengah channel dengan ketebalan rata > 500m dan menipis pada bagian pinggir chanel tersebut (Gambar 4.9). Dari hasil analisa singkapan tidak pernah ditemui kedalaman suatu chanel lebih dari 500 m, tapi beberapa dapat diketahui dari data bawah permukaan, seperti pada cekoslovakia canyon yang memiliki lebar hingga ±10 km dan dalam 800-1060 m (Picha, 1979 dalam Walker, 1995), Eosen Yoakum canyon di texas lebar ±15 km dan dalam ±1067 m (Dingus dan Galloway, 1990 dalam Walker 1995) dan masih banyak lagi.

2.

Channel-Levee System Bentukan morfologi ini umumnya terbentuk pada bagian bawah dari upper fan

hingga mid fan (hampir keseluruhan bagian) pada suatu sistem kipas bawah laut (Walker, 1995). Pada bagian depan atau akhir dari sebuah feeder channel di suatu sistem kipas bawah laut akan terbentuk suatu komplek dari sedimen mass flow baik berupa endpan turbidit/ debris flow. Endapan-endapan tersebut akan berasosiasi dan membentuk suatu morfologi tersendiri yang khas yaitu bentukan channel-levee system. Material-material sedimen yang tertransport melalui suatu submarine fan canyon akan terlepas dan melepaskan energinya sesaat ketika keluar dari submarine fan canyon tersebut. Penambahan fluida pada material tersebut akan mempengaruhi pola sebaran dari material yang terdapat di dalam aliran itu, tetapi pada bagian tengah/ inti dari aliran tersebut masih terisi oleh fraksi-fraksi material kasar dan masih mempunyai kekuatan mengerosi yang cukup besar untuk mengerosi bagian dasar yang dilaluinya sehingga akan terjadi scouring dan proses pen-channel-an yang cukup dalam dan membentuk suatu sistem channel. Sedangkan material/ fraksi-fraksi halus pada bagian luar dari arus tersebut yang tersuspensi karena penambahan fluida tadi akan terendapkan pada bagian tepi dan membentuk sheet-sheet yang membangun suatu sistem levee atau tanggul dari channel tersebut (Gambar 4.9). Sehingga dalam satu mekanisme peluncuran/ pelepasan material sedimen yang tertransport dari feeder channel akan membentuk suatu sistem channel dan levee secara bersamaan. Tipe endapan yang dihasilkan pada bagain tengah suatu channel tadi akan memberikan karakteristik khusus, umumnya material pengisi bagian ini berupa endapanendapan mass flow dengan ukuran butir relativ kasar dengan struktur yang bersifat massif, 105

terkadang perlapisan bersusun. Menurut Walker asosiasi fasies yang sering dijumpai adalah conglomerate, debris flow, massive sandstone, hingga channel margin slump yang mengisi bagian tengah dari channel ini. Geometri endapan channel ini biasanya memanjang dan menipis pada bagian tepinya. Menurut Walker data singkapan yang terbatas hanya dapat menunjukan ketebalan dari endapan pengisi channel ±40 m, dan sebarannya ±60-530 m. Karena hal tersebut maka untuk merekontruksi sistem ini berdasarkan data singkapan sangat sulit untuk dilakukan (Walker, 1995). Tetapi berdasarkan data bawah permukaan yang diambil dari Eosen Frigg Fan (North sea; McGovney and Radovich, 1985 dalam Walker, 1995) data-data bawah permukaan berupa seismik, core dan data log menginterpretasikan lebar dari batupasir yang mengisi channel 4-5 km, panjang 10-20 km dan ketebalan yang mengisi bagian tengah channel 20-200m. 3.

Sheet Like Turbidites/ Lobe

106

Sheet/ layer yang terbentuk oleh hasil dari suatu mekanisme turbidit (low density turbidite) pada daerah lower fan hingga basin plain akan membentuk suatu kenampakan morfologi berupa kipas dimana pada bagian pinggirnya akan menipis dan berubah fasies menjadi lempung pelagic. Pada beberapa kasus suatu sheet atau individual layer dapat menerus hingga beberapa kilometer hingga puluh kilometer, menyiratkan bagian halus pada suatu basin plain (Enos, 1969; Hesse, 1974; Ricci dan Valmori, 1980 dalam Walker 1995). Endapan-endapan hasil dari high density dan low density (lebih dominan) turbidity currents umum ditemukan dan mendominasi pada bagian sheet atau lobe-lobe pada daerah

lower

fan,

menurut

Walker

sequence

Bouma

sering

ditemukan

dan

mengklasifikasikan nya kedalam fasies classical turbidite dengan perubahan ukuran butir mengkasar dan menebal keatas. Contoh yang cukup baik mengenai geometri dari suatu sheet/ lobe terdapat pada Formasi Forbes yang berumur Kapur pada daerah California dimana terdapat penumpukan dari endapan lobe yang bersifat pasiran dengan perselingan dengan

lempung dengan ketebalan ±1000 m. Suatu individual dari sebuah lobe dapat mencapai ketebalan 60 m dan diameter mencapai 10 km pada lapangan gas Grimes.

Gambar 4.9. Diagram blok pembagian dan perkembangan elemen arsitektural pada suatu system kipas bawah laut yang diawali oleh pembentukan sheet turbidite lalu channel-levee system dan bagian paling atas oleh feeder channel (dikutip dari Walker, 1995).

4.2

Analisa Fasies Turbidit

107

Pada umumnya melakukan analisa turbidit sama dengan mengenali karakteristik dari endapan turbidit itu sendiri, yang dilihat berdasarkan sifat fisik, kimia, dan biologi untuk mengetahui serta mengenali dan membedakan endapan turbidit dengan endapan – endapan lainnya dapat dilakukan analisa dan pendekatan dengan : 1.

Melakukan analisa profil agar mengetahui sifat fisik dan kimia pada endapan

2.

Mengacu kepada urutan – urutan sikuen Bouma yang merupakan penciri

tersebut.

endapan turbidit yang dapat langsung terlihat dengan sangat jelas di lapangan. 3.

