STRUKTUR GEOLOGI PULAU BATUKALASI KABUPATEN BARRU PROPINSI SULAWESI SELATAN

DEPARTEMEN PENDIDIKAN NASIONAL
UNIVERSITAS HASANUDDIN
FAKULTAS TEKNIK
JURUSAN TEKNIK GEOLOGI

STRUKTUR GEOLOGI PULAU BATUKALASI
KABUPATEN BARRU
PROPINSI SULAWESI SELATAN

Oleh :
Andika S.B. D 611 03 036
Yanuar Z. D 611 03 012
Ramla D 611 03 001
Agus Salim D 611 02 011
Hastuti D 611 01 003
Andi Adhar D 611 02 002
Muh.Rikmal D 611 02 000
Ilmiah Harun D 611 02 022

MAKASSAR
2005

DEPARTEMEN PENDIDIKAN NASIONAL
UNIVERSITAS HASANUDDIN
FAKULTAS TEKNIK
JURUSAN TEKNIK GEOLOGI

STRUKTUR GEOLOGI PULAU BATUKALASI
KABUPATEN BARRU
PROPINSI SULAWESI SELATAN

LAPORAN
Diajukan sebagai salah satu syarat kelulusan pada mata kuliah
Geologi Struktur jurusan teknik geologi
Fakultas teknik Universitas Hasanuddin

Oleh :
Andika S.B. D 611 03 036
Yanuar Z. D 611 03 012
Ramla D 611 03 001
Agus Salim D 611 02 011
Hastuti D 611 01 003
Andi Adhar D 611 02 002
Muh.Rikmal D 611 02 000
Ilmiah Harun D 611 02 022

MAKASSAR
2005
PETROLOGI DAERAH MENGILU
KECAMATAN BANTIMALA KABUPATEN PANGKEP
PROPINSI SULAWESI SELATAN

LEMBAR PENGESAHAN

Disetujui Oleh :
Dosen pembimbing I Praktikan
Ir.Jamal R. Husain Andika S.B.
Nip : 131 802 876 Stb : D611 03 036

Yanuar Z.
Stb : D611 03 012

Ramla
Stb : D611 03 001

Agus Salim
Stb : D611 02 011

Hastuti
Stb : D611 01 003

Andi Adhar
Stb : D611 03 002

Muh. Rikmal
Stb : D611 03 000

Ilmiah Harun
Stb : D611 03 022

KATA PENGANTAR
Puji dan syukur penulis panjatkan kehadirat Tuhan Yang Maha Esa karena atas berkat rahmat dan hidayah-Nyalah sehingga laporan Lapangan Geologi Struktur ini dapat terselesaikan dengan baik.
Maksud dari penyusunan laporan lapangan ini adalah sebagai salah satu syarat kelulusan pada mata kuliah Geologi Struktur yang merupakan mata kuliah yang diajarkan pada Universitas Hasanuddin.
Penulis merasa bahwa laporan lengkap ini takkan bisa terselesaikan tanpa adanya bantuan dari pihak lain, oleh karena itu penulis mengucapkan terima kasih yang sebanyak-banyaknya kepada :
1. Kedua orang tua yang tekah banyak memberi bantuan moril dan spirituil
2. Bapak Ir. Jamal R. Husain,MT selaku dosen pembimbing.
3. Seluruh team asisten Geologi Struktur
4. Rekan-rekan mahasiswa peserta mata kuliah Geologi Struktur
Tentu saja dalam laporan ini masih banyak kekurangan oleh karena itu penyusun sangat mengharapkan adanya kritik dan saran yang bersifat membangun demi kesempurnaan laporan ini.
Akhir kata semoga laporan ini bermanfaat bagi kita semua dalam membangun wawasan kita khususnya dalam bidang Geologi Struktur.
Makassar, Juli 2005

Penyusun
DAFTAR ISI
Halaman
HALAMAN JUDUL ……………………………………………………..…….……..i
HALAMAN TUJUAN………………………………………………………..………ii
HALAMAN PENGESAHAN……………………………………………………..…iii
KATA PENGANTAR……………………………………………………………..…iv
DAFTAR ISI………….. …………………………………………………………..…v
BAB I PENDAHULUAN…………………………………………………………
I.1 Letak Geografis
I.2 Geologi Regional…….….…..……………………………………..
I.5 Peneliti Terdahulu…………………………………………………..

BAB II TINJAUAN PUSTAKA………………………………..………………..
I.5 Struktur Geologi……………………………………………………..
I.5 Peneliti Terdahulu…………………………………………………..

BAB III STRUKTUR GEOLOGI PULAU BATUKALASI….……………….……
III.1. Lipatan………….….………………………………………………..
III.2. Sesar……………………..……………………………………………
III.2. Kekar……………………..……………………………………………
III.2. Mekanisme Struktur Geologi Pulau Batukalasi………………………
BAB IV KESIMPULAN……….………………………………………………….
LAMPIRAN
Peta Geologi + Penamapang Geologi
Peta Pola Kekar
Data Pengukuran

BAB I
GEOLOGI REGIONAL

I. Letak Geografis Daerah Penelitian
Daerah Penelitian ( Pulau Batukalasi ) memiliki letak geografis yaitu 119036’14” BT – 19036’20” BT dan 406’34” LS – 406’38” LS.

II. Geologi Regional
II.1. Geomorfologi

Lokasi Praktikum lapangan termasuk dalam lembar Pangkajene dan Watampone bagian Barat, Sulawesi, dimana daerah praktikum lapangan ini berada pada pulau yang terletak pada kabupaten Barru dengan morfologi yang relative datar dan berada pada morfologi pantai yang memanjang pada daerah sebelah barat Sulawesi Selatan.

II.2. Stratigrafi

Qac : Endapan Aluvium, Danau dan Pantai; lempung, lanau, lumpur, pasir dan kerikil di sepanjang sungai sungai besar dan pantai. Endapan pantai setempat mengandung sisa kerang dan batugamping koral.
Tmcv : Anggota Batuan gunungapi ; batuan gunungapi bersisipan batuan sedimen laut; breksi gunungapi, lava, konglomerat gunungapi, dan tufa berbutir halus hingga lapilli; bersisipan batupasir tufaan, batupasir gampingan, batulempung mengandung sisa tumbuhan, batugamping dan napal. Batuannya bersusunan andesit dan basal, umumnya sedikit terpropilitkan, sebagian terkersikkan, amigdaloidal dan berlubang-lubang, ditrobos oleh retas, sill dan stock bersusunan basal dan diorit; berwarna kelabu muda, kelabu tua dan coklat. Penarikan Kalium/Argon pada batuan basal oleh Indonesian Gulf Oil berumur 17,7 juta tahun, dasit dan andesit berumur 8,93 juta tahun dan 9,92 juta tahun (J.D.Obradovich, 1972), dan basal dari Barru menghasilkan 6,2 juta tahun (T.M. van Leeuwen, 1978).
Beberapa lapisan batupasir dan batugamping pasiran mengandung moluska dan serpian koral. Sisipan tufa gampingan, batupasir tufa gampingan, batupasir gampingan, batupasir lempungan, napal dan batugamping mengandung fosil foraminifera. Berdasarkan atas fosil tersebut dan penarikan radiometri menunjukkan umur satuan ini adalah miosen tengah-Miosen Akhir.
Batuannya sebagian besar diendapkan dalam lingkungan neritik sebagai fasies gunungapi Formasi camba, menindih tidak selaras batugamping Formasi camba dan batuan Formasi Mallawa; sebagian terbentuk dalam lingkungan darat, setempat breksi gunugapi mengandung sepaian batugamping, tebal diperkirakan tidak kurang dari 4.000 meter.
Tmsv : batuan gunungapi Soppeng; breksi gunungapi dan lava, dengan sisipan tufa berbutir pasir sampai lapili dan batulempung; dibagian utara lebih banyak tufa dan breksi, sedangkan dibagian selatan lebih banyak lavanya; sebagian bersusunan basal piroksin dan sebagian basal leusit, kandungan leusitnya semakin banyak ke arah Selatan; sebagian lavanya berstruktur bantal dan sebagian terbreksikan; breksinya berkomponen antara 5 cm – 50 cm, warnanya kebanyakan kelabu tua sampai kelabu kehijauan.
Batuan gunung api ini pada umumnya terubah kuat , amigdaloidal dengan mineral sekunder berupa urat karbonat dan silikat, diterobos oleh retas ( 0,5 m – 1,0 m ) menindih tak selaras batugamping Formasi Tonasa dan ditindih selaras batuan Formasi camba; diperkirakan berumur Miosen Bawah.

II.3. Struktur Geologi

Struktur geologi pada daerah penelitian ditentukan berdasarkan gejala- gejala yang dijumpai di lapangan, berdasarkan gejala – gejala tersebut , maka pada daerah penelitian struktur geologi yang berkembang adalah :
1. Struktur Perlipatan
Struktur perlipatan ini diketahui dari adanya variasi kemiringan pada batuan vulkanik ( Tufa ) dan umumnya berasosiasi dengan sesar geser yang bekerja pada daerah penelitian.
2. Struktur Sesar
Struktur sesar yang dijumpai pada daerah penelitian yaitu struktur sesar geser, yang terbentuk pada batuan vulkanik.

3. Struktur Kekar
Struktur kekar yang terbentuk pada daerah penelitian merupakan kekar sistematik

BAB II
TINJAUAN PUSTAKA

Lipatan
Lipatan merupakan hasil perubahan bnetuk suatu bahan , ditunjukan sebagai lengkungan pada unsure garis atau bidang dalam bahan tersebut ( Ragan , 1973 ) .
Klasifikasi Lipatan
Klasifikasi lipatan yang digunakan adalah klasifikasi Rickards dan klasifikasi lain yang mendukung .
Rekontruksi lipatan
Umumnya rekontruksi lipatan dilakukan berdasarkan hasil pengukuran ( cross section di lapangan ataupun merupakan hasil proyeksi blok diagram dengan merekontraksi cross section dan blok diagram akan memebrrikan gambaran pengertian mengenai geometri dan deformasi batuan .Adapun teknik-teknik geometri yang dapat membantu dalam merekontruksi suatu lipatan adalah dengan menggunakan metode Busk , Metode Kink, metode Higgins ,dan metode proyeksi orthografis proyeksi stereografis .

1. Metode Busk
Pada umumnya digunakan untuk merekonstruksi penampang dari suatu lipatan dari suatu sayatan yang parallel dengan rounded ginges yang kecil . Dengan asumsi bahwa lapisan yang mengalami lipatan pada seluruh bagian yang menyentuh / menyinggung daerah bundaran lipatan atau diasumsikan dengan :
1. Bagian dari masing – masing lapisan pada lipatan dalam suatu bidang profil dapat dibagi ke dalam suatu segmen masing-masing lipatan yang harmonic dan permukaan dari lapisan yang berdekatan dalam suatu profil merupakan daerah yang konsentrik pada radius yang berbeda , dengan kata lain bahwa metode Busk hanya dapat digunakan pada suatu lipatan yang hampir dengan ketebalan yang konstan dan sumbu lipatan membagi sudut di antara dua sayap lipatan
Kekar
Kekar merupakan suatu rekahan yang relative tanpa mengalami pergeseran pada bidang rekahannya . Penyebab terjadinya kekar dapat disebabkan oleh gejala tektonik maupun non tektonik . Jadi di lapangan harus dapat dibedakan antara kedua jenis kekar tersebut . Klasifikasi kekar ada beberapa macam , tergantung dasar klasifikasi yang digunakan , diantaranya :

1) Berdasarkan bentuknya
2) Berdasarkan kerapatannya
3) Berdasarkan kecepatannya
4) Berdasarkan cara terjadinya ( genesanya )

Klasifikasi Kekar berdasarkan genesanya :
a. Shear Joint ( kekar gerus ) yaitu kekar yang terjadi akibat adanya tegasan tekanan ( compressive stress ) .
b. Tension Joint ( Tension stress ) dibedakan atas :
¤ Extension Joint yaitu kekar yang terjadi akibat pemekaran / tarikan
¤ Release Joint yaitu kekar yang terjadi akibat berhentinya gaya yang bekerja .

Klasifikasi kekar berdasarkan kedudukan relatifnya yaitu :
1. Kekar menjurus ( strike joint ) kekar yang arah jurusnya sejajar atau hampir sajajar dengan jurus perlapisan batuan
2. Kekar kemiringan ( dip joint ) kekar yang arahnya sejajar dengan arah
kemiringan lapisan .
3. Diagonal joint yaitu kekar yang jurusnya terletak di antara arah jurus
dan kemiringan batuan yang berasosiasi dengannya .
4. Kekar perlapisan ( bedding joint ) kekar yang sejajar dengan bidang
perlapisan batuan .
Klasifikasi Kekar berdasarkan bentuknya yaitu :
1. Kekar sistematik yaitu keakar dalam bentuk berpasangan arahnya
sejajar satu dengan yang lainnya .
2. Kekar non sistematik yaitu kekar yang tidak teratur biasanya melengkung dapat saling bertemu ( bersilangan ) di antara kekar lainnya
atau tidak memotong kekar lainnya dan berakhir pada bidang perlapisan
Klasifikasi kekar berdasarkan genesa dan keaktifan gaya yang membentuknya yaitu :
1. Kekar orde pertama yaitu sebagai hasil langsung dari gaya pembentuk
Kekar .Umumnya mempunayui bentuk dan pola yang teratur dan ukurannya relative besar .
2. Kekar orde kedua yaitu kekar sebagai hasil pengaturan kembali atau
pengaruh gaya balik / lanjutan untuk mencapai kesetimbangan massa
batuan .
Analisa Kekar
Secara skematis sebelum kita menganalisa kekar di lapangan kita harus menjalankan beberapa prosedur kerja antara lain sebagai berikut :
☻Pengumupulan / pencatatan data kekar semakin banyak semakin akurat
☻Pengelompokan data
☻Penyajian data
☻Analisa data dengan menggunakan metode statistic yang dilakukan
Dengan :
a. Diagram Kipas
b. Histogram
c. Diagram Kontur , dengan menggunakan proyeksi streografis dan proyeksi kutub
Tujuan Analisa Kekar di lapangan :
@ Menentukan kedudukan / arah umum dari kekar .
@ Menentukan arah umum dari gaya
Prosedur analisa menggunakan diagram kipas
Hal ini digunakan untuk kekar –kekar yang mempunyai kemiringan dan diukur nilai strike dan dipnya tetapi dalam diagram kipas hanya menggunakan nilai strike
Gambar diagram kipasnya yaitu berupa setengah lingkaran dengan jari-jari sepanjang harga porsentase maksimum .

Sesar
Sesar merupakan suatu bidang rekahan atau zona rekahan yang telah mengalami pergeseran.
Berdasarkan tipe geraknya (E.W. Spencer,1977), secara umum dibedakan atas :
- sesar translasi, yaitu jenis sesar yang pergeserannya sepanjang garis lurus ( Gb. 8.1)
- sesar rotasi , yaitu jenis sesar yang pergeserannya mengalami perputaran/terputar (Gb. 8.2)
sifat suatu pergeseran dapat sepaparation (pergeseran semu) dan slip (pergeseran
Separation merupakan jarak tegak lurus antara dua bidang yang tergeser dan diukur pada bidang sesar yaitu A (Gb. 8.3). komponen separation dapat diukur sejajar strike sesar dan disebut strike separation yaitu, B (Gb. 10.3), atau diukur sejajar dengan arah dip sesar dan disebut dip separation, yaitu C (Gb. 8.3).

