GEOLOGI GOA LAWA - PURBALINGGA, JAWA TENGAH

I. PENDAHULUAN
Purbalingga sebagai daerah yang sebagian besar terbentuk dari susunan material vulkanik memiliki karakter batuan dan bentukan-bentukan vulkanik yang khas. Bentukan tersebut mencirikan proses yang terjadi selama pembentukan batuan. Salah satu yang menarik untuk diteliti adalah terbentuknya gua lava sebagai akibat proses aliran lava (lava flow) dari produk Gunung Slamet pada waktu yang lalu. Daerah tersebut dikenal oleh masyarakat Purbalingga sebagai wisata Gua Lawa, sebuah fenomena alam yang eksotik dan menarik untuk dikaji. Gua ini memiliki panjang 1.300 m pada ketinggian 900 m diatas permukaan laut. Seperti halnya gua-gua yang lain, Gua Lawa juga memiliki keunikan dan kekhasan, baik dari aspek geologinya maupun fisik-kimianya. Disamping itu, terdapat legenda tentang Gua Lawa yang berkembang di lingkungan masyarakat Gua Lawa merupakan jenis gua yang memiliki karakter tersendiri dan paling berbeda dengan gua yang umum kita jumpai. Gua pada umumnya terbentuk pada daerah dengan batuan utama berupa batuan sedimen yakni lebih khusus lagi hanya pada tubuh batu gamping atau batuan karbonat. Jenis batuan ini memiliki kadar kalsium karbonat yang tinggi. Secara sederhana gua di daerah batuan karbonat ini terbentuk karena larutnya material batu gamping dan meninggalkan jejaknya berupa rongga-rongga. Rongga-rongga ini bila kemudian saling berhubungan (connected) akan berkembang melebar dan memanjang akibat berlanjutnya pelarutan dan aliran air bawah tanah hingga akan terbentuklah gua-gua. Gua Lawa terbentuk bukan pada batuan karbonat atau batu gamping yang merupakan jenis batuan sediman seperti gua pada umumnya. Gua Lawa terbentuk pada batuan beku hasil erupsi volkanik. Batuan beku pembentuk Gua Lawa merupakan hasil pembekuan aliran lava.Lorong-lorong gua terbentuk lava bagian luarnya membeku terlebih dahulu, sedangkan bagian dalam lava tetap mengalir karena kemiringan lereng. Karakter Gua Lawa sebagai gua pada batuan beku ini tidak dijumpai pada daerah-daerah volkanik/gunung api lainnya di Jawa.
II. KONDISI LINGKUNGAN GUA LAWA 
2.1. Lokasi 

Lokasi wisata Gua Lawa dapat ditempuh dengan perjalanan sekitar ± 30 km kearah utara dari Purbalingga melalui kecamatan Bobotsari menuju kecamatan Karangreja. Wisata ini tepatnya terletak di Desa Siwarak, Kecamatan Karangreja, Kabupaten Purbalingga. Lokasi wisata dapat ditempuh dengan kendaraan roda empat maupun roda dua dengan kondisi jalan yang sangat baik. 2.2. Kodisi Fisik dan Kimia Gua Lawa Gua Lawa ini berada pada ketinggian 900 m dpl dan memiliki panjang  1.300 m, terdiri atas beberapa tahapan pembekuan lava yang kondisinya berbeda sehingga membentuk ruangan-ruangan. Temperatur udara di dalam gua 18-200C, sedangkan temperatur air sungai Raden yang mengalir melewati gua berkisar 21 OC. Intensitas cahaya di dalam gua berkisar 1 - 2 lux. Di dalam gua juga telah dibangun jembatan dan dipasang beberapa lampu penerang sehingga meningkatkan intensitas cahaya di dalam gua. Kisaran intensitas cahaya dekat lampu meningkat menjadi 21 – 165 lux. Temperatur udara di dekat lampu penerang berkisar 25 OC. Warna air jernih, tidak berbau, kandungan oksigen terlarut sebesar 4,5 mg/liter dengan kondisi pH 6-7. 