Melakukan analisa mikrofosil seperti bentos untuk mengetahui zona batimetri

dari endapan tersebut, karena hampir semua endapan turbidit dapat dikatakan sebagai endapan yang terbentuk pada Submarine Fan. Sehingga dalam menentukan suatu fasies turbidit dapat dilakukan berdasarkan beberapa parameter, antara lain parameter fisik, kimia, dan biologi. Metode untuk menentukan seluruh parameter tersebut adalah dengan melakukan analisis profil detail pada beberapa lintasan pengamatan pada Satuan Batupasir Semilir yang mewakili keadaan fenomena geologi daerah penelitian, penulis menggunakan beberapa acuan dalam melakukan interpretasi fasies turbidit yakni Bouma (1962), Walker (1978), dan Mutti (1992). Dengan mengacu pada beberapa peneliti terdahulu, mengenai model dan pembagian fasies turbidit, maka penulis membuat 3 lintasan profil utama serta 1 lintasan terukur (measuring section) sebagai gambaran stratigrafi pada daerah penelitian (lampiran 5,6,7 dan measuring section).

4.2.1 Hasil analisa Fasies Turbidit Satuan Batupasir Sambipitu. Dalam Satuan Batupasir Sambipitu ini penulis membuat beberapa profil stratigrafi terukur untuk mengetahui fasies serta penyebarannya sehingga akan dapat diketahui bagaimana hubungan stratigrafi pada daerah penelitian ini, terdapat tiga profil stratigrafi terukur pada Satuan Batupasir Sambipitu dan sesuai dengan hukum superposisi dapat dijelaskan secara urut dari lapisan yang paling tua hingga lapisan yang paling muda yaitu profil stratigrafi terukur lintasan Nglegi, lintasan Sendowo Lor, lintasan Seropan, dan lintasan Ngalang ( measuring section ).Untuk penjelasan lebih lanjut mengenai karakter dari masing – masing lintasan pada tiap daerah tersebut dapat diketahui melalui penjelasan sebagai berikut : 108

4.2.1.1

Profil Lintasan Nglegi

Lokasi Lintasan profil pada lokasi ini terbagi menjadi 3 lokasi pengamatan yaitu Lp 12, Lp 13, dan Lp 52 yang terletak didaerah Nglegi yang berada pada bagian barat pada daerah penelitian, dengan koordinat (Lp 12) X: 452162, Y: 9129738, (Lp 13) X: 452721, Y: 9129554, dan X: 451480, Y: 9130185. Litologi Lintasan profil ini, berada pada Satuan Batupasir vulkanik Formasi Sambipitu dengan tebal total 2,915 m dengan litologi penyusunnya berupa perlapisan batupasir vulkanik dengan sisipan berupa batulempung dengan beberapa kenampakan struktur sedimen adalah perlapisan, laminasi, gradded bedding, dan ripple dengan penjelasan lapisan sebagai berikut (lampiran 4) : 1 ). Lokasi Pengamatan 52 Pada lapisan pertama didapatkan batupasir vulkanik dengan jenis klastik berwarna coklat, laminasi, ukuran butir pasir sedang (1/4 mm), membundar tanggung, terpilah buruk, dengan kemas terbuka, memiliki fragmen berupa kuarsa, plagioklas, dan hornblende, matriks berupa lempung, dengan semen silika. Pada lapisan kedua didapatkan lempung dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir lempung (<1/256 mm), dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan sejajar. Pada lapisan ketiga didapatkan batupasir vulkanik dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir pasir kasar – pasir sedang (1/2 – 1/4 mm), membundar tanggung, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa kuarsa, plagioklas, dan hornblende, matriks berupa lempung, dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan bersusun (graded bedding). Pada lapisan keempat didapatkan batupasir vulkanik dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir pasir sedang (1/4 mm), membundar, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa kuarsa, dan hornblende, matriks berupa lempung, dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan sejajar. Keempat lapisan ini lebih didominasi oleh penipisan ke arah atas walaupun ada lapisan yang menujukkan penebalan ke arah atas, dengan total ketebalan (0,385 m) 2 ). Lokasi Pengamatan 13 109

Pada lapisan pertama didapatkan batupasir vulkanik dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir pasir kasar (1/2 mm), membundar, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa kuarsa, dan hornblende, matriks berupa lempung, dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan sejajar. Pada lapisan kedua didapatkan batupasir sedang dengan jenis klastik berwarna abu – abu, ukuran sedang (1/4 mm), fragmen kuarsa dan hornblende,dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa ripple. Pada lapisan ketiga didapatkan batupasir vulkanik dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir sangat halus (1/16 mm), membundar tanggung, terpilah buruk, kemas tertutup, memiliki fragmen kuarsa, hornblende, matriks berupa lempung, dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa laminasi. Pada lapisan keempat didapatkan lempung dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir lempung (<1/256 mm), dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan sejajar. Pada lapisan kelima didapatkan batupasir sedang dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran sedang (1/4 mm), fragmen kuarsa dan hornblende,dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa laminasi. Pada lapisan keenam didapatkan lempung dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir lempung (<1/256 mm), dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan sejajar. Pada lapisan ketujuh didapatkan batupasir vulkanik dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir pasir sangat kasar – kasar (1 – 1/2 mm), membundar tanggung, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa kuarsa, plagioklas, dan hornblende, matriks berupa lempung, dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan bersusun (graded bedding). Pada lapisan kedelapan didapatkan batupasir kasar dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran kasar (1/2 mm), fragmen kuarsa dan hornblende,dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan sejajar. Pada lapisan kesembilan didapatkan batupasir sedang dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran sedang (1/4 mm), fragmen kuarsa dan hornblende,dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa ripple. Pada lapisan kesepuluh didapatkan batupasir dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran halus (1/8 mm), fragmen kuarsa dan hornblende,dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa laminasi. 110

Pada lapisan kesebelas didapatkan lempung dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir lempung (<1/256 mm), dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan sejajar. Kesebelas lapisan ini lebih didominasi oleh penipisan ke arah atas walaupun ada lapisan yang menunjukkan penebalan ke arah atas, dengan total ketebalan (0,835 m) 3 ). Lokasi Pengamatan 12 Pada lapisan pertama didapatkan batupasir vulkanik dengan jenis klastik berwarna hitam, ukuran butir pasir sangat kerakal – sangat kasar (128 – 1 mm), menyudut – membundar tanggung, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa koral dan andesit, matriks berupa pasir sangat kasar, dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan bersusun (graded bedding). Pada lapisan kedua didapatkan batupasir kasar dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran kasar (1/2 mm), fragmen kuarsa dan hornblende,dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa masif ( 0,55 m ). Pada lapisan ketiga didapatkan batupasir sedang dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran sedang (1/4 mm), fragmen kuarsa dan hornblende,dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa masif ( 0,52 m ). Ketiga lapisan ini lebih didominasi oleh penipisan ke arah atas dengan total ketebalan (1,695 m) Interpretasi Fasies Interpretasi fasies pada lintasan ini dilakukan berdasarkan dari 3 acuan peneliti terdahulu yaitu menurut Bouma (1962), Mutti (1992), dan Walker (1978). 