Gambar 8.3 Gambar 8.4

Slip merupakan pergeseran relative pada sesar, diukur dari satu blok ke blok lainnya, merupakan pergeseran titik-titik yang sebelumnya berimpit. Total pergeseran relatifnya disebut dengan net-slip (Gb. 8.4)
Dasar Analisis
Macam keterakan berdasarkan gaya pembentukannya ada dua macam yaitu Irrotational Strain ‘ (pure shear) dan ‘ rotational Starin ‘ (simple shear). Pure shear disebabkan oleh tegasan tekanan atau tegasan tarikan, seperti model yang dikembangkan oleh moody dan hill ( Gb. 8.30)
Model ini akhir-akhir ini dipertanyakan oleh banyak ahli karena memuat anggapan yang terlalu sederhana tentang adanya tegasan utama berarah utara – selatan.
Pencantungan tingkatan –tingkatan orde pembentukan struktur tidak mengandung pengertian secara kronologis dalam artian pembentukan orde I kemudian diikuti orde –orde selanjutnya ( orde 2, 3 dan selanjutnya ), melainkan suatu proses yang simultan.
Pengertian orde disini hanya mengandung pengertian orde-orde berikutnya ( 2, 3 dst ) memiliki orientasi dan dimensi yang lebih kecil serta dibatasi oleh sesar –sesar orde yang lebih tinggi, sedangkan tegasan gerus (shear stress) akan menyebabkan rotational strain/ simple shear seperti model dari harding, 1974; Sounder, Thomas et al,1973.
Unsur – unsure istilah dalam sesar (Gb.8.5)
- Bidang sesar
Merupakan suatu bidang sepanjang rekahan dalam batuan yang tergeserkan.
- Dip sesar
Merupakan sudut antara bidang sesar dengan bidang horizontal dan diukur tegak lurus jurus sesar, strike dan dip sesar menunjukkan kedudukan dari bidang sesar.
- Hade
Merupakan sudut antara garis vertical dengan bidang sesar, dan merupakan penyiku dari dip sesar.
- Throw
Merupakan komponen vertical dari slip/separation, diukur pada bidang vertical yang tegak lurus dengan jurus sesar
- Heave
Merupakan komponen horizontal dari/separation, diukur pada bidang vertical yang tegak lurus dengan jurus sesar
- Hanging wall dan foot wall
Merupakan blok yang terletak diatas bidang sesar dan dibawah bidang sesar.

Gambar 8.5

Klasifikasi Sesar :
Penamaan dari suatu sesar adalah tergantung dari dasar klasifikasi yang digunakan, diantaranya sebagai berikut ;
1. Berdasarkan orientasi pola tegasan utama yang menyebabkannya (Anderson, 1951).
- Thrust fault
Jika tegasan utama maksimum dan intermediate adalah horizontal (Gb. 8.6)
- Normal fault
Jika pola tegasan utama maksimum adalah vertical (Gb. 8.7)
- Wrench fault (strike slip fault),
Jika pola tegasan utama maksimum dan minimum adalah horizontal (Gb. 8.8).

Gambar 8.6 Gambar 8.7

Gambar 8.8
Menurut Billing, 1977 istilah Thrust fault digunakan untuk sesar naik dengan slip sesar 450 reverse fault, dan apabila dip sesar relative landai disebut overthrust fault.
Sedangkan sesar normal yang kemiringan bidangnya kecil (low angle) disebut detachment fault.

2. Berdasarkan separation dan slip (1955)
a. Separation :
• Dip separation :
- Normal separation fault (Gb. 8.3)
- Reverse separation fault
- Thrust separation fault
• Strike separation :
- Left lateral separation fault (Gb. 8.3)
- Right lateral separation fault
• Combined dip and strike separation : misalnya Normal left laterar separation fault.

b. Slip
• Dip Slip :
- Normal slip fault (gerakan angka 4 pada (Gb. 8.4))
- Reverse slip fault
- Thrust slip fault

• Strike slip :
- Right lateral slip fault
- Left lateral slip fault ( gerakan angka 2 pada (Gb. 8.4)
• Oblique slip :
- Normal right leteral slip fault (gerakan angka 5 pada (Gb. 8.4)
- Reverse left lateral slip fault ( gerakan angka 1 pada (Gb. 8.4)
• Dan variasi lainnya
3. Berdasarkan besar rake dari net slip (Billings, 1977)
- strike slip fault
jika net slip sejajar dengan strike sesar tidak ada komponen dip slip, besarnya rake net slip 00.
- Dip slip fault,
Jika rake net slip adalah 900 sehingga tidak ada komponen strike slip.
- Diagonal slip fault
jika rake net slip lebih besar 00 dan lebih kecil 900, sehingga disini mempunyai komponen strike slip dan komponen dip slip.

Peneliti Terdahulu
Secara umum daerah penelitian dan sekitarnya telah diteliti oleh beberapa peneliti terdahulu, antara lain :
 Yan Sopaheluwakan, ( 1979 )
 Sartono dan Astadireja ( 1981 )
 Rab Sukamto ( 1982 )
 Rab Sukamto dan Simandjuntak ( 1983 )
 Nurmaan ( 1991 )
 M.Saleh Sahabuddin ( 1994 )
 Wakita K.,dkk ( 1994 )
 Zulfan Rahimi ( 1998)

BAB III
STRUKTUR GEOLOGI PULAU BATUKALASI

III. 1 Lipatan
Pada daerah penelitian dijumpai adanya lipatan dimana

BAB IV
KESIMPULAN

Dari praktikum lapangan pada Pulau Batukalasi dapat ditarik kesimpulan yaitu antara lain :
 Daerah penelitian mengalami perlipatan , kemudian tersesarkan yakni mengalami sesar geser dan setelah itu terkekarkan.
 Daerah penelitian tersusun oleh endapan alluvial dan batuan vulkanik.
 Pada daerah penelitian tegasan utama yang bekerja memiliki arah N 3200 E.

Published in: on 22 January 2010 at 4:42 pm  Leave a Comment  
Tags:

PEMBENTUKAN MINERAL FELSFAR JENIS PALGIOKLAS DAERAHGUNUNG MERAPI JAWA TENGAH

BAB III
PEMBENTUKAN MINERAL FELSFAR JENIS PALGIOKLAS
DAERAHGUNUNG MERAPI JAWA TENGAH

Telah lama Gunung Merapi menjadi pusat perhatian para ahli. Sejak zaman penjajahan Belanda, Gunung Merapi telah menjadi prioritas bagi pemerintah kolonial dalam usaha pemantauan gunungapi. Pada saat itu perhatian diarahkan ke Gunung Merapi hanya karena gunung ini mempunyai aktivitas yang hampir berlangsung secara menerus. Apa yang sedng disebut sebagai “waktu istirahat”, untuk Gunung Merapi hanya berlangsung kurang dari (delapan) tahun. Bahkan, pada umumnya waktu istirahat yang benar-benar istirahat tanpa aktivitas yang berarti, hanya berlangsung tidak lebih dari 3 (tiga) tahun. Alasan tersebut masih berlaku sampai saat ini yaitu bahwa Gunung Merapi tetap mempunyai tingkat aktivitas yang tinggi.
Dari sudut ilmu pengetahuan timbul pertanyaan apa yang membedakan Gunung Merapi dari gunungapi lainnya di dunia yang jumlahnya ratusan. Memang terdapat gunungapi lainnya yang juga mempunyai tingkat aktivitas tinggi dan menerus, namun demikian, Gunung Merapi tetap menjadi kasus yang menarik bagi para ahli gunungapi. Karakteristik Gunung Merapi muncul dari berbagai sudut disiplin ilmu seperti geologi, geofisika dan geokimia. Pemahaman tentang apa dan bagaimana Gunung Merapi itu tidak hanya menjadi perhatian para vulkanolog namun juga bagi masyarakat luas. Perhatian masyarakat tertuju pada pemahaman tentang apa yang dapat dimanfaatkan dan apa yang perlu diwaspadai dari gunung ini.
Keseimbangan antara aspek manfaat dan aspek bahaya diperkirakan akan menjadi kund keharmonisan lingkungan dan masyarakat di sekitar Gunung Merapi.
Di Indonesia, sebagai daerah perbatasan antar beberapa lempeng tektonik, terdapat sekitar 129 gunungapi. Jenis dan karakter gunungapi dalam beberapa hal mirip satu dengan yang lain namun dalam hal lain sangat berbeda antara satu dengan yang lain. Disamping tinjauan dari bidang geologi, fisika dan kimia, dari sudut sosial, Gunung Merapi menempati hal yang istimewa di antara gunungapi Indonesia. Alasan pertama terutama besarnya pertumbuhan penduduk di sekitar Gunung Merapi. Padatnya populasi di lereng Merapi menjadikan gunungapi tersebut pedu untuk diperhatikan. Tata ruang dalam kependudukan dan dunia usaha juga secara tidak langsung terkait dengan aktivitas Gunung Merapi.
Eksploitasi produk vulkanik seperti pasir, kerikil dan batu menjadi sumber mata pencaharian penduduk lereng Merapi. Populasi yang padat menuntut, secara alamiah, terdapatnya sumbersumber kekayaan alam yang dapat dimanfaatkan oleh penduduk baik secara langsung maupun tidak langsung. Lingkungan yang subur bagi pertanian tanaman pangan dan sayuran dan tanaman lain seperti tembakau memberikan tempat yang menghidupi bagi penduduk lereng Merapi.
Cuaca yang sejuk, pemandangan yang indah dan udara yang segar menjadi daya tarik bagi masyarakat di luar lingkungan Merapi untuk semakin dekat dengan Gunung Merapi. Kedekatan dapat terwujud dalam bentuk kunjungan wisata maupun perpindahan ke lereng Merapi sebagai tempat tinggal tetap. Eksploitasi bahan galian, usaha pangan dan sayuran serta wisata akhirnya memutar roda ekonomi di lingkungan sekitar Merapi. Perputaran ekonomi semakin cepat dan meningkat hingga suatu saat berhadapan dengan aspek resiko bencana dari aktivitas Merapi. Akhirnya pemahaman terhadap karakter Merapi menjadi kebutuhan bagi setiap orang, baik yang berada di lereng Merapi maupun yang ingin berdekatan dengan Merapi.
Monitoring aktivitas Gunung Merapi telah berkembang dari tingkat yang paling sederhana dengan cara pemantauan secara visual menuju pada pemantauan secara instrumental. Data-data kegempaan telah terekam secara menerus sejak tahun 1982. Walaupun dalam modus yang tidak menerus, studi tentang seismisitas Merapi telah dilakukan sejak tahun 1930. Data tiltmeter telah memberikan seberapa besar penggembungan tubuh gunung Merapi menjelang letusan. Pemantauan emisi gas S02 telah dilakukan sejak tahun delapanpuluhan. Data hasil pemantauan tersebut telah memberikan kontribusi yang besar bagi pemahaman karakter gunung Merapi. Muncul kecenderungan bahwa ciri spesifik dari Gunung Merapi juga semakin jelas. Penelitian-penelitian dasar yang ditujukan pada analisis kondisi internal Gunung Merapi melalui penerapan ilmu geologi, geokimia dan geofisika telah membuka tabir dinamika vulkanisnya yang semakin meningkatkan pemahaman tentang proses-proses yang menuju pada erupsi.
GEOLOGI GUNUNG MERAPI
FISIOGRAFI DAN MORFOLOGI
Gunung Merapi tumbuh di atas titik potong antara kelurusan vulkanik Ungaran-Telomoyo-Merbabu-Merapi dan kelurusan vulkanik Lawu-Merapi-Sumbing-Sindoro-Slamet. Kelurusan vulkanik Ungaran-Merapi tersebut merupakan sesar mendatar yang berbentuk konkaf hingga sampai ke barat, dan berangsur-angsur berkembang kegiatan vulkanisnya sepanjang sesar mendatar dari arah utara ke selatan. Dapat diurut dari utara yaitu Ungaran Tua berumur Pleistosen dan berakhir di selatan yaitu di Gunung Merapi yang sangat aktif hingga saat ini. Kadang disebutkan bahwa Gunung Merapi terletak pada perpotongan dua sesar kwarter yaitu Sesar Semarang yang berorientasi utara-selatan dan Sesar Solo yang berorientasi barat-timur.
Secara morfologi tubuh gunung Merapi dapat dibagi menjadi empat bagian yaitu Kerucut Puncak, Lereng Tengah dan Lereng Kaki dan Dataran Kaki (Sari,1992). Kerucut puncak dibangun oleh endapan paling muda berupa lava dan piroklastik. Satuan lereng tengah dibangun oleh endapan lava, piroklastik dan lahar. Lereng kaki dan Dataran Kaki tersusun dari endapan piroklastik, lahar dan aluvial. Dari bentuknya, dibandingkan dengan gunungapi disebelahnya yaitu Gunung Merbabu, Gunung Merapi nampak jauh lebih runcing. Hal ini menunjukkan bahwa pertumbuhan bagian puncaknya relatif lebih cepat. Hal ini didukung pula oleh kenyataan bahwa pada saat ini produk aktivitas Merapi hanya tersebar pada jarak yang dekat dari puncak Merapi.
Kerucut puncak Merapi yang sering disebut sebagai Gunung Anyar merupakan bagian Merapi yang paling muda. Semua aktivitas Merapi terpusat pada puncak kerucut ini. Kawah utama Merapi saat ini berupa bukaan berbentuk tapal kuda yang mengarah ke barat-baratdaya. Morfologi kawah ini terbentuk sesudah letusan tahun 1961. Secara umum, dataran puncak Merapi tersusun dari kubah-kubah lava yang tidak terlongsorkan. Beberapa area di dataran puncak Merapi di luar kawah utama mengeluarkan banyak uap vulkanik yaitu di area Gendol dan Woro, bagian tenggara dataran puncak.