III.KONDISI GEOLOGI GUA LAWA 

3.1. Geologi regional
Secara regional daerah wisata Gua Lawa terdiri dari formasi batuan lava Gunung Slamet (Qvls) yang terdiri dari lava andesit yang berongga dan penyebarannya di lereng timur Gunung Slamet (gambar 1). Batuan ini menumpang secara tidak selaras di atas Formasi Halang yang terdiri dari batupasir konglomerat tuffaan dan napal.
3.2. Stratigrafi dan litologi Gua Lawa
Secara stratigrafi, batuan penyusun tubuh Gua Lawa dan daerah sekitarnya berupa batuan beku andesit basaltik. Secara megaskopis (melalui pengamatan mata telanjang) dapat diamati dengan jelas berkembangnya struktur skoria. Struktur ini memperlihatkan adanya lubang-lubang bekas gelembung gas yang saling berhubungan satu dengan lainnya. Kehadiran struktur ini menghasilkan porositas batuan yang tinggi. Batuan penyusun Gua Lawa secara umum tersusun atas mineral-mineral plagioklas dan gelas volkanik serta oksida besi yang mengisi bagian kecil rongga-rongga.
3.3. Struktur Geologi 
Struktur geologi yang dijumpai di Gua Lawa umumnya berupa kekar (retakan) yang dihasilkan oleh dua faktor utama yaitu struktur pendinginan dan struktur tektonik. Kekar hasil proses pendinginan lava murupakan retakan yang umum di Gua Lawa. Rekahan pendinginan magma yang taramati di Gua Lawa membentuk retakan-retakan vertikal yang tidak menerus Retakan-retakan verikal ini membentuk batuan menjadi blok-blok yang berukuran hingga beberapa meter. Retakan ini umumnya tidak menerus dan berukuran panjang 50 cm hingga beberapa meter. Retakan hasil proses pendinginan yang berdimensi vertikal ini umumnya membentuk celah yang rapat, sehingga walau batuan retak namun masih saling mengunci dan membentuk atap-atap gua yang kokoh da tidak mudah runtuh. Retakan-retakan horisontal umumnya merupakan batas antar tubuh lava tua. Retakan pendinginan horisontal kemungkinan memiliki kemenerusan yang tinggi. Retakan horisontal di Gua Lawa tampak lebih terbuka dibandingkan retakan vertikal. Terdapat pula struktur pendinginan yang tidak membentuk retakan namun membentuk alur-alur menyerupai lapisan pada batuan sedimen. Lapisan-lapisan ini terbentuk sebagai batas waktu pendinginan lava. Alur-alur ini terbentuk melingkari alur gua dan memanjang searah gua sejajar dengan arah aliran lava. Retakan-retakan sebagai hasil proses tektonikisme tidak banyak dijumpai di Gua Lawa. Retakan tektonik kompresif/tekanan yang umumnya membentuk retakan / kekar-kekar seperti gunting tidak dijumpai di dalam Gua Lawa. Retakan ekstensif/regangan masih dapat dijumpai berupa retakan vertikal yang memanjang dan terbuka hingga 4 cm. Retakan-retakan ini memiliki kemenerusan yang terbatas. Retakan-retakan tektonik ini sangat jarang dijumpai di Gua Lawa. Kekar (rekahan) baik sebagai hasil proses pendinginan magma maupun tektonik tidak berpengaruh pada pembentukan alur-alur gua secara umum. Retakan-retakan ini tidak membentuk rongga atau celah Gua baru, karena tidak terjadi pelarutan pada dinding retakan ini. Sehingga bentuk gua tetap sama dengan bentuk awal gua setelah magma cair terkuras keluar. Retakan di Gua Lawa perlu dipelajari lebih lanjut, hal ini karena retakan ini berpengaruh dalam runtuhnya dinding atas Gua dan terbentuknya koneksi vertikal dengan gua-gua di atas maupun di bawahnya. Balok-balok batu lepas yang dijumpai di bagian pintu masuk gua berukuran hingga beberapa meter besarnya merupakan hasil runtuhan atap gua. Runtuhan atap Gua juga sampai menghasilkan ventilasi-ventilasi Gua. Hal ini menyebabkan Gua tertutup dan terkotori oleh balok-balok batu runtuhan atap dan tanah atau lumpur yang masuk kemudian. Arah tubuh Gua Lawa sangat bervariasi, namun secara umum berarah utara barat laut-selatan tenggara (sekitar N 345O E) hingga timurlaut-barat daya (sekitar N 35O E). Arah-arah kekar/retakan batuan lebih bervariasi baik utara-selatan, barat-timur, baratlaut-tenggara maupun baratdaya-timur laut. Arah retakan tektonik lebih menunjukkan arah baratdaya-timurlaut. Pengamatan lapangan tentang arah umum gua tidak mengikuti arat-arah kekar.
3.4. Geomorfologi 
Bagian atas gua yang tampak di permukaan merupakan daerah miring landai hingga datar bergelombang. Secara lebih luas bersama daerah sekitarnya Gua Lawa berada pada daerah lereng pegunungan. Daerah ini merupakan sisi timur dari Gunung Slamet sekarang. Morfologi di mana kini Gua Lava berada kemungkinan tidak jauh berbeda dari morfologi awal pembentukan gua, dimana gua terbentuk di darat dengan kemiringan lereng yang tinggi. Suhu udara luar ketika pembentukan lava pembentuk gua kemungkinan juga cukup dingin hingga ketebalan magma yang membeku dipermukaan cukup tebal hingga terhindar dari keruntuhan. Kondisi ini dimungkinkan terbentuk pada daerah pengunungan dengan suhu udara yang relatif dingin.