Berdasarkan pada konsep Bouma (1962). Pada lintasan Lp 52 dan Lp 13 terlihat adanya kenampakan struktur sedimen

yang mencirikan adanya pengaruh arus turbidit sesuai dengan konsep sikuen Bouma yaitu adanya perlapisan bersusun batupasir dengan struktur sedimen graded bedding (T-a), batupasir sedang dengan struktur perlapisan sejajar (T-b) yang menandakan terjadinya rezim aliran atas, batupasir sangat halus dengan struktur ripple (T-c), Batupasir dengan struktur sedimen laminasi (T-d), dan batulempung dengan struktur laminasi (T-e) sebagai interval terakhir atau paling atas di dalam sikuen Bouma. Struktur sedimen yang terbentuk pada lintasan ini cukup kuat untuk membuktikan bahwa litologi pada daerah ini diendapakan melalui arus turbidit jika dilihat

111

dan dianalisa menggunakan konsep Bouma karena semua interval pada sikuen Bouma ditemukan pada lintasan ini. Sedangkan pada lintasan Lp 12 tidak termasuk dalam sikuen bouma karena tidak ditemukan interval T-a hingga T-e pada masing – masing lapisan. 

Berdasarkan pada konsep Mutti (1992). Lintasan Lp 52 dan Lp 13 termasuk kedalam Fine Grain fasies (FGF) yaitu

masuk ke dalam fasies F9a yang didominsi oleh endapan berukuran pasir halus – lempung yang didukung dengan munculnya sikuen bouma lengkap dan berasosiasi dengan fasies clasical turbidit yang merupakan produk dari low density turbidity current, kemudian terjadi perubahan fasies pada Lp 12 karena Lp ini termasuk dalam fasies F6, dimana endapan – endapan pada fasies ini memiliki tingkat keseragaman butir yang relatif baik dan di bagian bawahnya membentuk butiran dengan kecenderungan menghalus ke atas. Sedimen – sedimen pada fasies F6 ini adalah produk dari loncatan fluida yang merubah supercritical high density turbidity current menjadi sub critical high density turbidity current. 

Berdasarkan pada konsep Walker (1978) Pada profil lintasan Nglegi Lp 52 dan Lp 13 memperlihatkan adanya

kenampakan struktur sedimen penciri adanya gejala turbidit yaitu interval Bouma yang lengkap (Ta – Te) yang mwnunjukkan bahwa lintasan ini masuk kedalam fasies classical turbidite (CT), selain hadirnya CT yang memperlihatkan lapisan yang menebal keatas, lalu pada Lp 12 dilihat dari lapisan batupasir yang cukup tebal dan dari corak susunan lapisan yang menunjukkan penipisan ke atas dapat di simpulkan bahwa lintasan profil pada Lp ini masuk ke dalam fasies Masive Sandstone (MS). Dari keseluruhan hasil analisa diatas, maka penulis dapat menginterpretasikan bahwa lintasan Nglegi ini diendapkan pada suatu komplek kipas bawah, pada bagian smooth to cannelled portion of suprafan lobes on mid fan (Walker, 1978). Dapat terlihat bahwa pada lintasan ini batupasir yang diendapakn merupakan batupasir yang berasal atau bersumber dari aktifitas vulkanik yang dikuatkan dengan ditemukannya material – material vulkanik seperti kuarsa, hornblende, dan mineral lainnya yang bersumber dari aktifitas vulkanik, namun pada saat terendapkan batupasir ini mendapat pengaruh dari mineral dan material sedimen yang berasal dari laut dengan kedalaman neritik sehingga memiliki komposisi koral, hal ini dapat terjadi dengan dua kemungkinan yaitu berasal dari sedimen karbonat yang lebih tua atau pada saat terendapkan terjadi kenaikan 112

muka air laut atau transgresi sehingga mineral – mineral yang berasal dari laut dengan kedalaman neritik tersebut dapat mempengaruhi komposisi batuan pada lintasan ini.

Gambar 4.10. Menunjukkan beberapa struktur dan litologi pada lintasan Nglegi

4.2.1.2

Profil Lintasan Sendowo Lor

Lokasi Lintasan profil pada lokasi ini terbagi menjadi 3 lokasi pengamatan yaitu Lp 38, Lp 41, dan Lp 42 yang terletak didaerah Sendowo Lor yang berada pada bagian tengah pada daerah penelitian, dengan koordinat (Lp 38) X: 454045, Y: 9129031, (Lp 41) X: 454974, Y: 9128760, dan X: 455398, Y: 9129236. Litologi Lintasan profil ini, berada pada Satuan Batupasir vulkanik Formasi Sambipitu dengan tebal total 2,837 m dengan litologi penyusunnya berupa perlapisan batupasir vulkanik dengan sisipan berupa batulempung dengan beberapa kenampakan struktur sedimen adalah perlapisan, laminasi, gradded bedding, dan convolute dengan penjelasan lapisan sebagai berikut (lampiran 5) : 1.)

Lokasi Pengamatan 43 113

Pada lapisan pertama didapatkan batupasir vulkanik dengan jenis klastik berwarna hitam, ukuran butir pasir sangat kerakal – kasar (128 – 1/2 mm), menyudut – membundar tanggung, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa andesit, matriks berupa pasir kasar, dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan bersusun (graded bedding). Pada lapisan kedua didapatkan batupasir vulkanik dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran kasar (1/2 mm), fragmen kuarsa dan hornblende,matriks pasir sedang dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan sejajar. Pada lintasan ini memiliki memiliki corak yaitu penipisan ke arah atas. 2.)