Bagian lereng barat Merapi merupakan daerah aliran guguran dan piroklastik. Daerah ini merupakan daerah terbuka karena sering terlanda awanpanas. Daerah lereng timur sebagai bagian dari struktur Merapi Tua jarang terkena dampak aktivitas Merapi. Lereng ini lebih banyak tedutup dengan vegetasi. Morfologinya nampak dipisahkan dari kerucut-Merapi dengan sesar yang berbentuk tapal kuda yang melalui bawah Gunung ljo, lereng timur Merapi.
Lereng kaki Merapi tersusun dari punggungan-punggungan radial yang diselingi dengan hulu-hulu sungai. Beberapa sungai penting yang berada di lereng barat yaitu Batang, Bebeng, Putih, Blongkeng, Sat, Lamat dan Senowo. Alur-alur pada hulu sungai tersebut yang sering mendapat tambahan material produk letusan.
STRATIGRAFI
Penelitian terdahulu dari G. Merapi menunjukkan bahwa sejarah G. Merapi cukup komplek dan pembagian detail dari sejarah Merapi sendiri masih memerlukan penelitian lebih lanjut. Berbagai penelitian geologi yang dilakukan di Merapi antara lain Wirakusumah (1989), Berthommier (1990), Newhall & Bronto (1995) dan Newhall et al (in press). Wirakusumah (1989) membagi Geologi Merapi menjadi 2 kelompok besar yaitu Merapi Muda dan Merapi Tua. Penelitian yang dilakukan sesudahnya semakin merinci unit-unit stratigraf! di Merapi.
Secara garis besar sejarah G. Merapi dapat dibagi menjadi 4 bagian (Bedhommier, 1990).
PRA MERAPI (lebih dari 400.000 tahun yang lalu)
Sebelum terbentuk Gunung Merapi, pada masa ini sudah terdapat apa yang sekarang nampak sebagai Gunung Bibi, gunung basaltik andesit, yang terletak di lereng timur Merapi, termasuk di daerah Boyolali. Walaupun sama sepeni lava Merapi berjenis basalt-andesitik, batuan gunung Bibi berbeda dari batuan Merapi, karena tidak mengandung orthopyroxen. Puncak Bibi mempunyai ketinggian sekitar 2050 meter di atas muka laut. Lokasi ini dapat dicapai melalui desa Cepogo naik ke arah Merapi. Jarak datar antara puncak Bibi dan puncak Merapi sekitar 2.5 kilometer. Karena umurnya yang jauh lebih tua darl gunung Merapi bukit ini telah mengalami alterasi yang kuat, contoh batuan segar sudah sulit sekali ditemukan. Umurnya diperkirakan sekitar 700.000 tahun.
MERAPI TUA (60.000 sampai 8000 tahun yang lalu)
Pada masa ini mulal lahir Gunung Merapi dan merupakan fase awal dari pembentukannya. Kerucut G. Merapi belum terbentuk sempurna. Produk erupsinya bervariasi. Ekstrusi awalnya berupa lava basaltik yang membentuk Gunung Turgo dan Plawangan berumur sekitar 40.000 tahun. Produk aktivitasnya terdiri dari batuan dengan komposisi andesit basaltik; dari awanpanas, breksiasi lava dan lahar.
MERAPI PERTENGAHAN (8000 sampai 2000 tahun yang lalu)
Terjadi beberapa lelehan lava andesitik yang menyusun bukit Batulawang dan Gajahmungkur, yang saat ini nampak di lereng utara Merapi. Batuannya terdiri dari aliran lava, breksiasi lava dan awan panas. Aktivitas Merapi dicirikan dengan letusan efusif (lelehan) dan eksplosif. Diperkirakan juga terjadi letusan eksplosif dengan “debris-avalanche” (sebagaimana terjadi di Mount St. Helens, dalam skala kecil), ke arah barat yang meninggalkan morfologi tapal-kuda dengan panjang 7 kilometer, lebar 1-2 kilometer dengan beberapa bukit di lereng barat. Pada periode ini terbentuk Kawah Pasarbubar.
MERAPI BARU (2000 sampai sekarang)
Dalam kawah Pasarbubar terbentuk kerucut puncak Merapi yang saat ini disebut sebagai Gunung Anyar. Aktivitas Merapi terdiri dari aliran basalt dan andesit lava, awanpanas serta letusan magmatik dan phreatomagmatik. Kubah lava menjadi pusat aktivitas Gunung Merapi sampai saat ini.
Batuan dasar dari G. Merapi diperkirakan berumur Merapi Tua. Sedangkan Merapi yang sekarang ini berumur sekitar 2000 tahun. Letusan besar dari G. Merapi terjadi di masa lalu yang dalam sebaran materialnya telah menutupi Candi Sambisari yang terletak + 23 km dari G. Merapi. Newhall et al (in press) juga menyatakan bahwa akibat letusan besar di masa lalu dari G. Merapi, material hasil letusannya diperkirakan telah membendung K. Progo yang kemudian membentuk danau. Namun demikian, waktu dari letusannya masih diperdebatkan.
Studi stratigrafi yang dilakukan oleh Andreastuti (1999) telah menunjukkan bahwa beberapa letusan besar, dengan indek letusan (VEI) sekitar 4, tipe Plinian, telah terjadi di masa lalu. Letusan besar terakhir dengan sebaran yang cukup luas menghasilkan Selokopo tephra yang terjadi sekitar sekitar 500 tahun yang lalu (490 + 100 yrs. B.P) (MN15 NB-1). Namun demikian, erupsi eksplosif dari G. Merapi yang teramati diperkirakan masih terjadi lagi pada sekitar 250 tahun yang menghasilkan Pasarbubar tephra. Meskipun demikian, letusannya relatif kecil dibandingkan letusan yang menghasilkan Selokopo tephra.
Berdasarkan pengamatan terhadap jenis endapan dan besar letusannya, letusan G. Merapi di masa lalu (3000 BP – 1800 AD) dapat dibedakan menjadi 3 (Andreastuti, 1999) kelompok:
Kelompok 1: letusan kecil menghasilkan satu jenis endapan yang relatif tipis atau aliran lava.
Kelompok 2: letusan medium menghasilkan endapan tephra yang menunjukkan asosiasi sederhana dari endapan yang ketebalannya relatif tipis.
Kelompok 3: letusan besar yang menghasilkan endapan tebal dengan asosiasi jenis endapan yang komplek.
Pembagian tersebutdiatas berlaku untuk kejadian letusan pra-1 800 AD. Bila diterapkan pada letusan sekarang (sesudah-1 800 AD), maka endapan yang terbentuk dapat digolongkan dalam kelompok 1, contohnya lava, awanpanas atau endapan surge dan kelompok 2, yaitu asosiasi endapan awanpanas dan surge.
Endapan hasil letusan yang sekarang berupa awanpanas yang meskipun cukup tebal (mencapai 8m), namun hanya tersebar di lembah-lembah tertentu. Hal ini menunjukkan bahwa letusannya relatif kecil. Pada letusan pra-1 800, hasil letusan berupa endapan jatuhan yang ketebalannya lebih tipis namun merata di sekitar gunung. Tekanan internal magma pada letusan yang menghasilkan awanpanas lebih kecil daripada yang menghasilkan letusan dengan endapan jatuhan.
Berdasarkan pengamatan geokimia, proses magmatilk dari G. Merapi mencakup proses diferensiasi dan suplai magma (Bahar, 1984, Berthommier, 1990; Andreastuti, 1999) dari dapur magma yang lebih dalam selain itu proses kontaminasi juga berperan dalam perkembangan magma dari G. Merapi (Bahar, 1984, Berthommier, 1990). Lebih jauh, Del Marmol (1989) menyatakan bahwa letusan dari G. Merapi terutama dipicu oleh perubahan kandungan air dan perubahan kecepatan kristalisasi magma.
Dalam perkembangannya, sifat letusan G. Merapi menunjukkan sifat perubahan komposisi magma yang berulang dari basa ke asam. Komposisi SiO2 pada sekitar 1000 tahun terakhir mengalami variasi dengan nilai terendah sekitar 50.5 % sampal 56.5 %. Tentu saja perubahan komposisi in! akan berpengaruh pada tingkah laku Merapi. Walaupun perubahan SiO2 berfluktuasi, dalam jangka panjang terjadi kecenderungan kenaikan komposisi yang jelas. Hal ini tedilhat baik dari letusan yang sekarang maupun letusan masa lalu (Andreastuti, 1999). Namun demikian, perubahan sifat letusan dari eksplosif menjadi efusif pada periode saat ini merupakan perubahan yang penting, karena berpengaruh pada jenis dan resiko dari letusan. Dibandingkan dengan letusan masa lampau, letusan masa kini relatif kecil (VEI 1-3).
PETROGRAFI
Gunung Merapi merupakan gunungapi tipe basalt-andesitik dengan komposisi SiO2 berkisar antara 50-58 %. Beberapa lava yang bersifat lebih basa mempunyai SiO2 yang lebih rendah sampal sekitar 48%. Batuan Merapi tersusun dari plagiolklas, olivin, piroksen, magnetit dan amphibol. Plagioklas merupakan mineral utama pada batuan Merapi dengan komposisi sekitar 34%. Menurut del Marmol (1989), lava Merapi mempunyai tingkat kristalinitas 32 58% (fenokris > 0.2 mm). Sedangkan penelitian dari endapan tephra pra-1800 AD (Andreastuti, 1999), mengandung fenokris 15-50%. Asosiasi mineral dari endapan tephra Merapi , yaitu:
a.Plagioklas-klinopiroksen-ortopiroksen-hornblende
b. Plagioklas-hornblende-klinopiroksen
Asosiasi mineral (a) merupakan kelompok yang dominan untuk endapan pra-1800 AD. Sedangkan endapan lava dan tephra sesudah-1800 AD terutama mempunyai asosiasi mineral:
a.Plagioklas-klinopiroksen-ortopiroksen-hornblende-olivin
b. Plagioklas-klinopiroksen-ortopiroksen
Asosiasi mineral (b) adalah umum ditemukan dalam endapan tephra dan lava sesudah1800 AD.
Batuan Merapi yang bersifat basalt-andesitik dan andesitik merupakan hasil evolusi dari high-Al basalt sebagai magma asalnya. Disamping differensiasi kristalisasi, magma Merapi dipengaruhi juga oleh adanya kontaminasi dari batuan mantel dan kerak bumL Adanya kontaminasi dari mantel bumi ditunjukkan dengan. adanya asimilasi antara olivin forsteritik dan high-Al basalt. Xenolith karbonat merupakan indikasi adanya kontaminasi dari batuan sedimen di kerak bumL Xenolith gabbro, walaupun tingkat kontaminasinya kecil, menjadi petunjuk adanya kontaminasi dari batuan tertua yang ditemudipulauJawa(delMarmol,1989).
Magma Merapi berasal dari high-Al basalt yang terkumpul di dapur magma. Magma basalt ini mempunyai kandungan air sekitar 2% berat. Dari analisis kristalisasi disimpulkan bahwa dapur magma berada pada suatu kedalaman antara 7-17 kilometer (estimasi petrografik) atau setara dengan tekanan lithostatik 2 sampai 5 kilobar (del Marmol, 1989). Dapur magma diperkirakan mempunyai volume sekitar 10 kmI. Nilai volume ini diperoleh dari perhitungan berdasarkan data laju erupsi, pertumbuhan kristal, ukuran kubah lava.

BAB I

PENDAHULUAN

I.1 Maksud dan Tujuan

Maksud dari pembuatan makalah ini adalah untuk mengetahui pembagian atau penggolongan ,proses terbentuknya serta keterdapatan dari mineral industri tersebut
Tujuan dari pembuatan makalah ini adalah untuk mengetahui untuk mengetahui jenis –jenis mineral industri yang ada di indenesia serta cadanghan dari 1mineral tersebut.
1.2.Latar Belakang
Mineral merupakan sumber daya alam yang pembentukannya memerlukan waktu yang jutaan tahun dan sifat utamanya tidak terbarukan .Mineral dapat dimanfaatkan sebgaai bahan baku dalam industri dan produksi .dalam hal yang demikian mineral sebagai bahan galian .Pemerintah Indonesia membagi bahan galian menjadi 3 golongan yaitu :
 Bahan galian yang strategis disebut pula bahan gal;ian golongan A terdiri dari minyak bumi ,bitumen cair ,lilin beku ,gas alam ,nikel kobalt dan timah
 Bahan galian vital yang disebut juga bahan galian golongan B terdiri atas besi ,mangan ,klorm ,tima seng ,emas ,platina .
 Bahan galian non strategis dan non vital disebut pula sebagai bahan galian golongan C terdiri atas nitrat ,nitrit dan fosfat garasm batu dan asbes
Bahan galian industri termasuk dalam bahan galian golongan C walaupun beberapa termasuk dalam bahan galian yang lain,Secara geologi bahan galian tersebut terdapat dalam batuan beku ,sedimentr dan metamorf

Bab II
PENGERTIAN DAN PENGGOLONGAN
II. Pengertian
Menurut undang –undang no 11 tahun 1964 tentang ketentuan –ketentuan pokok pertambangan maka mineral industri meriupakan unsur –unsur kimia ,mineral –mineral bijih dan segala macam batuan mulia yang merupakan endapan-endapan alam .
II.2.Penggolongan
Peraturan Pemerintah (PP) tentang penggolongan bahan-bahan galian No. 25 tahun 1964 berada pada pasal 1 adalah :
• Golongan bahan galian yang strategis adalah :
 Antrasit, semua jenis batubara muda.
 Besi, titanium, Vandanium Wolframit, Chromium, Nikel, Cobalt, Mangan, Timah putih, Molybden.
 Thorium, Radium, Zirkon, Serium, Bauxit, dan Kriolit.
 Minyak bumi, lilin bumi, semua jenis bitumen cair, semua gas yang mudah terbakar.
 Semua jenis bitumen padat dan aspal.
• Golongan bahan galian yang vital adalah :
 Emas, Platina, Raksa, dan perak.
 Belerang, Silinium, Telurium, Arsen, Antimon, Bismuth.
 Osmium, Peladium, Iridium, Niobium, Tunyalium, Lithium, Ruthenium, Indium, dan logam-logam tanah yang lain.
 Magnesium, Kadmium, Barium, Strontium, dan Kalsium.
 Nitrat-nitrat, Fosfat-fosfat, Yarosit, Tawas, Trusi, Kyanit, Andalusit, Garambatu, dan Flurit.
 Piropillit, Mika, Asbes, Piezo, Kuarsa – listrik, Grafit, dan tanah diatomae.
 Kaolin, Pasir kuarsa, Gips, dan Feldspar.
 Batu permata, setengah permata dan intan
 Yodium, Bromium, Klor, dan Persenyawaannya.
• Golongan bahan galian yang tidak termasuk dalam golongan A dan B adalah :

Published in: on 22 January 2010 at 4:40 pm  Leave a Comment  
Tags:

MINERAL

Bagian terluar dari bumi yang disebut kerak bumi dan disusun oleh batuan dan mineral, merupakan bagian yang sangat tipis dibandingkan dengan bagian bumi lainnya. Tetapi bagian ini merupakan bagian bumi yang sangat penting bagi kehidupan manusia. Manusia sangat membutuhan segala sesuatu dari bagian bumi ini seperti minyakbumi, bahan baku industri dan juga bahan perhiasan seperti emas.
Kebanyakan orang menganggap batuan adalah segala sesuatu yang keras, sedangkan mineral adalah segala bahan galian atau batu mulia yang ditambang dan mempunyai nilai ekonomis. Tetapi anggapan tersebut sangat jauh dari keadaan yang sebenarnya.
Batuan dengan sederhana didefinisikan sebagai agregasi dari satu atau beberapa jenis mineral yang bercampur menjadi satu, tetapi sifat dasar dari tiap mineral tersebut masih tetap terlihat. Meskipun kebanyakan batuan tersusun dari bermacam mineral, tetapi hanya mineral tertentu saja yang umumnya dijumpai dalam jumlah yang dominan, sehingga materi tersebut dapat bertindak sebagai batuan atau mineral.
Mineral merupakan bahan padat bentukan alam, umumnya tersusun oleh material anorganik, mempunyai struktur atom tertentu dan sifat kimia yang spesifik. Meskipun definisi tersebut dikatakan tepat tetapi masih ada juga beberapa pengecualian. Batubara dan minyak bumi yang tersusun oleh material organik, oleh beberapa ahli geologi dikategorikan sebagai mineral. Ada juga beberapa mineral yang mempunyai komposisi yang bervariasi.
Pada bagian ini terutama akan dibahas tentang mineral, meskipun tetap diingat bahwa batuan merupakan agregat dari mineral.