3.5. Kondisi Hidrogeologi
Batuan lava penyusun Gua Lawa memiliki porositas yang tinggi. Dengan struktur skoria dimana lubang-lubangnya saling berhubungan memungkinkan untuk penyimpanan dan pengaliran air tanah. Aliran air di pemukaan lantai gua dan tetesan air dari atap gua dapat diamati pada musim hujan. Tubuh genangan air dapat dengan mudah teramati di dalam gua. Genangan air ini tetap terisi air walaupun di musin kemarau. Cebakan air bawah tanah yang tersimpan di dalam gua dapat dimanfaatkan sebagai sumber air bagi masyarakat di musim kemarau. Kondisi hidrologi ini juga mempunyai dampak pada aliran lumpur yang mengotori dan menutup tubuh-tubuh alur gua yang berada di bagian bawah. Rembesan air juga menyebabkan proses pembentukan karbonat dari mineral plagioklas. Pembentukan lapisan-lapisan karbonat pada bagian kecil dinding gua dapat diamati di sekitar genangan air Sendang Derajat. Di beberapa bagian lapisan karbonat ini mencapai tebal 2 cm dan membentuk seperti mikro stalagtit. 3.6. Genesa Gua Lawa Magma yang keluar pada permukaan bumi bersifat encer, panas dan berpijar mengalir dari sumber erupsi volkanik. Magma ini mengalir dari sumbernya di permukaan bumi menuju bagian yang elevasinya lebih rendah. Akibat kontak antara magma dengan udara di permukaan, maka bagian tubuh magma yang berada di permukaan dan di bawahnya akan membeku terlebih dahulu dan berhenti mengalir. Bagian magma yang berada paling bawah dari tubuh aliran lava akan tetap cair, akibat panas yang masih tinggi. Dikontrol oleh morfologi purba, magma cair di bagian bawah ini akan terus mengalir menuju tempat-tempat dengan elevasi yang lebih rendah. Magma di bagian bawah yang masih mengalir ini meninggalkan bagian yang telah membeku di atasnya. Hilangnya bagian lava yang masih cair di bagian bawah ini meninggalkan rongga-rongga. Rongga-rongga ini merupakan saluran aliran lava pijar di bawah permukaan bumi dari sumber erupsinya menuju tempat-tempat yang secara elevasi lebih rendah. Pembentukan rongga-rongga baru dapat terus berlanjut pada aliran lava baru dari erupsi yang masih terus berlangsung di atas tubuh lava yang telah membeku. Tubuh aliran lava baru ini berkembang di atas gua-gua lain yang telah terbentuk di bawah. Bila hal ini berlangsung terus maka dapat dihasilkan beberapa tubuh gua yang tersusun secara vertikal. Arah pelelehan magma seperti pada gambar 2 di bawah ini, yaitu mengikuti morfologi purba pada formasi Halang.
IV. LEGENDA GUA LAWA 
Gua Lawa selain sebagai fenomena alam dengan karakteristik fisik dan proses yang khas, juga tersimpan kisah-kisah legenda di dalamnya. Kolaborasi antara karakter fisik dan legenda-legenda tokoh mencirikan Gua Lawa sebagai lokasi yang universal antara perilaku alam dan budaya. Bentuk-bentuk batuan dan ruang di dalam Gua Lawa menceritakan gambaran tokoh dan imajinasi mistis. Semua bagian tersebut mempunyai kisah legenda tersendiri. Memang kadang sulit untuk mengkaitkan kronologi budaya dalam legenda tersebut, tetapi bagaimanapun legenda sudah menunjukkan bahwa Gua Lawa sebagai warisan alam sudah mendapat perhatian dan sentuhan dari manusia. Seperti terdapatnya Gua Dada Lawa, yang sangat mirip dengan dada kelelawar (tubuh bagian ventral) yang sedang membentangkan sayapnya. Ditempat ini dulu merupakan tempat sarang kelelawar, bagaimana ilmu pengetahuan menguraikan antara karakter fisik batuan dengan karakter ekosistem di dalam Gua Dada Lawa ini? Apakah memang ada keterkaitan antara habitat kelelawar dengan fenomena fisik batuan lava yang mirip dada lawa? Cerita yang lain seperti adanya Gua Ratu Ayu, konon kabarnya didalam Gua itu ada dua orang wanita cantik yang bernama Endang Murdaningsih dan Endang Murdaningrum. Kedua puteri cantik itu mempunyai tiga ekor binatang kesayangan, berupa tiga ekor harimau. Kemudian di ruangan lain terdapat Sendang Derajat yang dikisahkan dapat menyebabkan awet muda bagi yang membasuh muka dengan air sendang tersebut. Kemudian ditempat lain ada batu keris dan Gua Pertapaan yang digunakan untuk bersemedi bagi yang ingin mendapat kekuatan. Setelah itu terdapat Gua Langgar yang didalamnya ada tempat pengimaman yang menghadap ke arah Kiblat. Gua ini dikisahkan sebagai tempat bersembahyang para wali waktu penyebaran agama Islam. Di tempat lain juga terdapat Gua Cepet, yang diyakini masyarakat sebagai tempat berkumpulnya makluk halus. Gua ini konon sering menyesatkan orang sehingga sulit keluar. Demikian kisah legenda-legenda dari ruangan dan bentuk batu di Gua Lawa, kesemuanya merupakan bagian tersendiri dan tidak terkait satu dengan yang lainnya. Tetapi dari pengkajian geowisata, Gua Lawa adalah merupakan kolaborasi antara wisata yang mampu memiliki daya tarik keilmuan, budaya masyarakat dan keagamaan. Keterangan Gambar :