Lokasi Pengamatan 42 Pada lapisan pertama didapatkan batupasir vulkanik dengan jenis klastik

berwarna coklat, ukuran butir pasir sangat kasar – kasar (1 – 1/2 mm), menyudut – membundar tanggung, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa andesit, matriks berupa pasir kasar, dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan bersusun (graded bedding). Pada lapisan kedua didapatkan batupasir vulkanik dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran kasar (1/2 mm), fragmen kuarsa, plagioklas dan hornblende, matrik pasir sedang, dan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan sejajar. Pada lapisan ketiga didapatkan batupasir sedang dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran sedang (1/4 mm), fragmen kuarsa dan hornblende,dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan sejajar. Pada lapisan keempat didapatkan batupasir dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran halus (1/8 mm), fragmen kuarsa dan hornblende,dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa laminasi. 3.)

Lokasi Pengamatan 38 Pada lapisan pertama didapatkan batupasir sedang dengan jenis klastik

berwarna coklat, ukuran sedang (1/4 mm), fragmen kuarsa dan plagioklas, dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan sejajar. Pada lapisan kedua didapatkan batupasir dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran halus (1/8 mm), fragmen kuarsa dan hornblende,dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa laminasi. Pada lapisan ketiga didapatkan lempung dengan jenis klastik berwarna hitam, ukuran butir lempung ( 1/256 mm), dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan sejajar. 114

Pada lapisan keempat didapatkan batupasir vulkanik dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir kerikil - sangat kasar (2 – 1 mm), menyudut – membundar tanggung, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa andesit, matriks berupa pasir kasar, dengan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan bersusun (graded bedding). Pada lapisan kelima didapatkan batupasir sedang dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran sedang (1/4 mm), fragmen kuarsa dan plagioklas, matrik mineral lempung, dan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan sejajar. Pada lapisan keenam didapatkan batupasir dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran halus (1/8 mm), fragmen kuarsa dan plagioklas,matrik mineral lempung semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa convolute. Pada lapisan ketujuh didapatkan batupasir dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran sangat halus (1/16 mm), fragmen kuarsa dan plagioklas,matrik mineral lempung semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa laminasi. Pada lapisan kedelapan didapatkan lempung dengan jenis klastik berwarna putih, ukuran butir lempung ( 1/256 mm), dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan sejajar. Sedangkan pada lapisan kesembilan didapatkan batupasir vulkanik dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran kasar (1/2 mm), fragmen kuarsa, dan plagioklas, matrik pasir sedang, dan semen silika, dan memiliki struktur sedimen berupa perlapisan sejajar. Interpretasi Fasies Interpretasi fasies pada lintasan ini dilakukan berdasarkan dari 3 acuan peneliti terdahulu yaitu menurut Bouma (1962), Mutti (1992), dan Walker (1978). 

Berdasarkan pada konsep Bouma (1962). Pada lintasan ini terlihat adanya kenampakan struktur sedimen yang

mencirikan adanya pengaruh arus turbidit sesuai dengan konsep sikuen Bouma yaitu adanya perlapisan bersusun batupasir dengan struktur sedimen graded bedding (T-a), batupasir sedang dengan struktur perlapisan (T-b) yang menandakan terjadinya rezim aliran atas, pasir halus dengan struktur convolute (T-c), Batupasir dengan struktur sedimen laminasi (T-d), dan lempung dengan struktur perlapisan sejajar (T-e) sebagai interval terakhir atau interval paling atas di dalam sikuen Bouma Lp 38. Sedangkan pada Lp 42 dan Lp 43 walaupun tidak didapatkan interval bouma lengkap, tapi dapat dinterpretasikan sebagai fasies Classical Turbidite (CT). Hal ini bisa saja terjadi dikarenakan sistem pengendapan yang saling 115

menyilang antar sikuen sehingga kemungkinan hilangnya interval dalam satu paket lengkap sikuen Bouma terjadi. Struktur sedimen yang terbentuk pada lintasan ini cukup kuat untuk membuktikan bahwa litologi pada lintasan ini diendapakan dengan arus turbidit jika dilihat dan dianalisa menggunakan konsep Bouma karena semua interval pada sikuen Bouma ditemukan pada lintasan 38 ini. 

Berdasarkan pada konsep Mutti (1992). Lintasan Sendowo Lor termasuk kedalam Fine Grain fasies (FGF) yaitu

masuk ke dalam fasies F9a yang didominsi oleh endapan berukuran pasir halus – lempung yang didukung dengan munculnya sikuen bouma lengkap dan berasosiasi dengan fasies clasical turbidite, walaupun didapatkan lapisan yang memiliki ukuran butir pasir kasar merupakan salah satu penciri dari Fine Grain Facies (FGF ) yang merupakan produk dari low density turbidity current (LDTC). 

Berdasarkan pada konsep Walker (1978) Pada profil lintasan Sendowo Lor pada Lp 38, Lp 42, dan LP 43 ini

memperlihatkan adanya kenampakan struktur sedimen penciri adanya gejala turbidit yaitu interval

Bouma yang lengkap (Ta – Te) yang menunjukkan bahwa lintasan ini masuk

kedalam fasies classical turbidite (CT), selain itu sebagai penciri lainnya adalah corak penebalan ke arah atas yang merupakan salah satu ciri – ciri fasies Classical Turbidite. Dari keseluruhan hasil analisa diatas, maka penulis dapat menginterpretasikan bahwa lintasan Sendowo Lor ini diendapkan pada suatu komplek kipas bawah, pada bagian smooth portion of suprafan lobes on mid fan (Walker, 1978). Dapat terlihat bahwa pada lintasan ini batupasir yang diendapkan merupakan batupasir yang berasal atau bersumber dari aktifitas vulkanik yang dikuatkan dengan ditemukannya material – material vulkanik seperti kuarsa, hornblende, dan mineral lainnya yang bersumber dari aktifitas vulkanik.