Sifat Fisik Mineral

Mineral merupakan benda padat yang terbentuk oleh proses anorganik. Tiap mineral memiliki susunan atom yang teratur dan komposisi kimia tertentu, yang memberikan sifat fisik yang spesifik. Untuk menentukan struktur atom dan komposisi kimia suatu mineral diperlukan test dan peralatan yang sopistikated. Oleh sebab itu sifat fisik mineral sering digunakan untuk mendeterminasi suatu mineral. Sifat fisik mineral yang sering digunakan untuk mendeterminasi suatu mineral antara lain :
Bentuk kristal (form)
Bnetuk kristal merupakan kenampakan luar mineral yang mencerminkan susunan atom yang teratur dari mineral tersebut. Kadangkala suatu mineral memiliki lingkungan yang memungkinkan mineral tersebut dapat membentuk individu kristal dengan teratur. Beberapa kristal seperti mineral kuarsa, dapat mengkristal dengan bentuk yang teratur, sehingga sangat memudahkan dalam mendeterminasi kristal tersebut. Sebaliknya kebanyakan mineral mengkristal dengan bentuk yang tidak beraturan, karena masing-masing membutuhkan ruangan yang cukup untuk membentuk kristal yang teratur. Akibatnya kristal-kristal akan saling tumbuh sehingga tidak membentuk kristal yang sempurna.
Kilap (Luster)
Kilap merupakan kenampakan refleksi cahaya pada bidang kristal. Mineral dengan kenampakan seperti logan disebut memiliki kilap logam (metalik), mineral dengan kilap non metalik mempunyai kilap yang bervariasi, antara lain vitreous (kilap seperti kaca), pearly, silky, erathy, dll. Beberapa mineral mempunyai kilap antara logam dan non logam disebut kilap submetalik.
Warna (colour)
Meskupin warna merupakan sifat fisik yang paling mudah dikenali, tetapi sifat fisik ini tidak dapat dijadikan dasar untuk menentukan jenis mineral. Warna mineral kadang-kadang sudah mengalami pengotoran, sehingga mineral yang sama dapat memiliki warna yang berbeda.
Cerat (Streak)
Cerat adalah warna mineral dalam bentuk bubuk (diketahui dengan menggoreskan pada keping porselen). Meskipun warna suatu mineral dapat bermacam-maca, tetapi ceratnya selalu sama. Jadi warna cerat lebih merupakan warna asli dari mineral. Cerat dapat juga membantu untuk membedakan mineral metalik dan non metalik. Mineral dengan kilap metalik biasanya mempunyai cerat lebih gelap daripada cerat mineral dengan kilap non metalik.
Kekerasan (Hardness)
Salah satu sifat fisik mineral yang sangat berguna adalah kekerasan, yaitu daya tahan mineral terhadap abrasi atau goresan. Kekerasan suatu mineral yang belum diketahui dapat diukur dengan menggoreskan pada mineral lain yang telah diketahui kekerasannya, atau sebaliknya. Nilai kekerasan dapat disebandingkan dengan skala Mohs, yaitu urutan dari kekerasan mineral yang terdiri dari 10 mineral dengan kekerasan mulai dari 1 sampai 10.
1 Talk
2 Gipsum
3 Kalsit
4 Fluorit
5 Apatiti
6 Ortoklas
7 Kuarsa
8 Topaz
9 Korondum
10 Intan

Mineral yang tidak diketahui kekerasannya dapat juga dibandingkan dengan benda lain yang diketahui kekerasannya. Beberapa benda yang diketahui kekerasannya antara lain kuku manusia mempunyai kekerasan 2,5, kaca 5,5 dan logam tembaga 3. Mineral gipsum dapat dengan mudah digores dengan kuku, sedangkan kalsit dapat menggores kuku manusia. Mineral Intan merupakan mineral yang paling keras yang sangat umum, dan dapat digunakan untuk memotong kaca dengan mdah.
Belahan (Cleavage)
Belahan adalah kecenderungan mineral untuk pecah melalui bidang yang rata. Mineral yang mempunyai bidang belah dapat diketahui dengan menunjukkan adanya bidang yang rata apabila mineral tersebut dipecahkan. Contoh mineral dengan belahan yang baik adalah mika. Karena mika mempunyai belahan satu arah, maka bila mineral tersebut dihancurkan akan membentuk lembaran-lembaran yang tipis. Mineral dapat mempunyai belahan beberapa arah, tetapi ada pula mineral yang tidak mempunyai bidang belahan. Mineral yang mempunyai belahan lebih dari satu arah dikenal dengan jumlah bidang rata yang ditunjukkan dan sudut yang dibentuk oleh bidang belahannya.
Pecahan (Fracture)
Pecahan merupakan kenampakan pecahan dari mineral. Kenampakan ini kebanyakan ditunjukkan oleh mineral yang tidak mempunyai bidang belahan. Mineral kuarsa menunjukkan kenampakan seperti pecahan kaca yang disebut konkoidal. Kebanyakan mineral menunjukkan pecahan tidak rata.
Berat jenis (specifik gravity)
Berat jenis merupakan angka yang menunjukkan perbandingan antara berat mineral dengan berat dari volume air. Jika mineral mempunyai berat 3 kali dari berat air dengan volume yang sama, maka mineral tersebut mempunyai berat jenis 3. Secara praktis berat jenis mineral dapat diperkirakan dengan menimbang di tangan. Bila mineral tersebut terasa berat, seperti beratnya satu contoh batuan, maka berat jenisnya sekitar 2,5 sampai 3. Mineral logam umumnya memiliki 3 kali lipatnya. Galena mempunyai berat jenis 7,5 sedangkan berat jenis emas 24 karat adalah 20.
Mineral dengan berat jenis lebih besar dari 2,89 disebut dengan mineral berat. Mineral berat ini diperoleh dengan memisahkannya dari mineral ringan dengan menggunakan cairan berat biasanya dipakai cairan bromoform. Asosiasi kumpulan mineral berat dapat digunakan untuk mengetahui sumber material dari sedimen atau batuan sedimen.

Penggolongan Mineral

Lebih dari 2000 mineral telah diketahui sampai sekarang ini, dan usaha-usaha untuk mendapatkan mineral-mineral baru terus dilakukan. Dari jumlah tersebut hanya beberapa yang umum atau sering dijumpai. Mineral-mineral yang dominan sebagai pembentuk batuan penyusun kerak bumi disebut mineral pembentuk batuan (Rock Forming Minerals). Selain itu hanya sekitar 8 unsur yang dominan menyusun mineral-mineral tersebut. Dua unsur yang paling dominan adalah oksigen dan silikon yang bergabung untuk menyusun kelompok mineral yang sangat umum yaitu mineral silikat. Setiap mineral silikat disusun oleh oksigen dan silikon, kecuali kuarsa, ditambah dengan satu atau lebih unsur lainnya untuk membentuk sifat kelistrikan yang netral. Setelah mineral silikat, group mineral yang umum adalah mineral karbonat dengan mineral kalsit merupakan mineral yang paling umum. Mineral yang umum sebagai pembentuk batuan adalah gipsum dan halit.
Beberapa mineral pembentuk batuan merupakan mineral-mineral yang mempunyai nilai ekonomis yang tinggi. Mineral-mineral tersebut biasanya merupakan mineral bijih dari logam seperti hematit (besi), sfalerit (seng) dan galena (timbal). Selain itu group mineral hanya disusun oleh satu unsur saja yang disebut native mineral seperti emas, platina dan karbon (intan). Perlu juga dicatat, mineral pembentuk batuan lainnya juga banyak mempunyai nilai ekonomis tinggi, seperti mineral kuarsa dapat digunakan untuk industri kaca, mineral kalsit sebagai mineral utama dalam industri semen.

Tabel. Kelimpahan dari unsur-unsur dalam kerak bumi

Oxygen (O) 46,6 %
Silicon (Si) 27,7 %
Aluminium (Al) 8,1 %
Iron (Fe) 5,0 %
Calcium (Ca) 3,6 %
Sodium (Na) 2,8 %
Potassium (K) 2,6 %
Magnesium (Mg) 2,1 %
Lainnya 1,5 %

Mineral-mineral Silikat

Mineral feldspar merupakan kelompok mineral yang sangat dominan. Mineral ini menyusun lebih dari 50% kerak bumi. Kuarsa merupakan mineral yang umum kedua pada kerak benua, hanya disusun oleh unsur silikon dan oksigen.
Setiap group dari mineral silikat mempunyai struktur silikat yang karakteristik. Struktur dalam dari mineral berhubungan erat dengan sifat belahan dari mineralnya. Karena ikatan antara silikon dan oksigen sangat kaut, maka mineral-mineral silikat cenderung untuk membelah melalui struktur silikon-oksigen daripada memotong struktur tersebut. Contohnya mika mempunyai struktur lembarang dan cenderung untuk membelah melalui bidang lembaran yang tipis. Kuarsa yang mempunyai ikatan silikon-oksigen sangat kuat pada semua arahnya, tidak mempunyai bidang belahan.

Tabel. Mineral-mineral silikat yang umum

Mineral Komposisi Kimia Belahan Struktur Silikat
Olivin (Mg,Fe)SiO4 Tidak ada Tetrahedron tunggal
Group Piroksin (Mg,Fe)SiO3 Dua arah saling tegaklurus Struktur rantai
Group Amfibol (Ca2Mg5)Si8O22(OH)2 Dua arah 60o dan 120o Rantai ganda
Mika (Muskovit)
(Biotit) KAl3Si3O10(OH)2
K(Mg,Fe)3Si3O10(OH)2 Satu arah Lembaran
Feldspar (Ortoklas)
(Plagioklas) KalSi3O8 Dua arah saling tegaklurus Lembaran
Kuarsa SiO2 Tidak ada Rangkaian tiga dimensi

Kebanyakan mineral-mineral silikat terbentuk ketika cairan magma mulai mendingin. Proses pendinginan ini dapat terjadi dekat permukaan bumi atau jauh di bawah permukaan buki dimana tekanan dan temperatur lingkungannya sangat tinggi. Lingkungan pengkristalan dan komposisi kimia dari magma sangat mempengaruhi macam mineral yang terbentuk. Contoh, mineral olivin mengkristal pada temperatur tinggi. Sebaliknya kuarsa mengkristal pada temperatur yang rendah. Beberapa mineral silikat sangat stabil pada permukaan bumi dan tetap menunjukkan sifat fisiknya pada hasil pelapukan dari batuan. Mineral silikat lainnya terbentuk pada kondisi tekanan yang ekstrim yang berasosiasi dengan proses metamorfisme. Setiap mineral silikat akan mempunyai struktur dan komposisi kimia yang dapat menunjukkan kondisi pada waktu pembentukkannya.
Macam mineral silikat dapat digolongkan berdasarkan komposisi kimianya. Mineral silikat ferromagnesian adalah mineral silikat yang mengandung ion besi dan atau magnesium di dalam struktur mineralnya. Mineral-mineral silikat yang tidak mengandung ion-ion besi dan magnesium disebut mineral silikat non ferromagnesian. Mineral-mineral silikat ferromagnesian dicirikan oleh warnanya yang gelap dan mempunyai berat jenis antara 3,2 sampai 3,6. Sebaliknya mineral-mineral silikat non ferromagnesian pada umumnya mempunyai warna terang dan berat jenis rata-rata 2,7. Perbedaan tersebut terutama disebabkan oleh ada tidaknya unsur besi di dalam mineral tersebut.

Mineral Silikat Ferromagnesian

Olivin adalah mineral silikat ferromagnesian yang terbentuk pada temperatur tinggi, berwarna hitam sampai hijau kehitaman, mempunyai kilap gelas dan pecahan konkoidal. Mineral olivin pada umumnya menunjukkan kenampakan butiran bentuknya relatif kecil dan bundar. Olivin disusun oleh tetrahedra tunggal yang diikat bersama oleh campuran ion besi dan magnesium yang merangkai atom oksigen bersama-sama. Mineral ini tidak mempunyai bidang belahan karena struktur atomnya membentuk aringan tiga dimensi sehingga tidak membentuk bidang yang lemah.
Piroksin, berwarna hitam, opak, dengan bidang belahan dua arah membentuk sudut 90o. Struktur kristalnya disusun oleh rantai tunggal tertrahedra yang diikat bersama-sama dengan ion-ion besi dan magnesium. Karena ikatan silikon-oksigen lebih kuat daripada ikatan antara struktur silikat, maka piroksin mudah terbelah sejajar dengan rantai silikat. Piroksin merupakan salah satu mineral yang dominan dalam batuan beku basalt yang merupakan batuan yang umum pada kerak samudera.
Hornblende merupakan mineral yang umum dari kelompok amfibol. Mineral ini umumnya berwarna hijau gelap sampai hitam. Belahannya dua arah membentuk sudut 60o dan 120o. Di dalam batuan, hornblende berbentuk prismatik panjang. Bentuk inilah yang umumnya membedakan dengan piroksin yang umumnya berbentuk prismatik pendek. Hornblende umumnya dijumpai pada batuan yang menyusun kerak benua.
Biotit merupakan anggota dari mika yang berwarna gelap karena kaya akan besi. Seperti mineral mika lainnya, biotit disusun oleh struktur lembaran yang memberikan belahan satu arah. Biotit mempunyai warna hitam mengkilap yang membedakan dari mineral ferromagnesian lainnya. Seperti hornblende, biotit juga banyak dijumpai pada batuan penyusun kerak benua, termasuk batuan beku granit.
Garnet merupakan mineral yang strukturnya mirip olivin yaitu disusun oleh tetrahedra tunggal yang dirangkai oleh ion-ion logam. Garnet juga mempunyai kilap kaca, tidak mempunyai bidang belahan dan pecahan konkoidal. Warna mineral garnet sangat bervariasi, tetapi yang paling umum adalah coklat sampai merah tua. Garnet umumnya berbentuk kristal yang prismatik dan umumnya pada batuan metamorf. Garnet yang transparant sering dijadikan batu mulia.