DAFTAR PUSTAKA

Anonim., 2004,” Potensi Pariwisata Kabupaten Purbalingga”, Dinas Perhubungan dan Pariwisata Kabupaten Purbalingga Anonim., 2006, ” Profil Wisata Kabupaten Purbalingga”, Dinas Perhubungan dan Pariwisata Kabupaten Purbalingga Djuri, M.,dkk., 1996 ”Peta Geologi Lembar Purwokerto dan Tegal, Jawa” Pusat Pengembangan dan Penelitian geologi Flint, R.F and Skinner, B.J., 1974 ” Physical Geology”, John Wiley and Sons Samodra, H., 2001, ”Nilai Strategis Kawasan Karts di Indonesia, Pengelolaan dan Perlindungannya”, Pusat Penelitian dan Pengembangan Geologi, Badan Penelitiandan Pengembangan Energi dan Sumberdaya Mineral, Bandung, Indonesia. Suyatno, A., 2001, ”Kelelawar di Indonesia”, Pusat Penelitian dan Pengembangan Biologi LIPI, Balai Penelitian Botani Herbarium Bogoriense, Bogor, Indonesia.

TENTANG SONAR

SONAR

Pengertian

     Sonar (Singkatan dari Bahasa Inggris: Sound Navigation and Ranging), merupakan istilah Amerika yang pertama kali digunakan semasa Perang Dunia, yang berarti penjarakan dan navigasi suara, adalah sebuah teknik yang menggunakan penjalaran suara dalam air untuk navigasi atau mendeteksi kendaraan air lainnya. Sementara itu, Inggris memiliki sebutan lain untuk sonar, yakni ASDIC (Anti-Submarine Detection Investigation Committee).

2. Sejarah

     Munculnya sonar tak bisa dilepas dari rintisan tokoh seperti Daniel Colloden yang pada tahun 1822 menggunakan lonceng bawah air untuk menghitung kecepatan suara di bawah air di Danau Geneva, Swiss. Ini kemudian diikuti oleh Lewis Nixon, yang pada tahun 1906 menemukan alat pendengar bertipe sonar pertama untuk mendeteksi puncak gunung es. Minat terhadap sonar makin tinggi pada era Perang Dunia I, yaitu ketika ada kebutuhan untuk bisa mendeteksi kapal selam.

Dalam perkembangan selanjutnya ada nama Paul Langevin yang pada tahun 1915 menemukan alat sonar pertama untuk mendeteksi kapal selam dengan menggunakan sifat-sifat piezoelektrik kuartz. Meski tak sempat terlibat lebih jauh dalam upaya perang, karya Langevin berpengaruh besar dalam desain sonar.

3.  Cara Kerja

Sonar merupakan sistem yang menggunakan gelombang suara bawah air yang dipancarkan dan dipantulkan untuk mendeteksi dan menetapkan lokasi obyek di bawah laut atau untuk mengukur jarak bawah laut. Sejauh ini sonar telah luas digunakan untuk mendeteksi kapal selam dan ranjau, mendeteksi kedalaman, penangkapan ikan komersial, keselamatan penyelaman, dan komunikasi di laut.

Cara kerja perlengkapan sonar adalah dengan mengirim gelombang suara bawah permukaan dan kemudian menunggu untuk gelombang pantulan (echo). Data suara dipancar ulang ke operator melalui pengeras suara atau ditayangkan pada monitor.

Dengan mengetahui kecepatan gelombang media yang diukur dan dengan menggunakan persamaan  s = v ( ½ t), maka kita akan mendapatkan jarak yang diukur. Factor setengah di depan t, di atas menyatakan setengah waktu tempuh dari sonar ke tempat pemantulan dan kembali ke sonar. Dengan ungkapan lain, waktu yang diperlukan oleh gelombang untuk merambat dari sonar ke tempat pemantulan.

4.  Dua Jenis Sonar

Alat sonar pertama digolongkan sebagai sonar pasif, di mana tidak ada sinyal yang dikirim keluar.

Pada tahun 1918 Inggris dan AS membuat sistem aktif, di mana sinyal sonar aktif dikirim dan diterima kembali. Misalnya saja untuk mengetahui jarak satu obyek, petugas sonar mengukur waktu yang diperlukan oleh sinyal sejak dipancarkan hingga diterima kembali. Karena tidak ada sinyal yang dikirim pada sistem pasif, alat hanya mendengarkan. Pada sistem pasif maju, ada bank data sonik (sumber bunyi) yang besar. Sistem komputer menggunakan bank data tadi untuk mengenali kelas kapal, juga aksinya (kecepatan atau senjata yang ditembakkan).

Frekuensi yang digunakan oleh sonar berada pada daerah ultrasonic, yaitu di atas 20.000 hertz. Karena frekunsi tersebut tidak dapat didengar dan panjang gelombang pada daerah ultrasonic pada daerah ultrasonic sangat kecil sehingga difraksi yang terjadi juga semakin kecil, dan gelombang tidak akan menyebar. Kecilnya panjang gelombang yang digunakan, juga dapat digunakan untuk mendeteksi benda-benda yang kecil pula.