116

Gambar 4.11. Menunjukkan beberapa struktur dan litologi pada lintasan Sendowo Lor.

4.2.1.3

Profil Lintasan Seropan

Lokasi Lintasan profil pada lokasi ini terbagi menjadi 3 lokasi pengamatan yaitu Lp 31, Lp 27 dan Lp 26 yang terletak didaerah Seropan yang berada pada bagian timur - selatan pada daerah penelitian, dengan koordinat X: 455680, Y: 9127898, X: 455296, Y: 9127919, dan X: 454819, Y: 9128385 Litologi Lintasan profil ini, berada pada Satuan Batupasir Formasi Sambipitu dengan tebal total 4,521 m dengan litologi penyusunnya berupa perlapisan batupasir gampingan dengan sisipan berupa batulempung dengan beberapa kenampakan struktur sedimen adalah perlapisan, laminasi, gradded bedding, convolute, dan slump pada litologi batugamping (Lp 31),(lampiran 6) : 1 ). Lokasi Pengamatan 31 Pada lapisan atas batupasir Sambipitu ini terdapat kontak dengan litologi batugamping Oyo yang berwarna putih,struktur sedimen slump ,memiliki ukuran butir arenit ( pasir sedang 1/4 mm),butiran membundar tanggung,terpilah buruk dengan kemas tertutup serta memiliki komposisi berupa Alochem: pecahan cangkang, Mikrit :lumpur karbonat, Sparit: kalsit. 117

Pada lapisan kedua didapatkan batugamping berwarna putih, struktur sedimen perlapisan sejajar, memiliki ukuran butir arenit ( pasir halus 1/8 mm), butiran membundar, terpilah buruk dengan kemas terbuka serta memiliki komposisi berupa Alochem: pecahan cangkang, Mikrit :lumpur karbonat, Sparit: kalsit. Pada lapisan ketiga didapatkan batugamping berwarna putih, struktur sedimen perlapisan sejajar, memiliki ukuran butir arenit ( pasir sedang 1/4 mm), butiran membundar tanggung, terpilah buruk dengan kemas tertutup serta memiliki komposisi berupa Alochem: pecahan cangkang, Mikrit :lumpur karbonat, Sparit: kalsit. Pada lapisan keempat didapatkan batugamping berwarna putih, struktur sedimen perlapisan sejajar, memiliki ukuran butir arenit ( pasir halus 1/8 mm), butiran membundar tanggung, terpilah baik dengan kemas tertutup serta memiliki komposisi berupa Alochem: pecahan cangkang, Mikrit :lumpur karbonat, Sparit: kalsit. Pada lapisan kelima didapatkan batugamping berwarna putih, struktur sedimen bioturbasi, memiliki ukuran butir arenit ( pasir sedang 1/4 mm), butiran membundar, terpilah baik dengan kemas tertutup serta memiliki komposisi berupa Alochem: pecahan fosil, Mikrit :lumpur karbonat, Sparit: kalsit. Pada lapisan keenam didapatkan batugamping berwarna putih, struktur sedimen bioturbasi, memiliki ukuran butir arenit ( pasir halus 1/8 mm), butiran membundar, terpilah baik dengan kemas tertutup serta memiliki komposisi berupa Alochem: pecahan cangkang, Mikrit :lumpur karbonat, Sparit: kalsit. Pada lapisan ketujuh didapatkan batugamping berwarna putih, struktur sedimen flute cast, memiliki ukuran butir arenit ( pasir kasar 1/2 mm), butiran membundar, terpilah baik dengan kemas tertutup serta memiliki komposisi berupa Alochem: pecahan cangkang, Mikrit :lumpur karbonat, Sparit: kalsit. Dari keempat lapisan ini menunjukkan corak perselingan antara kalkarenit sedang – halus, dan memiliki total ketebalan 2,128 m. 2 ). Lokasi Pengamatan 27 Pada lapisan pertama didapatkan batupasir gampingan dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir pasir sangat kasar - kasar (1 – 1/2 mm), menyudut, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa hornblende dan kuarsa, matriks berupa pasir halus, dengan semen karbonat, dan memiliki struktur sedimen berupa graded bedding. Pada lapisan kedua didapatkan batupasir gampingan dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir pasir kasar (1/2 mm), menyudut, terpilah buruk, kemas terbuka, 118

memiliki fragmen berupa plagioklas dan kuarsa, matriks berupa pasir halus, dengan semen karbonat, dan memiliki struktur sedimen perlapisan sejajar. Pada lapisan ketiga didapatkan batupasir gampingan dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir pasir sedang (1/4 mm), membundar tanggung, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa plagioklas dan kuarsa, matriks berupa pasir halus, dengan semen karbonat, dan memiliki struktur sedimen convolute. Pada lapisan keempat didapatkan batupasir gampingan dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir pasir halus (1/8 mm), membundar, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa hornblende, plagioklas, dan kuarsa, matriks berupa lempung, dengan semen karbonat, dan memiliki struktur sedimen laminasi. Dari keseluruhan lapisan yang ada menunjukkan corak penipisan ke arah atas. Dengan total ketebalan 0,725 m. 3.)

Lokasi Pengamatan 26 Pada lapisan pertama didapatkan batupasir gampingan dengan jenis klastik

berwarna coklat, ukuran butir pasir halus (1/4 mm), membundar tanggung, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa hornblende dan kuarsa, matriks berupa mineral lempung, dengan semen karbonat, dan memiliki struktur sedimen perlapisan sejajar. Pada lapisan kedua didapatkan batupasir gampingan dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir pasir sangat halus (1/8 mm), membundar tanggung, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa plagioklas, dan kuarsa, matriks berupa lempung, dengan semen karbonat, dan memiliki struktur sedimen laminasi. Pada lapisan ketiga didapatkan lempung dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir lempung ( <1/256 mm), dan memiliki struktur sedimen berupa pelapisan sejajar. Pada lapisan keempat didapatkan batupasir gampingan dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir pasir sangat sedang - halus (1/4 – 1/8 mm), menyudut, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa kuarsa dan plagioklas, matriks berupa mineral lempung, dengan semen karbonat, dan memiliki struktur sedimen berupa graded bedding. Pada lapisan kelima didapatkan batupasir gampingan dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir pasir halus (1/8 mm), membundar tanggung, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa kuarsa dan plagioklas, matriks berupa pasir sangat halus, dengan semen karbonat, dan memiliki struktur sedimen perlapisan sejajar.