Mineral Silikat Non Ferromagnesian

Muskovit adalah jenis mineral mika yang sangat umum. Berwarna terang dengan kilap seperti mutiara (pearly) dan seperti mineral mika lainnya belahannya satu arah. Di dalam bataun muskovit sangat mudah dikenali karena sangat bercahaya
Feldspar merupakan group mineral yang sangat umum, dapat terbentuk pada rentang temperatur dan tekanan yang besar. Group mineral feldspar mempunyai sifat fisik yang sama. Mineral ini mempunyai bidang belahan dua arah dan membentuk sudut hampir 90o, relatif keras dan kilap bervariasi antara kilap kaca sampai mutiara. Di dalam batuan mineral ini dikenali dengan bentuknya yang rektangular dan permukaan yang licin.
Struktur mineral feldspar adalah rangkaian tiga dimensi dari atom oksigen bergabung dengan atom silikon. Seperempat sampai setengah dari atom silikon tergantikan oleh aton aluminium. Perbedaan valensi antara aluminium (+3) dan silikon (+4), menyebabkan terjadinya inklusi satu atau lebih oleh ion-ion seperti potasium (-1), sodium (-1) dan kalsium (+2). Karena adanya perbedaan inklusi didalam strukturnya, mineral feldspar dapat dibedakan menjadi 2 macam. Mineral ortoklas merupakan mineral feldspar dengan ion potasium di dalam struktur kristalnya. Plagioklas feldspar adalah mineral feldspar dengan ion kalsium dan atau sodium di dalam struktur kristalnya.
Mineral ortoklas berwarna krem terang sampai merah jambu, sedangkan plagioklas berwarna putih sampai abu-abu terang. Meskipun keduanya mempunyai warna yang berbeda, tetapi warna tersebut tidak dapat dijadikan sebagai dasar untuk membedakannya. Salah satu sifat fisik yang dapat membedakannya adalah adanya striasi yang sejajar pada mineral plagioklas yang tidak dijumpai pada mineral ortoklas.
Kuarsa merupakan mineral silikat yang hanya disusun oleh silikon dan oksigen. Mineral kuarsa juga sering disebut silika karena komposisinya SiO2. Karena struktur kuarsa mengandung dua atom oksigen untuk tiap atom silikon, maka tidak dibutuhkan lagi ion positif untuk menjadikan mineral kuarsa ini netral. Struktur kristal kuarsa membentuk jaringan tiga dimenasi yang lengkap antara ion oksigen disekitar ion silikon, sehingga membentuk suatu ikatan yang kuat antara keduanya. Akibatnya kuarsa tidak mempunyai bidang belahan, sangat keras dan resisten terhadap proses pelapukan. Kuarsa mempunyai belahan konkoidal. Pada bentuknya yang sempurna kuarsa sangat jernih, membentuk kristal heksagonal dengan bentuknya piramidal. Warna mineral kuarsa sangat bervariasi tergantung pada proses pengotoran pada waktu pembentukannya. Variasi warna ini menyebabkan adanya bermacam mineral kuarsa. Mineral kuarsa yang umum adalah kuarsa susu (putih), kuarsa asap (abu-abu), kuarsa ros (pink), ametis (purple) dan kristal batuan (clear).
Lempung adalah terminologi untuk kompleks mineral yang seperti mika mempunyai struktur lembaran. Mineral lempung pada umumnya berbutir sangat halus dan hanya dapat dipelajari dengan bantuan mikroskop. Mineral lempung merupakan hasil dari pelapukan kimia mineral silikat, sehingga mineral ini sangat dominan menyusun soil yang terdapat pada permukaan bumi. Salah satu mineral lempung yang sangat umum adalah kaolinit yang sering dimanfaatkan dalam bermacam-macam industri seperti keramik.

Mineral Non Silikat

Meskipun macam kelompok mineral ini sangat bernilai ekonomis, tetapi ada juga yang sangat jarang dijumpai bila dibandingkan dengan mineral silikat.

Group Mineral Formula Kegunaan
Oksida Hematit
Magnetit
Korondum Fe2O3
Fe3O4
Al2O3 Bijih besi
Bijih besi
Abrasive
Sulfida Galena
Sfalerit
Firit
Kalkofirit PbS
ZnS
FeS2
CuFeS2 Bijih umbal
Bijih seng

Bijih tembaga
Sulfat Gipsum
Anhidrit CaSO4.2H2O
CaSO4 Untuk perekat
Untuk perekat
Halida Halit
Fluorit NaCl
CaF2 Garam manapun
Industri logam
Karbonat Kalsit
Dolomit
Malasit CaCO3
CaMg(CO3)2
Cu(OH)2CO3 Semen portland
Semen portland
Bijih tembaga.
Unsur native Emas
Tembaga
Intan
Sulfur
Grafit Au
Cu
C
S
C

Mineral karbonat mempunyai struktur yang lebih sederhana dibandingkan dengan mineral silikat. Group mineral ini disusun oleh ion karbonat kompleks (CO32-), dan satu atau lebih ion positif. Dua macam mineral karbonat yang sangat umum adalah kalsit CaCO3 dan dolomit (CaMgCO3)2. Kedua mineral tersebut sangat sulit dibedakan karena keduanya mempunyai sifat fisik dan kimia yang relatif sama. Keduanya mempunyai kilap vetrous, kekerasan 3 – 4, dan mempunyai belahan rombik. Tetapi eduanya dapat dibedakan dengan larutan asam klorida, tetapi dolomit hanya dapat bereaksi dalam keadaan bubuk. Kalsit dan dolomit dapat dijumpai bersama-sama sebagai penyusun batugamping dan doloston. Bila mineral kalsit yang dominan batuannya disebut batugamping, sedang bila dolomit yang dominan disebut doloston. Batugamping sangat banyak kegunaannya seperti sebagai bahan bangunan, dan bahan pokok dalam industri semen. Sedangkan dolomit disebut juga batukapur pertanian, karena sering digunakan untuk menyuburkan tanah.
Dua macam mineral non silikat lainnya yang sering dijumpai dalam batuan sedimen adalah halit dan gipsum. Halit adalah nama mineral untuk garam dapur, sedang gipsum adalah mineral yang sering digunakan sebagai bahan perekat dan sebagai material bahan bangunan.

Published in: on 22 January 2010 at 4:39 pm  Leave a Comment  
Tags:

MINERAL DAN BATUAN

BAB III
MINERAL DAN BATUAN
Dari pengamatan sehari-hari kita mengetahui bahwa bumi tersusun dari batuan-batuan. Apabila kita mengambil batuan dan mengamatinya, ternyata batuan terdiri dari mineral-mineral dan sejumlah kecil bahan lain seperti bahan organik. Mineral sendiri terdiri dari unsur-unsur yang bersenyawa. Unsur, dalam hal ini, adalah benda yang tak dapat lagi dipisahkan secara kimia. Atom adalah partikel terkecil dari suatu unsur yang memiliki sifat-sifat unsur tersebut dan terlalu kecil untuk dapat dilihat meskipun menggunakan mikroskop.
Unsur-unsur yang banyak menyusun bumi dapat dilihat dalam Tabel 1.
Tabel 1. Unsur-Unsur Penyusun Bumi yang Utama
No. UNSUR % BERAT % BERAT* % VOLUME
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
9. Oksigen (O)
Silikon (Si)
Aluminium (Al)
Besi (Fe)
Kalsium (Ca)
Sodium (Na)
Potasium (K)
Magnesium (Mg)
Lain-lain 46,6
27,7
8,1
5,0
3,6
2,8
2,6
2,1
1,5 62,6
21,2
6,5
1,9
1,9
2,6
1,4
1,9 – 93,8
0,9
0,5
0,4
1,0
1,3
1,8
0,3

Jumlah : 00,0 100,0 100,0
Sumber: Long, 1974
Keterangan: * Khusus untuk kedelapan unsur utama.
Gambaran persentase berat dan volume unsur-unsur utama dalam tabel di atas merupakan perkiraan yang didasarkan pada banyak analisis kimia batuan yang tersingkap di permukaan bumi.

A. MINERAL

1. PENGERTIAN MINERAL
Kata mineral sering kita dengar dalam kehidupan sehari-hari, namun pengertiannya berbeda-beda. Para ahli farmasi sering menyebut vitamin atau unsur yang terkandung dalam suatu obat sebagai mineral. Para ahli pertambangan menyebut bahan tambang sebagai mineral.
Bagi mereka yang menekuni geologi atau mineralogi, yang disebut mineral adalah bahan alamiah yang bersifat an-organik, biasanya berbentuk kristal, terdiri dari satu unsur dengan komposisi kimia tetap dan memiliki sifat-sifat fisik tertentu. Dari definisi ini jelaslah bahwa dalam geologi, batubara, minyak bumi endapan kersik dan mineral buatan manusia tidak dapat dikategorikan sebagai mineral.
Mineral adalah suatu bahan atau unsur kimia, gabungan kimia atau suatu campuran dari gabungan-gabungan kimia anorganis, sebagai hasil dari proses-proses fisis dan kimia khusus secara alami. Mineral merupakan suatu bahan yang homogen dan mempunyai susunan atau rumus kimia tertentu. Bila kondisi memungkinkan, mendapat suatu struktur yang sesuai, di mana ditentukan bentuknya dari kristal dan sifat-sifat fisisnya.
Bila kita perhatikan tabel 1, oksigen merupakan unsur terbanyak dalam kerak bumi. Karena itu, batuan penyusun kerak bumi terutama tersusun dari oksigen. Dalam mineral, oksigen terikat kuat dengan unsur lain seperti SiO2, Al2O3, FeO ataupun Fe2O3, MgO, CaO, Na2O, K2O, dan sebagainya.
Senyawa antara Oksigen dan Silikon disebut Silika. Mineral yang mengandung silika disebut Mineral Silika. Kebanyakan mineral silika juga mengandung satu atau lebih unsur lain. Kuarsa adalah silika murni dengan rumus kimia SiO2.
Karena oksigen dan silikon merupakan unsur terbanyak dalam kerak bumi, maka mineral silikat adalah kelompok mineral yang paling banyak menyusun batuan kerak bumi. Silika tetrahedron adalah gabungan dari empat atom oksigen dengan satu atom silikon berbentuk piramid berisi empat di mana oksigen menempati setiap sudutnya dan silikon berada di tengah-tengah. Rumusnya adalah SiO4-4 karena silikon bermuatan +4 dan empat ion oksigen bermuatan -8 (setiap oksigen bermuatan -2). Berhubung silika tetrahedron bermuatan -4 maka masih dapat mengikat unsur lain membentuk berbagai mineral silikat. Termasuk mineral silikat adalah felspar, muskovit, biotit, piroksin, amfibol, olivin, garnet, augit, kaolinit, serpentin, kuarsa dan sebagainya.
Di samping kelompok silikat, kita kenal pula kelompok mineral karbonat, sulfida, sulfat dan oksida. Mineral Karbonat adalah mineral yang mengandung (CO3)-2 seperti kalsit, dolomit. Mineral Sulfida adalah mineral yang mengandung S-2 seperti galena, spalerit, dan kalpopirit. Mineral Sulfat adalah mineral yang mengandung (SO4)-2 seperti gipsum dan anhidrid. Mineral Oksida adalah mineral yang mengandung O-2 seperti hematit, megnetit, limonit dan bauksit.
Ada pula jenis mineral yang hanya tersusun dari satu unsur saja seperti emas, dan intan.

2. SIFAT-SIFAT MINERAL
Untuk mengidentifikasi mineral perlu diketahui komposisi kimianya dan struktur kimianya. Akan tetapi lebih umum digunakan di lapangan adalah melihat sifat fisiknya. Di antara sifat-sifat mineral yang penting adalah : bentuk kristal, bidang belah (Cleavage), warna, coret (Streak), kilap (Lustre), berat jenis, kekerasan dan pecahan-pecahan mineral.

a. Bentuk-bentuk Kristal
Kristal adalah suatu bentuk, berbidang banyak yang tetap, dibatasi dengan permukaan-permukaan yang licin; diduga terbentuk oleh suatu gabungan kimia dengan pengaruh kekuatan atom yang ada di dalamnya, setelah mengalami kondisi-kondisi yang sesuai, berubah dari keadaan yang semula didalam keadaan cair atau berupa gas, menjadi padat.
Bila mineral mengkristal tanpa gangguan maka akan menghasilkan bentuk-bentuk kristal tertentu. Setiap mineral mempunyia satu atau lebih bentuk mineral yang khas. Bentuk-bentuk mineral tersebut dihasilkan oleh keteraturan ikatan antar atom penyusunnya. Secara garis besar bentuk-bentuk kristal mineral dapat dikelompokkan atas enam sistem kristal seperti terlihat dalam Tabel 2.

Tabel 2. Bentuk-bentuk Kristal
SISTEM KARAKTERISTIK CONTOH
1. Isometrik (Kubus)

2. Tetagonal

3. Heksagonal

4. Ortorombik

5. Monoklinik

6. Triklinik 3 sumbu yang sama panjang dan saling tegak lurus.

3 sumbu saling tegak lurus tetapi hanya 2 yang sama panjang.

3 sumbu sama panjang potongan dengan ber 1200 dan sumbu keempat tegak lurus padanya.

3 sumbu yang tidak sama panjang tetapi saling tegak lurus.

3 sumbu tidak sama panjang 2 sumbu saling tegak lurus dan sumbu ketiga miring.

3 sumbu tidak sama panjang, semuanya tidak ada yang tegak lurus. Halit, Galena, Fluorit, Pirit, Garnet, Intan.

Zirkon, Kalkopirit, Kuarsa, Kalsit, Tourmalin.

Kuarsa, Kalsit, Tourmalin

Barit, Belerang, Tourmalin, Topaz.

Gipsum, Ortoklas, Augit, Hornblende.

Plagioklas.
Sumber: Allison, 1974, 54.

Masing-masing sistem kristal tersebut di atas dapat dibedakan lagi atas dua sampai tujuh macam sehingga seluruhnya ada 32 macam.

b. Bidang Belah (Cleavage):
Bidang belah adalah bidang di mana mineral cenderung membelah dengan arah tertentu. Berkaitan dengan keteraturan atom-atom yang menyusun mineral, di mana atom lemah atau relatif sedikit maka di situlah mineral cenderung membelah. Ada minteral yang memounyai satu saja, ada yang dua, ada yang tiga dan ada pula yang tidak mempunyai bidang belah.

c. Warna:
Warna mineral merupakan sifat fisik mineral yang palin berkesan. Tatapi warna mineral sangat bervariasi karena adanya pengotoran dari unsur lain. Misalnya kuarsa ada yang putih, ungu, hitam dan kuning. Meskipun demikian beberapa mineral memperlihatkan warna khas, misalnya muskovit berwarna putih atau tidak berwarna, kebanyakan mineral ferromagnesia berwarna hijau atau hitam.

d. Coret (Streak):
Yang dimaksud dengan coret adalah warna mineral yang telah ditumbuk halusatau warna mineral yang terlihat pada porselin bila kita mencoretkan mineral tersebut pada permukaan porselin. Warna serbuk mineral lebih konstan sehingga lebih mantap digunakan dalam mengidentifikasi mineral. Sebagai contoh, hematit dapat berwarna coklat, hijau atau hitam, tetapi coretnya selalu coklat kemerahan.

e. Kilap (Lustre):
Kilap berkenaan dengan kemampuan permukaan mineral dalam memantulkan cahaya. Biasanya dibedakan atas metalik dan nonmetalik. Kilap metalik seperti permukaan logam memantulkan cahaya. Kilap non metalik dapat dibedakan lagi atas: vitreous (seperti kaca), resinous (seperti damar), greasi (kotor seperti lemak), silky (seperti sutra), dan pearly (seperti mutiara).

f. Berat Jenis:
Setiap mineral mempunyai berat tiap unit volume tertentu. Berat jenis biasanya diperoleh dengan membandingkan berat mineral dengan berat air tawar yang volumenya sama pada temperatur 40C.

g. Kekerasan
Kekerasan mineral berkenaan dengan ketahanan mineral terhadap goresan. Kekerasan mineral diperoleh dengan membandingkan tingkat kekerasan mineral tersebut dengan suatu standar yang telah disusun oleh Mohs yang terbagi atas 10 tingkatan, mewakili mineral yang paling lunak sampai mineral yang paling keras, seperti yang telihat di dalam Tabel 3.