5.      Studi Kasus

Sebuah alat sonar digunakan untuk mengukur kedalaman laut. Selang waktu yang dicatat oleh sonar untuk gelombang merambat sampai kembali lagi ke sonar adalah 1 sekon. Cepat rambat gelombang di dalam air laut adalah 1500 m/s. Tentukan kedalaman air laut tersebut!

Penyelesaian:

v = 1500 m/s

t = 1 s

s = v (1/2 t)

        = 1500 x ½ x 1

        =  750 meter

Jadi, laut tersebut mempunyai kedalaman 750 meter.

C.  Kesimpulan

Berdasarkan pada uraian yang telah kami sebutkan di atas, maka kami dapat menyimpulkan intisari sebagai berikut: Sonar adalah alat yang digunakan untuk mengukur kedalaman laut,

1.  Tokoh yang berperan besar dalam pengembangan sonar antara lain adalah: Daniel Colloden, Lewis Nixon, dan Paul Langevin,
2. Cara kerja perlengkapan sonar adalah dengan mengirim gelombang suara bawah permukaan dan kemudian menunggu untuk gelombang pantulan (echo). Data suara dipancar ulang ke operator melalui pengeras suara atau ditayangkan pada monitor, dan
3.  Sonar memliliki dua jenis: aktif dan pasif.

Diferensiasi magma
Diferensiasi magma pembagian kelas-kelas magma sesuai dengan komposisi kimiawinya yang terjadi pada saat magma mulai membeku.
Yang termasuk dalam diferensiasi magma antara lain:
1.Crystal fractionation
2.Inward Crystallization
3.Liquid Immiscibility
1.Fraksinasi Kristal
Komposisi cairan magma dapat berubah sebagai hasil dari Kristal dan magma tersebut pada saat Kristal terbentuk. Kondisi ini terjadi dalam semua kasus kecuali pada komposisi eutetik, kristalisasi mengakibatkan komposisi magma berubah dan jika Kristal dipindahkan oleh suatu proses maka akan muncul komposisi magma baru yang berbeda dengan parent magma. Dan mineral yang dihasilkan merupakan mineral baru atau mineral solid solution yang telah mengalami perubahan. Kristal fraction juga dapat menghasilkan komposisi larutan yang berbeda dari kristalisasi normal yang dilakukan oleh magma parent.
Mekanisme dari fraksinasi kristal
Untuk menghasilkan fraksinasi Kristal dibutuhkan suatu mekanisme alami. Yang dapat memisahkan Kristal dari magma atau memisahkan Kristal tersebut sehingga tidak lagi bereaksi dengan magma. Mekanisme yang terjadi secara alami antara lain:
• Crystal Setling,umumnya Kristal yang terbentuk dari suatu magma akan mempunyai densitas yang berbeda dengan larutannya, antara lain:
a.garvity settling: Kristal-kristal yang mempunyai densitas lebaih besar dari larutan akan tenggelam dan membentuk lapisan pada bagian bawah tubuh magma (textur kumulat atau tekdtur berlapis pada batuan beku).
b.Crystal floating: Kristal-kristal yang mempunyai densitas lebih rendah dari larutan akan mengambang dan membentuk lapisan pada bagian atas tubuh magma, Kristal-kristal tersebut kaya akan unsur silik.
•Filter pressing: suatu mekanisme yang digunakan untuk memisahkan larutan dari larutan Kristal. Dalam filter settling Kristal dengan konsentrasi cairan yang tinggi, cairannya akan dipaksa keluar dari ruang antar Kristal, hal ini dapat dicontohkan ketika kita sedang meremas spons yang berisi air. Mekanisme ini sulit untuk diketahui karena:
a.Tidak seperti spons matriks Kristal getas dan tidak dapat mengubah bentuk dengan mudah untuk menekan cairan keluar.
b.Dibutuhkan retakan pada Kristal untuk memindahkan cairan. Filter settling adalah suatu metode umum yang digunakan dalam memnisahkan Kristal dari larutan pada proses-proses industri tetapi belum ditemukannya yang terjadi secara alami.
2.Inward crystallization
Seperti yang kita ketahui tubuh magma mempunyai temperature yang sangat tinggi dibandingkan dengan country rock yang menyelimutinya. Hal akan menyebabkan panas dari tubuh magma lari ke country rock kemudian temperatur tubuh magma akan menurun. Dan penurunan temperatur bejalan bersamaan dengan pembentukan Kristal, jadi pada lapisan pertama Kristal lebih dahulu terbentuk dan mempunyai ukuran yang relative lebih kecil dari pada Kristal yang terbentuk di dalam inti tubuh magma.
3.Liquid immiscibility
Liquid immiscibility : merupakan percampuran larutan magma yang tidak dapat menyatu, seperti halnya yang terjadi pada saat kita mencampurkan minyak dan air
Dua point penting dari hal ini :
1.larutan dalam kondisi padatan yang sama tetapi tidak dapat bercampur satu sama lain.
2.komposisi larutan tersebut harus dalam temperatur yang sama
Assimilasi Magma
Proses asimilasi magma terjadi bila ada material asing dalam tubuh magma. Ada batuan disekitar magma, yang masuk dan bereaksi dengan magma induk , adanyan penambahan material asing ini menjadikan komposisi magma induk berubah. Komposisi barunya tergantung dari batuan yang bereaksi dengan magma induk.dari batuan beku yang dihasilkan berbeda.
ARIF WASTONO
GEOLOGI UNSOED