119

Pada lapisan keenam didapatkan batupasir gampingan dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir pasir sedang (1/4 mm), membundar tanggung, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa kuarsa dan hornblende, matriks berupa pasir halus, dengan semen karbonat, dan memiliki struktur sedimen perlapisan sejajar. Pada lapisan ketujuh didapatkan batupasir gampingan dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir pasir halus (1/8 mm), membundar tanggung, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa kuarsa dan plagioklas, matriks berupa pasir mineral lempung, dengan semen karbonat, dan memiliki struktur sedimen ripple. Pada lapisan kedelapan didapatkan batupasir gampingan dengan jenis klastik berwarna hitam, ukuran butir pasir sangat halus (1/16 mm), membundar tanggung, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa kuarsa dan plagioklas, matriks berupa pasir mineral lempung, dengan semen karbonat, dan memiliki struktur laminasi. Pada lapisan kesembilan didapatkan lempung dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir lempung ( <1/256 mm), dan memiliki struktur sedimen berupa pelapisan sejajar. Pada lapisan kesepuluh didapatkan batupasir gampingan dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir pasir sangat kasar - sedang (1/2 – 1/4 mm), menyudut, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa kuarsa dan hornblende, matriks berupa pasir halus, dengan semen karbonat, dan memiliki struktur sedimen berupa graded bedding. Pada lapisan kesebelas didapatkan batupasir gampingan dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir pasir sedang (1/4 mm), membundar tanggung, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa kuarsa dan plagioklas, matriks berupa pasir halus, dengan semen karbonat, dan memiliki struktur sedimen perlapisan sejajar. Pada lapisan keduabelas didapatkan batupasir gampingan dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir pasir halus (1/8 mm), membundar tanggung, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa kuarsa dan plagioklas, matriks berupa mineral lempung, dengan semen karbonat, dan memiliki struktur sedimen cross bedding. Pada lapisan ketigabelas didapatkan batupasir gampingan dengan jenis klastik berwarna coklat, ukuran butir pasir sangat halus (1/16 mm), membundar, terpilah buruk, kemas terbuka, memiliki fragmen berupa kuarsa, matriks berupa mineral lempung, dengan semen karbonat, dan memiliki struktur sedimen laminasi. Dari keseluruhan lapisan yang ada, secara garis besar menunjukkan corak penebalan ke arah atas. Walaupun pada tiap paket sikuen memiliki corak penipisan ke arah atas, lapisan 120

– lapisan ini memiliki corak umum menebal ke atas (thick up) dengan total ketebalan 1,668 m. Interpretasi Fasies Interpretasi fasies pada lintasan ini dilakukan berdasarkan dari 3 acuan peneliti terdahulu yaitu menurut Bouma (1962), Mutti (1992), dan Walker (1978). 

Berdasarkan pada konsep Bouma (1962). Pada lintasan ini terlihat adanya kenampakan struktur sedimen yang

mencirikan adanya pengaruh arus turbidit sesuai dengan konsep sikuen Bouma yaitu adanya perlapisan bersusun batupasir dengan struktur sedimen graded bedding (T-a), batupasir sedang dengan struktur perlapisan (T-b) yang menandakan terjadinya rezim aliran atas, pasir halus dengan struktur convolute, ripple, cross bedding (T-c), Batupasir dengan struktur sedimen laminasi (T-d), dan lempung dengan struktur perlapisan sejajar (T-e) sebagai interval terakhir atau interval paling atas di dalam sikuen Bouma Lp 26 dan Lp 27. Sedangkan pada Lp 31 tidak didapatkan interval bouma, sehingga pada Lp 31 ini tidak dapat dimasukkan ke dalam model fasies Classical Turbidite ( CT ). Struktur sedimen yang terbentuk pada lintasan ini cukup kuat untuk membuktikan bahwa litologi pada lintasan ini diendapkan dengan arus turbidit jika dilihat dan dianalisa menggunakan konsep Bouma karena semua interval pada sikuen Bouma ditemukan pada lintasan Lp 26 dan 27 ini. 

Berdasarkan pada konsep Mutti (1992). Lintasan Seropan termasuk kedalam Fine Grain fasies (FGF) yaitu masuk ke

dalam fasies F9a yang didominasi oleh endapan berukuran pasir halus – lempung yang didukung dengan munculnya sikuen bouma lengkap dan berasosiasi dengan fasies clasical turbidite, walaupun didapatkan lapisan yang memiliki ukuran butir pasir kasar merupakan salah satu penciri dari Fine Grain Facies (FGF ) yang merupakan produk dari low density turbidity current (LDTC). 

Berdasarkan pada konsep Walker (1978) Pada profil lintasan Seropan pada Lp 26, Lp 27 ini memperlihatkan adanya

kenampakan struktur sedimen penciri adanya gejala turbidit yaitu interval Bouma yang lengkap (Ta – Te) yang menunjukkan bahwa lintasan ini masuk kedalam fasies classical

121

turbidite (CT), selain itu sebagai penciri lainnya adalah corak penebalan ke arah atas yang merupakan salah satu ciri – ciri fasies Classical Turbidite. Sedangkan pada LP 31 menunjukkan perselingan kalkarenit ( sedang – halus ), disertai struktur slump dan adanya struktur sedimen bioturbasi penciri endapan shelf. Sehingga pada lapisan ini dapat dimasukkan ke dalam fasies Slump (SL) dan Massive Sandstone (MS). Dari keseluruhan hasil analisa diatas, maka penulis dapat menginterpretasikan bahwa lintasan Seropan ini diendapkan pada suatu komplek kipas bawah – komplek kipas atas, pada bagian smooth to channelled of suprafan lobes on mid fan, channelled portion of suprafan lobes on mid fan, dan upper fan channel fill (Walker, 1978). Dapat terlihat bahwa pada lintasan ini batupasir yang diendapkan merupakan batupasir yang berasal atau bersumber dari aktifitas vulkanik yang dikuatkan dengan ditemukannya material – material vulkanik seperti kuarsa, hornblende, dan mineral lainnya yang bersumber dari aktifitas vulkanik dan semen yang berasal dari percampuran endapan sedimen karbonat, sehingga pada batupasir tersebut didapatkan batupasir gampingan. Sedangkan pada batugamping ini merupakan hasil dari endapan klastik pada daerah shelf dimana aktifitas terumbu sudah banyak. Hal ini dikarenakan adanya kenaikan muka air laut secara berangsur pada batugamping, ditunjukkan dari adanya struktur slump pada lapisan paling tua dan berangsur menjadi perlapisan sejajar.