Tabel 3. Tingkat Kekerasan Mineral
(Skala Mohs)

Skala
Kekerasan Contoh
Mineral/Batuan Skala
Kekerasan Contoh
Mineral/Batuan
1
2
3
4
5 Talk
Gipsum
Kalsit
Fluorit
Apatit 6
7
8
9
10 Felspar, Ortoklas
Kuarsa
Topas
Korundum
Intan (berlian)
Sumber: Plummer, 1985; Katili & Marks : hlm. 55

Caranya adalah dengan menggores mineral yang ingin diketahui tingkat kekerasannya kemudian dibandingkan dengan mineral-mineral standar pada skala Mohs. Dapat pula dilakukan dengan menggoreskan mineral yang ingin diketahui tingkat kekerasannya pada mineral standar. Mineral yang lebih lunak akan tergores oleh mineral yang lebih keras. Karena batuan tersusun dari mineral, maka pemberian nama terhadap batuan tertentu disesuaikan dengan nama mineral penyusun utamanya. Batu talk misalnya, dapat tergores oleh gipsum. Batu talk juga dapat digores dengan menggunakan kuku jari tangan, maka kemungkinan kuku mempunyai tingkat kekerasan 2 atau lebih. Ternyata kuku bisa pula menggores gips (kekerasan 2) tetapi kuku tidak dapat menggores kalsit (kekerasan 3), maka kuku mempunyai kekerasan > 2 dan < 3. Mineral kuarsa bisa menggores kaca jendela; kuarsa lebih keras daripada kaca jendela, tetapi kaca jendela bisa menggores ortoklas, berarti kaca jendela mempunyai kekerasan 6,5. Baja memiliki kekerasan sekitar 6, sehingga pisau lipat yang terbuat dari baja tidak dapat menggores kuarsa yang berskala 7. Intan atau berlian adalah mineral yang paling keras, tertinggi, berskala 10 bisa menggores korundum (9) dan topas (8). Karena itu kilapan intan bertahan selamanya karena tahan gores.
Karena tingkat kekerasan mineral intan adalah tertinggi, maka biasa juga intan digunakan sebagai mata bor yang menembus batuan dalam eksplorasi/eksploitasi barang tambang. Intan juga tergolong sebagai barang langka. Karena kekerasan (tahan gores/kilapan), manfaat, dan kelangkaan intan inilah sebagai faktor mengapa harga intan di pasaran dunia demikian tingginya.

Tingkat kekerasan suatu batuan ikut menentukan tingkat resistensinya (daya tahan) terhadap pengikisan/goresan erosi; yaitu cepat-lambatnya reaksi batuan terhadap proses pekerjaan erosi; dan pada gilirannya turut menentukan karakteristik bentuk permukaan suatu lahan.

h. Pecahnya Mineral:
Bila mineral pecah secara alamiah, maka akan menghasilkan pecahan dengan pola-pola tertentu (khas). Ada beberapa istilah yang dipakai untuk mengungkapkan pola pecahan mineral. Contoh: Conchoidal bila mineral yang pecah permukaannya licin, halus atau melengkung; Huckly bila permukaan pecahan kasar dan tajam-tajam, Splintery bila pecahannya tipis-tipis; Fibrous bila pecahannya seperti tanah yang dihancurkan.

i. Sifat-sifat Lainnya
Sifat-sifat fisik lainnya adalah sifat kemagnetan, tenasitas (tingkat kekohesifan), solubilitas (kelarutannya dalam air), fusibilitas (kemudahannya lebur), dan sifat-sifat khas lainnya seperti rasanya dan sebagainya.

3. IDENTIFIKASI MINERAL
Cara mengidentifikasi mineral dapat dilakukan dengan memperhatikan sejumlah sifat kimia dan sifat fisiknya. Untuk menentukan beberapa sifat unik mineral diperlukan alat-alat khusus dengan teknik-teknik tertentu. Akan tetapi kebanyakan mineral penyusun batuan dapat dibedakan satu sama lain hanya dengan pengamatan sederhana terhadap sifat-sifat fisiknya. Sifat-sifat fisik yang biasanya diperhatikan adalah bidang belah, kekerasan, kilap, warna, streak dan bentuk kristal. Untuk menguji kebenaran dari hasil identifikasi yang kita lakukan maka diperlukan tabel sifat-sifat mineral.
Berikut ini akan dikemukakan beberapa contoh cara mengidentifikasi mineral pembentuk batuan yang diambil dari bukunya Plummer dan Mc. Geary berjudul Physical Geology (1985).

Cara 1: Digunakan bila mineral mempunyai bidang belah
Tentukan jumlah arah bidang belah dalam mineral:
a. Satu arah
Jika sempurna (Perfect) berarti mika. Kalau warnanya putih berarti Muskovit dan kalau hitam maka mineral tersebut adalah biotit.

b. Dua arah
Saling tegak lurus atau hampir tegak lurus:
1) Bagus (Good) berarti felspar. Jika jalur-jalur nampak pada permukaan bidang belah berarti Plagioklas; jika ungu berarti Ortoklas; jika putih atau abu-abu terang tanpa jalur-jalur berarti Ortoklas atau Plagioklas.
2) Cukup bagus (Fair), warna gelap kehijauan sampai hitam berarti Piroksen (Augit).

c. Tiga arah
1) Jika ketiganya saling tegak lurus, sempurna (Perfect) berarti mineral Halit.
2) Ketiganya tidak saling tegak lurus, sempurna:
(a) Jika membuih bila ditetesi HCl berarti Kalsit.
(b) Jika hanya membuih kalau ditetesi HCl setelah dihaluskan berarti dolomit.

Cara 2: Digunakan bila tidak ada bidang belahnya
Bila lebih keras daripada kaca:
a. Kilapnya seperti kaca (Vitreous):
1) Warna hijau zaitun atau coklat berarti olivin.
2) Berwarna kemerahan atau kristalnya equidimensional dengan 12 atau lebih permukaanmaka berarti Garnet.
3) Berwarna terang berarti kuarsa.
b. Kilap metalik berwarna kuning berarti mineral pirit.
c. Kilapnya kotor seperti berlemak (Gresy), bertitik-titik hijau dan hitam berarti mineral Serpentin.
Bila lebih lunak daripada kaca, dalam batuan terlalu halus untuk dikenali butir-butirnya dan mempunyai kilap seperti tanah berarti termasuk kelompok mineral lempung, misalnya Kaolin.

Adapun tabel sifat-sifat fisik mineral dapat dilihat di buku-buku Geologi atau Mineralogi. Biasanya terdapat pada lampiran.

B. BATUAN
Batuan didefinisikan sebagai suatu massa mineral dan dapat terdiri dari satu atau berbagai jenis mineral. Dengan kata lain, batuan adalah agregat yang tersusun secara alami dari satu macam mineral atau lebih.
Atas dasar terbentuknya, batuan dapat dikelompokkan dalam tiga macam batuan:
a. batuan beku;
b. batuan sedimen;
c. batuan malihan (metamorf).

1. BATUAN BEKU
Asal awalnya batuan beku adalah massa batuan yang cair-pijar, karena sangat panasnya (10000 – 20000), massa batuan ini disebut magma. Tempat asalnya disebut dapur magma dan letaknya di dalam bumi. Kedalaman dan besarnya tiap-tiap dapur magma umumnya tidak sama, Demikian pula susunan dan sifat-sifatnya tiap-tiap magma berlainan.
Magma umumnya mengandung berbagai macam gas-gas. Gas-gas ini merupakan suatu sumber kekuatan atau energi yang mendorong magma ke atas. Makin banyak gas-gas yang dikandung, makin besar pula kekuatan tekanannya. Magma yang ditekan oleh gas-gas tadi, naik ke atas; makn tinggi naiknya, makin rendah suhunya dan akhirnya membeku. Batuan-batuan inilah yang disebut batuan beku.
Susunan mineral-mineral dari batuan-batuan beku ini tidak selalu sama seperti susunan magma asalnya; sebab ada kemungkinan bahwa mineral-mineral tadi akan bereaksi dengan mineral-mineral dari batuan-batuan yang dilalui atau diterobosnya.
Magma dapat membeku di dalam atau di luar di permukaan bumi.

Atas dasar tempat pembekuannya, batuan beku dapat dibedakan kedalam :
(a) Batuan beku intrusi (plutonik); adalah batuan yang membeku di dalam kerak bumi dan tidak mencapai ke permukaan bumi. Batuan dalam ini dapat berbentuk, antara lain seperti: batolit, lakolit, tugu (diatrema), sill, dike, gang, dan urat-urat.
Batolit dan lakolit dapat berukuran sangat besar seperti suatu gunung atau bukit. Menurut keterangan hingga sekarang belum dasar-dasarnya belum pernah ada yang menemukannya, kecuali atap-atapnya. Beberapa ahli ada yang beranggapan, bahwa batolit dan lakolit tidak lain dari magma yang membekunya di dalam dapur magma itu sendiri.
Batolit, tugu dan gang menerobos (memotong, menembus) lapisan-lapisan batuan, sedangkan lakolit adalah batuan beku yang menerobos pada bidang perlapisan di dalam kerak bumi mengangkat lapisan-lapisan di atasnya, sehingga puncaknya cembung.
Sill adalah bentuk lain dari intrusi yang membeku di sepanjang bidang perlapisan kerak bumi dalam massa yang tipis (bentuk lembar) lebih kecil dari batolit.
Dan dike adalah batuan beku intrusi yang memotong bidang perlapisan batuan pada kerak bumi.
Peristiwa pembekuan magma di dalam kerak bumi ini disebut intrusi atau plutonik.

Batuan-batuan dalam yang membekunya sangat dalam, menurut para ahli paling sedikit 15 km dari permukaan bumi, proses pembekuannya sangat lambat. Oleh karena itu, butiran-butiran kristal dari mineral-mineral mempunyai peluang waktu untuk berkembang hingga menjadi besar-besar dan sempurna dan dapat saling mengikat satu sama lain. Struktur yang demikian, disebut struktur granitis, nama struktur ini diambil dari nama batuan granit, yang mempunyai struktur tersebut.
Batuan-batuan dalam yang mempunyai struktur granitis a.l.: granit, diorit dan gabro. Struktur mineral dapat diperiksa dengan cara mengirisnya dan dipoles hingga tebalnya 0,02 mm, dan kemudian dilihat di bawah mikroskop dengan pertolongan cahaya dari jurusan tertentu.

(b) Batuan beku tengah (= batuan gang, batuan hypo-abisis)
Bagian dari batuan intrusif (plutonik). Di antara fase pembekuan di daerah yang dalam (batuan beku dalam) dan fase pembekuan di permukaan bumi (batuan beku luar), terdapat fase pembekuan daerah tengah, yang biasanya memberi bentuk batuan gang, tugu atau urat-urat. Batuan ini termasuk golongan batuan-batuan beku tengah.
Struktur dari batuannya juga porfiris seperti batuan beku luar. Contohnya antara lain: granitporfir, kwarsadiorit dan diabase.
Ciri utama batuan beku intrusif adalah bentuk kristalnya.

Tabel 4.2. Klasifikasi Batuan Beku dan Metamorf

KELOMPOK GENESA METAMORF BEKU
STRUKTUR UMUM BERFOLIASI MASIF

Komposisi
Kuarsa, felspar, mika,mineral gelap menjarum Mineral terang: kuarsa, felspar, mika
Mineral terang
Dan gelap
Mineral gelap
Asam Menengah Basa Ultra basa
U K U R A N B U T I R (mm)

60

2

0,06

0,002 Berbutir sangat kasar

GENES Selang seling lapisan mineral berbutir dan berlembar

MIGMATIT
SEKIS
SERPENTINIT

FILIT
SABAK
MILONIT

GENES
MARMER
GRANULIT

KWARSIT
HORNFELS
AMFIBOLIT

PEGMATIT

PIROSENIT
dan
PERIDOTIT
SERPENTINIT

Berbutir kasar

GRANIT
DIORIT
GABRO

Berbutir sedang
GRANIT MIKRO
DIORIT MIKRO
DOLERIT

Berbutir halus

RIOLIT

ANDESIT

BASALT
Berbutir sangat halus

Gelas amorf
OBSIDIAN dan “PITCHSTONE”
TAKILIT
GELAS VOLKANIK

Dimodifikasi dari: C E G M dan Attewel & Farmer

(c) Batuan beku luar (ekstrusi); adalah magma yang dapat mencapai ke permukaan bumi, dapat melalui suatu lobang yang terpusat pada satu titik dan dapat pula melalui celah memanjang yang terjadi di kerak bumi. Bila peristiwa ini terjadi di dalam keadaan yang dahsyat, ekstrusi ini diebut erupsi; seperti halnya peristiwa gunung berapi. Erupsi dapat dibedakan atas effusif yang bersifat lelehan, dan eksplosif yang bersifat ledakan/letusan.
Escher berpendapat, bahwa peristiwa-peristiwa yang menyangkut proses ekstrusi dan/atau erupsi disebut volkanisme. Sebahagian ahli menyatakan bahwa volkanisme menyangkut bukan saja ekstrusi tetapi juga intrusi.
Ilmu pengetahuan tentang volkanisme disebut volcanologi.
Bahan-bahan yang keluar dari suatu gunungapi dan masih merupakan massa campuran bahan-bahan cair dan padat yang tebal dan masih sangat panas (800 – 12000C), dapat mengalir hingga beberapa kilometer, disebut lava. Bahan cairnya dapat berupa mineral-mineral yang meleleh dan bahan padatnya berbentuk abu, lapili (sebesar kacang kedele), tali, bom-bom, dan balok-balok.
Bahan-bahan tersebut dapat memisahkan diri dan terbang jauh sekali. Lelehan-lelehan yang mengalir oleh karena susu yang rendah dari udara menjadi beku dan merupakan lembaran-lembaran atau lapisan-lapisan mirip batuan-batuan sedimen, yang dapat mempunyai ukuran yang besar-besar dan biasanya samarata, retak-retak atau terputus-putus. Lapisan-lapisan tersebut memberikan bukti, bahwa waktu keluarnya dan membekunya magma tidak sama atau berat jenisnya yang tidak berlainan.
Abunya yang masih segar biasanya berwarna hampir putih, tetapikarena oksidasi, warnanya dapat segera berubah menjadi agak gelap.
Terdiri terutama dari gelas-volkanik (SiO2 amorf). Dari Krakatau misalnya, abunya terdiri ± 90% dari gelas dan sisanya SiO2 kristal.
Abu gunung api disebut pula abu volkanik atau tuf atau tufa.
Bom-bom ukurannya kurang lebih seperti buah kelapa dan dapat

bersifat asam atau basa.
Batu apung terjadi dari busa-volkanik yang telah membeku dan terdiri terutama dari gelas-volkanik. Strukturnya adalah porous atau berlubang-lubang, disebabkan pada waktu peroses pembekuan gas-gas yang ada di dalamnya menguap.
Suatu lumpur yang encer dan panas, terdiri dari campuran air, abu dll., dan mengalir dengan kecepatan tinggi lahar.
Magma yang membeku dekat atau di permukaan bumi, proses pembekuan-nya cepat karena perbedaan suhu antara magma cair dengan atmosfer besar sekali. Akibat dari cepatnya proses pembekuan magma maka sedikit atau tidak ada kesempatan untuk membentuk kristal yang sempurna. Oleh karena itu struktur kristalnya dapat non kristalin, mikro kristalin dan porfiris.
Kwarsa yang membeku di luar/di permukaan, proses pembekuannya tiba-tiba, kristalnya tidak tidak menjadi butiran, karena tidak diberi waktu. Struktur dari kwarsa seperti ini adalah amorf. Atau tidak berbentuk kristal. Contoh-contoh batuan beku luar, antara lain: batuapung, abu gunungapi (tuf), dan obsidian. Contoh batuan luar lainnya: trahit, andesit, basalt, dll.