Endapan Mineral Bijih Hidrotermal

Sumber dari endapan mineral biji adalah msalah klasik dari geologi, dan telah menjadi perdebatan selama lebih dari 3 abad. Lebih tepatnya, sebagian besar masalah belum terpecahkan, untuk mineral bijih banyak memerlukan bentuk sam asal dalam cara yang berbeda. Beberapa metode sangat nyata dari yang lainnya . Tidak ada misteri, contohnya proses mekanik yang menunjukan akumulasi di suatu tempat di bagian hulu, atau reaksi kimia yang menyebabkan besi menjadi bagian dari tanah yang berlumpur atau aluminium yang terkonsentrasi dalam bauksit. Tapi dari masalah dari mana asal bijih muncul bersamaan dengan tingkat kesulitan tertentu. Terutama mineral yang terbentuk pada temperature yang lebih tinggi daripada temperature normal di permukaan bumi. Pada endapan mineral ini kita arahkan perhatian.

Kebanyakan endapan mineral terbentuk pada temperature yang sedang sampai temperature tinnggi berasosiasi dengan batuan beku, dan asalnya sangat berhubungan dengan proses magmatik. Beberapa mineral bijih dapat terakumulasi langsung dari proses difernsiasi magma: horizon dari kromit ditemukan dalam lapisan intrusi mafic. Seperti di Bushfield, daerah di Afrika Selatan, sebagai contohnya. Lebihnya adalah endapan logam yang dalam transportasinya dilakukan oleh air danterlarut dalam cairan dan suatu saat akam terakumulasi menjadi suatu lapisan endapan yang kita temukan. Salah satu sumber air yang mengandung material residu dari proses kristalisai magma. Sumber dari logam yang mungkin dari hujan meteorit atau air laut yang bersirkulasi pada kedalaman yang tinggi atau didekat tubuh intrusi. Atau air yang terperangkap dalam suatu formasi sediment. Atau sebagai volatile yang perpecah dari prose metamorfisme. Apapun sumber mereka larutan yang memiliki temperatur hangat ini disebut fluida hidrotermal, dan mineral bijih yang mungkinterendapka adalah mineral bijih hidrotermal.

Dan kami mengarahkan mineral hidrotermal dalam bahasan ini hanya menjadi satu jenis mineral, tapi jenis yang paling penting adalah yang telah menjadi kebutuhan peradaban industrialisai. Adajuga endapan mineran yang mengarah pada prinsip geokimiayang telah dijelaskan pada bab sebelimnya dan bisa dijadikan aplikasi disini kesaahpahaman dari proses fisika dan kimia bertanggungjawab atas proses tarnspotasi dan kandungan dari sebuah formasi endapan mineral bijih. Dan kemidian untuk pergerakan logam di lingkungan permukaan yang dimana endapan tersebut telah tersingkap oleh proses pelapukan dan erosi.

Larutan Pembentuk Bijih
Salah satu petunjuk datang dari mata air panas dan cairan fumarole. Di sejumlah tempat fluida ini hadir mengendapkan sejumlah kecil mineral bijih logam. Dan kesimpulannya sangat rasional bahwa mineral bijih tersebut sama dengan lepisn endapan yang ada dibawah permukaan bumi. Pada mata air panas mineral bijih diendapkan dari suati larutan, pada fumarrole ia mengkristal bersamaan denga keluarnya gas. Bukti – bukti kuat menunjukan bahwa mineral bijih diendapkan dari cairan atau larutan superkritikal lebih banyal dari[ada gas. Khususnya untuk meyakinkan observasi bahwa di banyak tempat endapan, mineral telah tergantikan oleh mineral karbonat atau mineral silica. Mengartikan bahwa karbinat dan silica telah tergerakan oleh larutan pembentuk bijih, dan pembawaan mineral oleh gas telihat sukar. Pada endapan dimana asosiasi mineral mengindikasikan temperature yang rendah dari suatu formasi. Transport logam dan pemilihan kelompok mineral dalam gas sangat tidak mungkin sekali.

Volatil dari Mineral Bijih
Volatile dari suatu mineral logam khususnya klorida, bersamaan dengan teori yang serupa bahwa air yang kaya akan gas akan memisahkan dira denga tahapan yang lambat, pada proses pendinginan magma. Membuat transport gas untuk bijih logam kemungkinan kecil pada awal temperature tinggi untuk konsentrasi logam. Pengendapan akhir dari bijih mungkin adalah langkah akhir dari proses komplek yang terjadi dimana logam teruapkan, terpilah, terlarutkan, tertransportkan, dan terpisah–pisah. Momen sebuah sekuen seperti ini suatu waktu dapat di observasi di suatu tempat di sekitar fomarole.