122

Gambar 4.12. Menunjukkan beberapa struktur dan litologi pada lintasan Seropan.

4.2.1.4

Lintasan Terukur (Measuring Section) Ngalang

Lokasi Lintasan pada lokasi ini terdapat di sepanjang sungai Ngalang yang memotong bagian tengah daerah telitian dari utara – selatan.

Litologi Lintasan ini menunjukkan adanya 4 satuan batuan dengan 4 formasi yang berbeda dari tua ke muda, yaitu: Batupasir Semilir, Breksi Nglanggran, Batupasir Sambipitu, dan Batugamping Oyo (lampiran 7) : 1 ). Batupasir Sambipitu Dari hasil analisa profil, maka didapatkan data sebagai berikut, : -

Dilihat dari fasies yang ada pada Lintasan Terukur ini, maka dapat

disimpulkan bahwa batupasir pada daerah Lintasan Terukur ini, dicirikan oleh fasies pebbly sandstone, fasies massive sandstone,

dan fasies classical turbidites. Formasi Sambipitu

sendiri terendapkan pada lingkungan pengendapan (Suprafan Lobes On Middle Fan ( Channelled Portion of Suprafan Lobes, Smooth To Channeled, dan Smooth Portion of Suprafan Lobes) ,Walker, 1978). ( Lampiran 7 ).

123

Gambar 4.13. Hasil interpretasi lingkungan pengendapan Batupasir Sambipitu pada Suatu Kipas Bawah Laut (Walker, 1978).

124

BAB 5 POTENSI GEOLOGI Potensi geologi ialah kemampuan alam untuk dapat menghasilkan suatu produk dari hasil proses – proses geologi yang bekerja, baik produk yang dapat menimbulkan dampak manfaat (positif) maupun juga produk yang dapat menimbulkan kerugikan (negatif) bagi umat manusia. Berdasarkan kedua aspek manfaat diatas maka potensi geologi pada daerah telitian dapat dibagi seperti dibawah ini. 5.1. Potensi Positif

5.1.1. Batupasir Sambipitu Satuan Batupasir Sambipitu yang terdapat pada daerah telitian telah dimanfaatkan dengan baik oleh penduduk sekitar karena keterdapatannya sangat mudah ditemukan dan dimanfaatkan. Batupasir ini dapat secara langsung dimanfaatkan dan banyak dilakukan penambangan secara tradisional, batupasir jenis ini sangat umum digunakan sebagai bahan pembuatan pondasi bangunan selain batugamping karena memiliki resistensi yang kuat dan keras selain itu memiliki sebaran yang cukup luas pada daerah telitian yakni 30 % dari daerah telitian.

Foto 5.1. Area penambangan batupasir Sambipitu yang akan dimanfaatkan sebagai bahan bangunan.Foto diambil oleh Andro pada cuaca cerah, lensa menghadap selatan.

5.1.2. Satuan Batupasir Semilir Satuan Batupasir Semilir yang terdapat pada daerah telitian telah dimanfaatkan dengan baik oleh penduduk sekitar karena keterdapatannya sangat mudah ditemukan dan 125

dimanfaatkan.Batupasir vulkanik ini dapat secara langsung dimanfaatkan dan banyak dilakukan penambangan secara tradisional, batupasir jenis ini sangat umum digunakan sebagai bahan pembuatan pondasi bangunan karena memiliki resistensi yang cukup baik.

Foto 5.2. Area penambangan Satuan Batupasir Semilir yang akan dimanfaatkan sebagai bahan bangunan. Foto diambil oleh penulis pada cuaca cerah, lensa menghadap Timur.

5.2. Potensi Negatif 5.2.1. Gerakan Tanah Tingkat curah hujan yang tinggi pada daerah telitian menyebabkan tingkat pelapukan yang tinggi, sehingga pada litologi – litologi yang kurang resisten dengan sudut kelerengan yang besar dan dilalui oleh zona sesar dapat berpotensi menimbulkan adanya gerakan tanah. Pada daerah telitian gerakan tanah dijumpai pada derah telitian yaitu pada Satuan Batupasir Semilir. Pada satuan batupasir Vulkanik Semilir terjadi jenis gerakan tanah berupa rockfall .

126

Foto 5.3. Gerakan tanah tipe rockfall yang terjadi pada daerah telitian.

.

127

BAB 6 KESIMPULAN Berdasarkan

pembahasan pada beberapa bab sebelumnya, dapat disimpulkan

bahwa: 1.

Jenis pola pengaliran yang berkembang pada daerah penelitian, yaitu pola

pengaliran subdendritik. 2.

Secara geomorfik, daerah penelitian dibagi menjadi dua satuan bentukan asal, yaitu

a)

Bentukan asal struktural ( S ) ,yang terbagi atas 3 satuan geomorfik,yaitu :

1.

Sub satuan perbukitan homoklin ( S1 ).

2.

Sub satuan dataran homoklin ( S2 ).

3.

Sub satuan lembah homoklin ( S3 ).

b)

Bentukan asal fluvial ( F ) ,yang terbagi atas 2 sub satuan geomorfik,yaitu:

1.

Sub satuan geomorfik tubuh sungai ( F1 ).

2.

Sub satuan dataran banjir ( F2 ).

3.