Atas dasar komposisi kimia magma, batuan beku dapat dikelompokkan ke dalam tiga klas:
i. batuan beku asam (acidic); kaya akan SiO2, sebagai hasil dari mineral kuarsa dan felspar alkalin. Contoh: Granit dan riolit.
ii. batuan beku intermediet (menengah); ortoklas ± 50% dari felspar total sedangkan kuarsa sedikit jumlahnya. Contoh, diorit dan andesit.
iii. batuan beku basa (basic); plagioklas lebih dari 2/3 berupa felspar, sedikit sekali mengandung mineral kuarsa dan mudah untuk mengenalnya karena didominasi oleh mineral-mineral gelap seperti hornblende, olivin dan biotit. Contoh: gabro dan basalt.
iv. ultra basa; tidak ada felspar dan tidak ada kuarsa. Contoh: piroksenit, peridotit, dan serpentinitit.

2. BATUAN SEDIMEN
Batuan-batuan sedimen adalah batuan-batuan yang umunya berlapis-lapis. Batuan sedimen tersusun dari partikel batuan yang berasal dari batuan yang ada sebelumnya, dan terendapkan di suatu tempat setelah terangkut oleh sungai, gelombang atau arus pasang, angin dan es. Selanjutnya sedimen mungkin terjadi dari reaksi kimia dan presipitasi.
Berbagai perubahan-perubahan yang terjadi di dalam batuan sedimen setelah diendapkan tanpa perubahan-perubahan penting dari tekanan dan suhu, termasuk ke dalam pengertian diagenese. Andre (19..) mengartikan pula diagenase sebagai suatu proses “pembatuan” pada batuan sedimen. Pembatuan di sini diartikan sebagai suatu perubahan dari batuan sedimen yang semula bersifat gembur (lepas), yang karena direkat atau disemen secara alam berubah menjadi batuan yang kompak dan keras. Dengan terjadinya kompaksi pada partikel batuan, baik akibat dari sementasi maupun tekanan dari endapan di atasnya, maka terjadilah perlapisan batuan. Lapisan batuan ini dikenal sebagai suatu strata batuan sedimen.
Batuan sedimen dapat digolongkan ke dalam tiga golongan:
a) Sedimen klastis; terdiri dari partikel-partikel hancuran batuan (disintegrasi) akibat proses pelapukan. Transportasi oleh air maupun angin cenderung untuk memilahkan (sorted) partikel-pertikel tersebut ke dalam berbagai ukuran butir. Atas dasar ukuran butirannya dapat digolongkan ke dalam:
(1) Konglomerat mengandung gravel, kerikil dan kerakal yang bentuknya membulat dengan isian pasir di antara butir-butir kasar tersebut.
(2) Batupasir (sandstone) tersusun dari rombakan batuan yang resisten terhadap pelapukan terutama butiran kuarsa dengan berbagai macam fragmen batuan dan partikel felspar. Ukuran butir pada batupasir ini antara 0,062 – 2 mm. Apabila sementasi batu pasir sangat kuat dan butir pasir itu dapat pecah dalam bentuk agregat dikenal dengan istilah kuarsit.
(3) Batulanau (siltstone) tersusun dari partikel-partikel batuan yang mempunyai ukuran 0,0625 mm – 0,004 mm, dan umumnya terdiri dari partikel kuarsa dan felspar.
(4) Shale adalah lempung atau lumpur yang telah mengeras akibat tekanan dari lapisan-lapisan batuan di atasnya. Batuan ini terbentuk dari mineral lempung, partikel kuarsa dan felspar yang mempunyai diameter < 0,004 mm, bercampur dengan bahan organik dan presipitasi karbonat atau silikat.

Ukuran butir batuan sedimen klastis (lepas) sangat mempengaruhi dalam sistem pengelompokan (kategorisasi) serta dalam tata nama yang dipergunakan. Beberapa sebutan lain yang biasa digunakan untuk menunjuk batuan menurut besar dan bentuknya adalah sebagai berikut:
Blok untuk menunjuk batuan massif (kompak) yang amat besar, jauh lebih besar dari bongkah dan batu-batu besar seperti disebutkan dalam tabel-tabel di atas; bisa beberapa puluh meter sampai ukuran kilometer, tetapi lebih kecil dari lempeng tektonik bumi.
Batuancadas, adalah batuan massif yang relatif keras, besarnya boleh sama

Tabel .. : Klasifikasi batuan sedimen berdasarkan teksturnya
NAMA UKURAN
( Ø = DIAMETER )
Bongkah
Kerikil kasar
Kerikil halus
Pasir kasar
Pasir halus
Geluh
Lempung 2.000 – 200 mm
200 – 20 mm
20 – 2 mm
2 – 0,2 mm
0,2 – 0,02 mm
0,02 – 0,002 mm
256
64 – 256
2 – 64
1/16 – 2
1/256 – 1/16
64
2 – < 64
0,05 – < 2
0,02 – < 0,05
32 Berupa bahan lepas dari erupsi gunung berapi dan kasar.
2. Lapili 4 – 32 Berupa bahan lepas dari erupsi gunung berapi dan tajam.
3. Pasir G.Api 0,25 – 4 Berupa bahan lepas dari erupsi gunung berapi dan tumpul.
4. Abu Volkan < 0,25 Berupa bahan lepas, halus, dan berterbangan di udara.
Sumber: Munir, 2003: hlm.193.
dengan blok, tetapi lebih dimaksudkan sebagai batuan asli yang belum terpindahkan oleh gaya-gaya asal luar.
Bolder, adalah batuan-batuan berukuran besar yang sudah hampir membudar sebagai sisa pelapukan (weathering), baik masih berada di tempatnya semula maupun telah berpindah tempat karena masswasting (massmovement).
Batuguling, adalah batuan-batuan berbentuk cenderung bundar dengan permukaan halus, yang biasanya terdapat di dasar sungai. Bentuk bundar terjadi karena benturan-benturan dan gesekan selama terbawa oleh arus sungai. Di masyarakat umum, batuguling disebut “batukali” untuk membedakannya dengan “batugunung” yang bersudut-sudut.
Conglomerat adalah batu-batu ataupun kerikil yang telah mengalami diagenesis (sementasi) menjadi padat, dimana butir-butir kerikil tersebut bentuknya bulat-bulat/halus.
Breksi, sama dengan konglomerat tetapi butir-butirnya runcing-runcing tidak beraturan. Karena itu dapat ditafsirkan bahwa batuan konglomerat telah terbawa jauh dari lokasi sumber asalnya, sedang breksi tidak jauh dari sumbernya.
b) Karbonat; dapat berupa batugamping yang mengandung mineral kalsit CaCO3 dan dolomit yang didominasi oleh mineral dolomit.
Batugamping organik terbentuk dari partikel gamping koral, algae dan foraminifera. Asal mula bahan organik ini tampak dari rumah (fosil) binatang karang dan siput (shell) yang telah tersemen menjadi macam batugamping dikenal dengan ooquina.
Batugamping dapat juga terbentuk akibat presipitasi kimia dari air danau atau laut yang dikenal dengan marl.
Asal mula dolomit tidak begitu jelas, namun dimungkinkan banyaknya unsur kalsium dalam gamping murni yang secara perlahan-lahan diganti oleh magnesium melalui kegiatan air laut atau air tanah dalam waktu yang lama.

c) Sedimen evaporit adalah garam yang telah mengalami presipitasi dari air dangkal di gurun pasir maupun pada teluk di pantai, di mana proses evaporasi berlangsung dengan cepat. Adapun macamnya adalah anhidrit (calcium sulfate), gipsum (hydrous calcium sulfate), dan halit (sodium chloride). Secara skematis, klasifikasi batuan sedimen disajikan pada tabel 3.

Tabel 4.3: Klasifikasi Batuan Sedimen
KELOMPOK GENESA
SEDIMEN BAHAN ROMBAKAN
PIROKLASTIS KIMIA/ ORGANIK
Struktur umum B E R L A P I S

Komposisi Butiran batuan kwarsa feldspar
Dan mineral lempung Butiran karbonat
≥ 50% Butiran batuan beku
berbutir halus ≥50%

EVA-
PORIT (HALITE)

(GIPS)

BATUGAMPING

DOLO
MIT

RIJANG

LIGNIT
BATUBARA
UKURAN BUTIR (mm)

60

20

006

0002 Berbu-tir sangat kasar Butiran berasal dari pecahan batuan

KERIKIL
KARBONAT

KALSI-RUDIT B A T U G A M P I N G D A N D O L O M I T
Batuan membundar
AGLOMERAT

Batuan me-
nyudut
BREKSI VOLKANIK
TUFA LAPILI A B U V O L K A N I K

BERANG-KAL
KERAKAL Butiran membundar KONGLOMERAT

Butiran menyudut BREKSI

Berbu-tir kasar

KERIKIL

Berbu-tir sedang Butiran terutama berasal dari pecahan mineral

PASIR KARBONAT

KALKA RENIT

TUFA

PA-SIR BATUPAS
I
R BATUAN KWARSA
95% kwarsa

ARKOSA 75% kwarsa
25% felspar

GREWAKI 75% kwarsa
25% bahan rombakan
pecahan batuan dan
feldspar
Berbu-tir halus
LA-NAU BATULANAU
50% partikel
berbutir halus BATU- LUM-PUR

SERPIH
Batu lumpur menyer-pih N A P A L LANAU KAR-BONAT KALSI SILTIT

KAPUR

KALSI
LUTIT
TUFA berbutir halus
Berbu-tir sangat halus

LEM-PUNG BATULEM-PUNG
50% partikel
berbutir sangat
halus
LUM-PUR KARBO-NAT
TUFA berbutir sangat halus

GE-LAS AMORF

Modifikasi dari : C E G M

3. BATUAN MALIHAN
(Batuan Metamorf)
Batuan malihan (batuan metamorf, batuan ubahan, batuan berubah sifat) adalah batuan yang berasal dari batuan yang sudah ada, seperti batuan beku atau batuan sedimen, kemudian mengalami perubahan fisik dan kimia sehingga berbeda sifat dengan sifat batuan induk (asal)nya. Perubahan fisik meliputi penghancuran butir-butir batuan, bertambah besarnya butir-butir mineral penyusun batuan, pemipihan butir-butir mineral penyusun batuan, dan sebagainya. Perubahan kimia berkaitan dengan munculnya mineral baru sebagai akibat rekristalisasi atau karena adanya tambahan/pengurangan senyawa kimia tertentu.
Faktor penyebab dari proses malihan (proses metamorfosis) adalah adanya perubahan kondisi tekanan yang tinggi, suhu yang tinggi atau karena sirkulasi cairan. Tekanan dapat berasal dari gaya beban atau berat batuan yang menindis atau dari gerak-gerak tektonik lempeng kerak bumi di saat terjadi pembentukan pegunungan. Kenaikan suhu dapat terjadi karena adanya intrusi magma, cairan atau gas magma yang menyusup ke kerak bumi lewat retakan-retakan pemanasan lokal akibat gesekan kerak bumi atau kenaikan suhu yang berkaitan dengan Gradien geothermis (kenaikan temperature sebagai akibat letaknya yang makin ke dalam). Dalam proses ini terjadi kristalisasi kembali (rekristalisasi) dengan dibarengi kenaikan intensitas dan juga perubahan unsur kimia.
Pada umumnya batuan malihan ini lebih keras dan kompak daripada batuan asalnya. Struktur baru dan bahkan mineral baru dapat terbentuk pada proses ini. Tetapi ia masih dapat memperlihatkan beberapa karakteristik batuan asalnya. Kenampakan lain akibat proses metamorfosis ini adalah cleavage, schistocity dan foliation, perlengkungan dan retakan. Metasedimen adalah batuan malihan yang berasal dari batuan sedimen.
Beberapa contoh batuan malihan: Sabak, Filit, Sekis, Kwarsit, Marmer, dan Gneis Adapun klasifikasi batuan beku dan metamorf dapat dilihat pada Tabel…..
Proses-proses malihan dapat berlangsung sebagai berikut:
a. Geothermal Alterasi, yaitu perubahan batuan sebagai akibat naiknya suhu di tempat yang dalam. Di kedalaman sekitar 3.000 msuhu kurang lebih 1000 C. Karena tekanan dan suhu yang cukup tinggi, maka batuan shale, misalnya, akan kehilangan kandungan airnya, batubara kehilangan air dan gas-gasnya sehingga mengalami perubahan pada komponen-komponen penyusunnya, berkristal halus akan mengalami rekristalisasi menghasilkan kristal lebih besar, limestone (batukapur, gamping) berubah menjadi marmer.
b. Hydrothermal Alterasi, yaitu perubahan sifat batuan sebagai akibat pengaruh cairan panas dari magma atau airtanah yang mendapat pemanasan dari dari magma. Sebagai contoh: feldspar yang keras berubah menjadi kaolin yang lunak, hornblende berubah menjadi khlorit, olivine menjadi serpentin. Batuan dekat sumber air panas diperlunak oleh air panas dan uap panas. Kadang-kadang proses malihan tidak hanya pengaruh cairan panas tetapi tambahan bahan atau pengurangan unsur penyusun batuan yang menyertainya.
c. Metamorfosis Kontak, yaitu perubahan sifat batuan yang terjadi karena intrusi magma yang panas. Di tempat di mana magma bersentuhan (kontak) dengan batuan suhu menjadi sangat tinggi sehingga proses metamorfosis berlangsung intensif, dan semakin jauh dari letak intrusi magma suhu makin berkurang. Derajat metamorfosis yang bervariasi ini terlihat dari keteraturan batuan malihan menurut jaraknya dari batuan intrusi. Di tempat paling dekat dengan intrusi dijumpai kordiorit dan berturut-turut semakin jauh akan ditemukan biotit – klorit – Muskovit dan terakhir batuan yang kaya dengan aluminium. Zona-zona metemorfosis di sekitar batuan intrusi berbentuk aureole ata halo yang diameternya beberapa meter hingga beberapa ribu meter.
d. Dinamo Metamorfosis, yaitu perubahan sifat batuan karena terutama factor tekanan. Tekanan terjadi dari gerak-gerak kerak bumi. Jadi erat kaitannya dengan proses pelipatan dan patahan-patahan di kerak bumi. Wilayah gejala metamorfosis ini meluas disbanding jenis metamorfosis lainnya, sehingga dapat disebut Metamorfosis Regional. Tekanan menyababkan batuan menjadi pipih dan menghasilkan fragmen batuan yang bergaris-garis memanjang. Contohnya Mudstone yang terdiri dari butir-butir kuarsa akan memipih dan partikel liat menjadi mika. Batuan baru ini disebut Slats yang berciri berlapis-lapis.
e. Metasomatisme, yaitu perubahan batuan karena magma menyusup ke dalam batuan, bercampur baur dengan batuan yang dimasukinya, membentuk batuan baru yang sifatnya sudah lain. Selain terjadi pembauran juga terjadi reksristalisasi.
f. Pneumatholysis, yaitu perubahan batuan karena pengaruh gas panas yang menyusup ke dalam kerak bumi. Karena gas lebih mudah bergerak maka gas-gas dari magma itu mudah menyusup lewat retakan-retakan dalam kerak bumi.