Dalam bentuk bagaimana logam berada, apakah dalam gas temperature tinggi? Kemungkinan tertinggi adalah klorida. Sejak semua kandungan dapat terbentuk dengan pemilahan dari gas magmatik. Klorida dari sekian banyak logam berat adalah volatile. Dalm berbagai kombinasi, logam munkin berada dalam magma yang membeku (oksida, sulfida, sulfat, dan silikat), klorin atau klorida hidrogen dalam keadaaan uap dapat membentuk kandungan volatile yang mampu menajan logam dalam gas dalam bermacam–macam konsentrasi. Ini dapat dibuktikan dengan menghitung tekanan uap dari logam kloroda dalam persamaan reaksi

PbS + 2HCl --> PbCl2(g) + H2S

Perhitungannya adalah berbanding lurus. Mungkin kebanyakan endapan memiliki sejarah yang panjang . logamnya berasal dari bawaan gas yang menjadi bagian dari suatu larutan dan terbawa dalm bentuk ini ke temperature yang lebih rendah atau pada suatu wilayah dimana larutan tercampur dengan larutan yang berasal dari sumber yang berbeda. Pada perhitungan, menunjukan bahwa volatile dapat menjadi factor utama dalam keadaan temperature tinggi , uap mengisi ingklusi dalam batuan beku.
Kompleksitas Logam Dalam Larutan Hidrotermal
Sebuah prosedur yang mungkin di[pakai dari kesetimbangan reaksi antara material, untuk mengevaluasi transport dari cairan magma. Untuk menmgendapkan pada temperature antara 500 - 5000 celcius, di mana hubungan geologi dan eksperimen laboratorium dapat memberikan bukti yang jelas mengenai sifat dari pengendapan larutan bijih dalam bentuk cairan. Meskipun dalam kristalisasi batuan beku yang meleleh atau airtanah yang terpanaskan dari meteor atau berasal dari air laut atau air yang terekstraksi dari batuan sedimen atau metamorf.
Pada cairan yang bersirkulasi di dalam rekahan dan celah dari batuan sekitar. Temperaturnya dalam jarak yang umum adalah beberapa ratus derajat dan komposisinya sama dengan mata air panas dan air yang dipompakan di area geothermal.

By : Arif Wastono

Geologi UNSOED`06

Bentuk Geomorfologi Dasar Laut

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

A.  TATANAN GEOLOGI KELAUTAN INDONESIA

Tatanan geologi kelautan Indonesia merupakan bagian yang sangat unik dalam tatanan kelautan dunia, karena berada pada pertemuan paling tidak tiga lempeng tektonik: Lempeng Samudera Pasifik, Lempeng Benua Australia-Lempeng Samudera India serta Lempeng Benua Asia.

Berdasarkan karakteristik geologi dan kedudukan fisiografi regional, wilayah laut Indonesia dibagi menjadi zona dalam (inboard) dan luar (outboard) yang menempati regim zona tambahan (contiguous), Zona Ekonomi Eksklusif dan Landan Kontinen. Bagian barat zona dalam ditempati oleh Paparan Sunda (Sunda Shelf) yang merupakan sub-sistem dari lempeng benua Eurasia, dicirikan oleh kedalaman dasar laut maksimum 200 m yang terletak pada bagian dalam gugusan pulau-pulau utama yaitu Sumatera, Jawa, dan Kalimantan (menurut Toponim internasional seharusnya disebut pulau Borneo).

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

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

Proses geodinamika global (More et al, 1980), selanjutnya berperan dalam membentuk tatanan tepian pulau-pulau Nusantara tipe konvergen aktif (Indonesia maritime continental active margin), dimana bagian luar Nusantara merupakan perwujudan dari zona penunjaman (subduksi) dan atau tumbukan (kolisi) terhadap bagian dalam Nusantara, yang akhirnya membentuk fisiografi perairan Indonesia (Gambar 1).

Gambar 1.  Fisiografi perairan Indonesia akibat proses tektonik

B.  MODEL TEKTONIK TEPIAN LEMPENG AKTIF

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

Di bagian tengah kerak samudera India ini terbentuk suatu jalur lurus yang disebut Mid Oceanic Ridge (Pematang Tengah Samudra), sedangkan dibagian timurnya atau sebalah barat terbentuk jalur punggungan lurus utara – selatan yang disebut Ninety East Ridge  (letaknya hampir berimpit dengan bujur 90 timur) merupakan daerah mineralisasi (Usman, 2006). Bagian yang dalam membentuk cekungan kerak samudera yang terisi oleh sedimen yang berasal dari dataran India membentuk Bengal Fan hingga ke perairan Nias dengan ketebalan sedimen antara 2.000 – 3.000 meter (Ginco, 1999). Daerah Pematang Tengah Samudra pada Lempeng Indo-Australia merupakan implikasi dari proses Sea Floor Spereading (Pemekaran Lantai Samudera) yang mencapai puncaknya pada Miosen Akhir dengan kecepatan 6-7 cm/tahun, sebelumnya pada Oligosen awal hanya 5 cm/tahun (Katili, 2008).
Gambar 2. Memperlihatkan bentuk ideal geomorfologi pada tepian lempeng aktif adalah mengikuti proses-proses penunjaman yaitu palung samudera (trench), prisma akresi (accretionary prism), punggungan busur muka (forearc ridge), cekungan busur muka (forearc basin), busur gunungapi (volcanic arc), dan cekungan busur belakang (backarc basin). Busur gunungapi dan cekungan busur belakang lazimnya berada di bagian daratan atau kontinen (Lubis et al, 2007).