Struktur geologi yang berkembang pada daerah penelitian ada 3 macam yaitu sesar

:

mendatar kiri dan sesar mendatar kanan, struktur sesar mendatar kiri ditunjukkan dengan bidang sesar di Kali Juwet pada daerah penelitian, sedangkan struktur sesar mendatar kanan didapatkan indikasi berupa bidang sesar pada daerah Gambirsawit dan juga beberapa kekar sehingga dapat dianalisa dan sesar ini memiliki arah hampir barat laut – tenggara. Sedangkan sesar mendatar kiri Padangan didapatkan dari adanya pola kelurusan kontur yang membentuk suatu gawir sesar pada barat daerah telitian. 4.

Pada daerah telitian didapatkan empat satuan batuan dari tua kemuda yaitu Satuan

Batupasir Semilir yang berumur Miosen Awal yang terendapkan pada lingkungan laut dalam, satuan ini terendapkan selaras dibawah satuan breksi Nglanggran. Kemudian Satuan Breksi Nglanggran yang berumur Miosen Awal terendapkan pada lingkungan laut terbuka, dibuktikan dengan adanya pillow lava. Kemudian terdapat Satuan Batupasir Sambipitu berumur Miosen tengah yang terendapkan secara selaras diatas Satuan Breksi Nglanggran dan Satuan Batupasir Semilir. Setelah terbentuk Satuan Batupasir Sambipitu, secara selaras diendapkan Satuan Batugamping Oyo. Pada daerah penelitian tidak berkembang lagi formasi yang lainnya, namun pada kala Holosen atau pada saat ini terjadi proses pengerosian yang cukup tinggi hingga kemudian menghasilkan endapan Aluvial Satuan Pasir lepas disepanjang aliran sungai Oyo pada daerah penelitian.

128

5.

Dari hasil analisa pada beberapa lintasan profil di daerah penelitian, maka Satuan

Batupasir Sambipitu merupakan fasies endapan turbidit: o

Dibagian barat daerah telitian berkembang fasies Smooth to channelled portion of

suprafan lobes (Walker,1978) yang dicirikan adanya penebalan dan penipisan ke arah atas, terdapat asosiasi dengan classical turbidites (CT), pebbly sandstone (PS) yang dicirikan dengan munculnya sikuen Bouma(1962) yang lengkap dan litologi penyusunnya, daerah telitian ini didominasi oleh dua lithofacies yaitu F6 dan F9a, yang umumnya terbentuk pada daerah mid fan (konsep Mutti, 1992). o

Pada bagian tengah dan tenggara daerah penelitian berkembang fasies smooth

portion of suprafan lobes (Walker,1978), yang dicirikan dengan adanya penebalan ke arah atas, terdapat asosiasi classical turbidite (CT) yang dicirikan dengan munculnya sikuen Bouma(1962) yang lengkap dan litologi penyusunnya, daerah telitian ini didominasi oleh satu lithofacies yaitu F9a, yang umumnya terbentuk pada daerah mid fan (konsep Mutti, 1992). o

Sedangkan pada lintasan terukur dapat disimpulkan bahwa batupasir pada daerah

ini, dicirikan oleh fasies pebbly sandstone, fasies massive sandstone, dan fasies classical turbidites. Formasi Sambipitu sendiri terendapkan pada lingkungan pengendapan (Suprafan Lobes On Middle Fan ( Channelled Portion of Suprafan Lobes, Smooth To Channeled, dan Smooth Portion of Suprafan Lobes) ,Walker, 1978).

6.

Untuk pemanfaataan potensi geologi daerah telitian terdapat beberapa potensi

positif dan juga beberapa potensi negatif diantaranya : 

Potensi positif

1.

Pemanfaatan Satuan Batupasir Semilir dan Sambipitu yang cukup tebal sebagai

produk bahan bangunan atau pondasi. 

Potensi negatif

1.

Adanya ketidaksetabilan kemiringan lereng yang memicu terjadinya tanah longsor

pada daerah telitian.

129

DAFTAR PUSTAKA Asikin, S., 1976, Geologi Struktur Indonesia, Departemen Teknik Geologi ITB, Bandung, Indonesia.

Barker, R. Wright., 1960, Taxonomic Notes, Society of Economic Paleontologists and Mineralogist, Tulsa, Oklahoma, U.S.A. Bemmelen, R.W. 1949, van., The Geology of Indonesia, vol IA, 2nd ed, The Haque Martinus Nijhoff, Netherlands.

Blow, M. D., 1969, Late Middle Eocene to Recent Planktonic Foraminiferal Biostratigraphy, International Conference Planktonic Microfossils, First Eddition, Genova, Proc. Leiden E. J. Bull. Vol. I, p. 199 – 422.

Dunham, R. J., 1962, Classification of Carbonate Rock According to Depositional Texture, In Han, W. E. (ed) 1962, Classification of Carbonate Rock, AAPG, Bull. Men 1, p. 108 – 121. Harahap, Bhakti H., Syaiful Bachri, Dkk, 2003 , ”Stratigraphic Lexicon of Indonesia”, Geological Research And Development Centre. Hartono, Gendoet,2010, “Peran Paleovolkanisme Dalam Tataan Produk Batuan Gunung Api

Tersier

Di

Gunung

Gajahmungkur,

Wonogiri,

Jawa

Tengah”

Program

Pascasarjana,Universitas Padjadjaran Bandung. Koesoemadinata,R.P, 1980, “Prinsip – Prinsip Sedimentasi”, Bandung, Penerbit ITB. Prasetyadi,C., Sutarto., dan Pratiknyo,P., 2010, “Geologi Daerah Subduksi Zaman Kapur Tepi Tenggara Paparan Sunda”, Panduan Ekskursi Besar Geologi 2010 UPN”V”YK, Yogyakarta.

130

Sudarno,IGN,1997,”Kendali Tektonik Terhadap Pembentukan Struktur Pada Batuan Paleogen Dan Neogen Di Pegunungan Selatan, Daerah Istimewa Yogyakarta Dan Sekitarnya”, Bandung, Tesis Magister Program Studi Geologi Program Pascasarjana Institut Teknologi Bandung.

Walker, R.G., 1978, Facies Models, Geological Association of Canada, Toronto.

Mutti, E, 1992, Turbidites Sandstones, Universitas de Parma Italy

131

132

133

134

135

136

137

GeologiI & Studi Fasies Turbidit Formasi Sambipitu Daerah Ngalang

Recommend Documents