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

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

III. SATUAN GEOMORFOLOGI TEPIAN LEMPENG AKTIF

1. Geomorfologi Zona Subduksi

Lempeng Samudera India merupakan kerak yang tipis yang ditutupi laut dengan kedalaman antara 1.000 – 5.000 meter. Lempeng Samudera dan lempeng benua (Continental Crust) dipisahkan oleh Subduction Zone (Zona Penunjaman) dengan kedalaman antara 6.000-7.000 meter yang membujur dari barat Sumatera, selatan Jawa hingga Laut Banda bagian barat yang disebut Java Trench (Parit Jawa).
Geomorfologi  zona subduksi ini merupakan gabungan yang erat antara proses-proses yang terjadi pada tepian kerak samudera, tepian kerak benua dan proses penunjaman itu sendiri. Sebagai konsekuansi dari tepian aktif, maka banyak proses tektonik yang mungkin terjadi diantaranya, sesar-sesar mendatar, sesar-sesar normal yang biasanya membentuk horst dan graben, serta kemunginan aktivitas gunung api (hot spot?). Salah satu diantaranya adalah terbentuknya gunungapi (submarine volcano atau seamount?) di luar busur volkanik. Indikasi adanya gunungapi atau tinggian seperti yang ditemukan Tim ekspedisi CGG Veritas (BPPT-LIPI-PPPGL-Berlin University) pada bulan Mei 2009 yang lalu sebenarnya bukan merupakan gunungapi baru. Beberapa peta batimetri dan citra satelit telah mencantumkan adanya tinggian tersebut, hanya sampai saat ini belum diberikan nama resmi (toponimi) yang tepat (PPPGL, 2008).
Lintasan survei deep-seismic CGGV-04  telah mendeteksi adanya puncak gunung bawah laut pada posisi koordinat 4°21.758 LU, 99°25,002 BT. Puncak gunung bawah laut ini berada pada kedalaman 1.285 m dengan dasar atau kaki gunung pada kedalaman 5.902 m. Hasil interpretasi data memperlihatkan bahwa gunung bawah laut ini memiliki ketinggian 4.617 m dan Lebar kaki gunung sekitar 50 km. Lokasi gunung  bawah laut yang terdeteksi ini berada pada jarak 320 km sebelah barat dari Kota Bengkulu (Gambar 3). Namun demikian, berdasarkan konsepsi tektonik, gunungapi di Lantai Samudera tidak seberbahaya dibandingkan gunungapi yang terbentuk di tepian benua aktif.
      

Gambar 3.   Gambaran geomorfologi pada zona subduksi dan kenampakan seamount di kerak samudera India, sumbu palung laut dan prisma akresi di lepas pantai Bengkulu.

2. Geomorfologi Palung Laut

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

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

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

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

3. Geomorfologi Prisma Akresi

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

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

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

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

Gambar 5. Geomorfologi prisma akresi yang naik kepermukaan sebagai pulau prisma akresi di lepas pantai sebelah barat Aceh.

4. Geomorfologi Cekungan Busur Muka

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

Di sisi barat cekungan ini ditemukan sesar-sesar mendatar (kelanjutan Sesar Mentawai?)  yang mengontrol aktifnya sesar-sesar tumbuh (growth fault) sehingga mengakibatkan deformasi struktur batuan sedimen pada tepian cekungan.

Berdasarkan seismik stratigrafi, umur sedimen pengisi cekungan ini relatif muda (Miocene) sehingga kurang memungkinkan terjadi pematangan sebagai source rock (IPA, 2002). Selain itu, tingkat pematangan (maturitas) batuan reservoar relatif rendah karena laju pengendapan yg relatif cepat di laut dalam, demikian pula dengan pengaruh proses pematangan diagenesa volkanisme di bagian timur yang jaraknya terlalu jauh.

Salah satu contoh terbaik terbentuknya cekungan busur muka adalah cekungan Lombok yang telah teridentifikasi memiliki komponen toponimi yang lengkap, seperti koordinat (x,y,z), batas-batas cekungan, luas, kedalaman, dsb. (Gambar 7).

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

IV.  KESIMPULAN

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

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

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

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

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

DAFTAR PUSTAKA

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

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

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

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

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

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

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

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

Di Postingkan Oleh :
Arief_ geo06

GEOLOGI UNSOED