Biasanya di dalam kerak bumi dijumpai pengelompokan bahan galian atau batuan metamorf berupa urat-urat. Dapat ditafsirkan bahwa terjadinya lewat proses Hydrothermal atau Pneomatholitis.

SIKLUS BATUAN

Published in: on 22 January 2010 at 4:35 pm  Leave a Comment  
Tags:

Pembentukan mineral Felsfar Kabupaten Tapanuli Utara

BAB III
PEMBAHASAN

A.Pembentukan mineral Felsfar Kabupaten Tapanuli Utara
Feldspar terjadi selama proses kristalisasi batuan beku oleh pneumatolytic dan hydrothermal agencies dalam urat pegmatik. Kondisi larutan pada proses kristalisasi terjadi pada suhu tinggi .Feldspar merupakan mineral atau pembentuk batuan beku dan umumnya banyak terdapat pada batuan beku dalam (plutonic rock) danjugapadabatuanerupsidanmetamorfosa.
Feldspar merupakan batuan vulkanik yang banyak mengandung tufa dengan komposisi batuan laterik sehingga batuan ini disebut dengan tufa laterik yang kaya akan mineral ortoklas dan silika. Tufa ini terbentuk dari kegiatan gunung berapi yang pada waktu meletus mengeluarkan abu vulkanik. Umumnya batuan granit Feldspar berasosiasi dengan mineral kwarsa, mika, klorid, beryl, dan rutyl. Sedangkan pada batuan pegmatil, Feldspar berasosiasi dengan mineral kwarsa, mika dan topaz. B.Potensi mineral Felasfar
Keterdapatan endapan bahan galian feldspar di Kabupaten Tapanuli Utara tersebar di sepanjang perbukitan yang dikenal dengan Dolok Matutung mempunyai ketinggian kurang lebih 1321 m dari permukaan laut. Secara administratif keberadaan bahan galian tersebut termasuk di Daerah Desa Tanggahambing Kecamatan Pangaribuan sebagaidesayangterdekat .
Daerah sebaran endapan bahan galian tersebut dapat dicapai dengan kendaraan roda empat dan roda dua menempuh perjalanan dari kota Medan selama 4,5 jam melalui jalan Propinsi dengan jarak kurang lebih 257 kmdari kota Medan menuju Lubuk Pakam – Tebing Tinggi – Pematang Siantar – Parapat – Balige – dan Siborong-borong. Dari Siborong-borong menuju jalan Kabupaten melewati Kecamatan Sipahutar ke arahKecamatanPangaribuan.
Jarak yang ditempuh kurang lebih 70 km dan lama perjalanan 1,5 jam dengan kondisi jalan aspal dan sebagian ruas jalan mengalami kerusakan berupa lobang-lobang. Dari kecamatan Pangaribuan menuju lokasi penelitian berjarak 8 (delapan) km ke arah Desa Najunambe. Kondisi lapangan menunjukkan bahwa keterdapatan endapan bahan galian feldspar berasosiasi dengan tufa toba secara berselang seling . Ketebalan lapisan tanah penutup rata-rata 2 meter dan ketebalan rata-rata feldspar yang dipantau melelaui singkapan lebih dari 100 meter. Lapisan tanah penutup umumnya ditumbuhi oleh tanaman semak belukar dan tanaman pohon pinus.
Keberadaan endapan bahan galian feldspar menempati daerah perbukitan dengan ketinggian rata-rata diatas 500 meter dari permukaan air laut . Kemiringan perbukitan bervariasi antara 10 derajat samapi 20 derajat. Pada saat ini tata guna lahan belum dimanfaatkan oleh penduduk setempat secara optimal . Hal ini disebabkan karena umumnya pada daerah lokasi penelitian berada jauh dari pemukiman penduduk setempat sehingga tanaman yang ditanam hanya tanaman keras yang produksinya hanya dapat diharapkan dalam jangka panjang.

C. Metode Penambangan Mineral feisdfar
Metode penambangan bahan galian Feldspar yang menempati perbukitan Dolok Matutung adalah Tambang Terbuka. Peralatan mekanis yang digunakan adalah Bach Hoe, Bulldozer, Power Shovel dan Buldozer, sedangkan peralatan non mekanis antaralaincangkul,sekopdalinggis.
Pekerjaan penambangan Feldspar dimulai dengan membersihkan lahan permukaan berupa pohon besar dan kecil sehingga rata secara keseluruhan . Hal ini penting untuk memperlancar pekerjaan penambangan selanjutnya . Alat mekanis yang dapat digunakanantaralainBulldozerdanPowerScraper .

D Kegunaan mineral Felsfar
A. Bahan baku keramik Bakaran Tinggi
Untuk keperluan bahan baku keramik bakaran tinggi diperlukan sebagai berikut :
1.Feldspar.
Sebagai bahan pelebur dengan titik lebur antara 1200 derajat Celcius sampai 1250 derajat Celcius serta untuk mengurangi plastisitas dan susut kering saat dilakukan pembakaran .
2.Clay.
Berfungsi sebagai plastizer dan bider bahan keramik dengan kandungan silika adalah 52 % dan alumina adalah 31 %.
3.Pasirkwarsa .
Berfungsi sebagai penambah kandungan silika dalam campuran agar dapat mengikat bahan penyusuk keramik.
4.Batuporselindanglass.
Berfungsi sebagai mempermudah penghancuran bahan yang masih berupa bongkahan dalam kogel molen.
5.Air.
Berfungsi untuk memperhalus bahan campuran glass dan memperkilatkan permukaan keramik.
6. Kaolin.
Berfungsi sebagai membantu mengurangi plastisitas serta memberikan warna putih pada keramik.
Prosespembuatankeramiksebagaiberikut:
Clay terlebih dahulu digiling sampai ukuran 50 # (mesh). Feldspar, kaolin dan pasir kwarsa dimasukkan ke dalam kogel molen dengan perbandingan berat 50 % : 40 % : 10 %.
Ke dalam kogel molen kemudian dimasukkan air dan batu porselin kemudian diputar dengan kecepatan 25 Rpm. Untuk membuat campuran yang lebih homogen maka dengan bantuan kompressor, bahan dialirkan ke bak yang telah tersedia pengaduknya. Air dipisahkan dengan penyaring sedangkan padatannya dimasukkan ke filter prss selama 2 jam. Hasil ini disebut dengan “Cake” atau “mass body”. Agar ikatan oksidanya semakin kuat maka mass body dipress lagi selama 3 hari dalam ruang pengerasan kemudian dimasukkan ke dalam ” Vacuum Strength Press ” agar terbebas dari air maupun udara. Langkah berikutnya adalah mass body dipotong-potong sesuai dengan keinginan kemudian dicetak dan dipanaskan. Hasilnya dapat dilakukan pengglasiran baik dengan model semprot maupun celupan.

B. Pembuatan Gelas high Alumina.
Proses pembuatan gelas high alumina adalah sebagai berikut :
1.TahapPencampuran(mixing).
Pencampuran bahan gelas di mixer hingga diperoleh campuran yang homogen.Komposisi pencampuran yang dinyatakan dalam % berat yaitu :
SiO2 = 55% , Al2O3 = 15% , P2O3 = 8% , CaO = 21% dan Na2O = 1%.
2.Tahappeleburan(Smelting).
Peleburan dilakukan dalam tungku peleburan yang menghasilkan campuran gelas homogen , bersih , bebas gelembung dan bebas dari kristal yang tidak melebur . Tungku yang dipakai disebut dengan Tank Furnace.
3.TahapPencetakan(Shaping).
Proses pembentukan gelas dilakukan setelah hasil peleburan sudah homogen, tidak mengandung kristal dan gas . Temperatur pembentukan yang digunakan antara 800 derajat Celcius sampai 1100 derajat celcius melalui proses penekanan dan proses peniupan . Proses pembentukan harus dilakukan secara cepat dengan viskositas antar 10 4 sampai 10 8 poises sedangkan proses pendinginan harus dilakukan secara perlahan-lahan dengan tujuan agar diperoleh hasil yang baik dan berkwalitas .
4.ProsesAnnealingdanFinishing.
Proses annealing dilakukan setelah produk gelas terbentuk . Pada prinsipnya proses yang dilakukan untuk menghilangkan perbedaan tegangan produk yang telah dihasilkan dengan maksud agar gelas tidak mudah retak atau pecah . Pelaksanaan proses annealing dilakukan di dalam sebuah tunnel dengan temperatur antara 500 derajat Celcius sampai 600 derajat celcius selama kurang lebih 90 menit . Setelah gelas dihasilkan maka selanjutnya dengan proses finishing yang meliputi : pemotongan , penghalusan , pemolesan , pencucian dan pengepakan serta pemasaran.
Setelah pekerjaan pembersihan lahan selesai dilakukan dilanjutkan dengan tahap berikutnya yaitu pengupasan lapisan tanah penutup sehingga endapan bahan galian yang selama ini sedikit tersingkap di permukaan menjadi tersingkap semua .
Pekerjaan penambangan berikutnya adalah tahap penggalian terhadap endapan bahan galian Feldspar . Pekerjaan ini biasanya menggunakan peralatan mekanis yaitu Back Hoe. Penggalian bahan galian Feldspar mengikuti arah dan jalur atau strike and dip dari endapan Feldspar tersebut. Umumnya berupa batang tubuh atau mineralisasi dari batuan pegmatit yang dominan diisi oleh mineral Feldspar dan mineral mika.
Penggalian endapan Feldspar ditujukan pada daerah-daerah yang menunjukkan adanya rekahan-rekahan dan batas proses pelapukan yang telah berlangsung dan batuan pegmatit dalam kondisi segar. Umumnya hasil penggalian oleh alat mekanis berupa Back Hoe adalah bongkahan – bongkahan berukuran besar, Sedang dengan diameter50cmsampaikecildengandiameter_20cm.
Setelah pekerjaan penggalian selesai dilakukan maka tahap pekerjaan berikutnya adalah tahap pengangkutan hasil penggalian endapan bahan galian Feldspar. Peralatan Mekanis yang dipakai adalah Dump Truck. Pekerjaan pengangkutan dilakukan dengan adanya sinkronisasi alat muat dan alat angkut sehingga target produksi yang diinginkan dapat tercapai dan pekerjaan mencapai hasil yang optimal danefisien.
Untuk pekerjaan penambangan yang dilakukan secara tradisional dengan melibatkan tenaga kerja manusia (padat karya), penggalian endapan bahan galian Feldspar umumnya dilakukan dan dimulai pada singkapan yang ada pada permukaan. Dengan menggunakan pahat dan linggis serta paku sebanyak kurang lebih 3 kg maka pada batang tubuh (mineralisasi) batuan pegmatit yang mengandung Feldspar dilakukan pembongkaran bagian retakan-retakan sehingga hasil penggalian yang diperoleh umumnya berupa bongkahan-bongkahan besar dan kecil tergantung perluasan daerah pelapukan.

E.Potensi bahan galian

Pembahasan mengenai evaluasi ekonomi terhadap bahan galian yang potensial dikembangkan dan dikelola secara optimal dimana keberadaannya tersebar di KabupatenTapanuliUtarameliputiantaralain :
Kecamatan Gaya Baru Tarutung, Lintong Nihuta, Pahae Jae dan Pangaribuan. Disamping itu juga, beberapa Kecamatan lainnya mengandung bahan galian tambang seperti Kaolin dan Granit, cukup berpotensi untuk dikembangkan menjadi usaha pertambangan daerah pada masa-masa mendatang.
Suatu bahan galian dapat dikatakan memiliki nilai ekonomis apabila bahan galian tersebut memiliki jumlah cadangan yang cukup besar, berkwalitas dan memiliki pemasaran yang cukup menggembirakan disamping memungkinkan pemanfaatan sumber daya manusia (SDM) dan teknologi untuk melaksanakan kegiatan eksplorasi dan eksploitasi secara optimal.
Bahan galian trass, Batugamping, Feldspar dan Belerang merupakan bahan galian yang perlu digalakkan pemakaiannya baik masa sekarang maupun masa mendatang terutama untuk bidang industri dan bangunan. Pada bidang industri, batu gamping banyak digunakan untuk industri semen, feldspar untuk keperluan industri kaca serta beletang digunakan untuk industri farmasi sedangkan trass untuk pemakian bahan baku pembuatan batako.
F Analisa Ekonomi Dari Bahan Galian Feslfar
Pemasaran suatu bahan galian sangat penting dan erat hubungannya dengan kelangsungan suatu usaha pertambangan daerah. Untuk pemasaran bahan galian trass dan batugamping diutamakan pada lingkup Kabupaten Tapanuli Utara dimana permintaan masih untuk kebutuhan sendiri antara lain untuk memenuhi industri pembuatan batako untuk trass dan bahan bangunan seperti bahan bangunan fondasi untuk batugamping sedangkan untuk bahan galian feldspar dan belerang, pemasaran lebih diutamakan di luar lingkup kabupaten. Hal yang terpenting adalah menjaga kwalitas dan kesinambungan dalam hal memenuhi permintaan dari konsumen.
Dengan menjaga ke dua hal tersebut maka diharapkan bahan galian yang dipasarkan tersebut mampu bersaing dengan pengusaha bahan galian sejenis diluar Propinsi Sumatera Utara.
Dengan memperhatikan kwalitas, jumlah cadangan , teknologi eksplorasi, peningkatan Sumber Daya Manusia dan pemasaran maka diharapkan dapat mengelola dan memanfaatkan potensi bahan galian yang ada sehingga akan memberikan nilai tambah bagi pendapatan Asli Daerah melaui pajak dan retribusi terhadap beberapa pengusaha tambang yang ada pada masa mendatang serta memberikan harapan mengenai lowongan pekerjaan bagi penduduk setempat dan penduduk pendatang lainnya di dalam mengembangkan dan memajukan suatu daerah yang selama ini roda pembangunannya kurang begitu menggembirakan. Salah satu indikasi terhadap kemajuan suatu daerah dapat diukur dengan banyak tumbuhnya suatu industri baik industri pertambangan, industri pertanian serta industri rumah tangga lainnya dalam skala kecil dan menengah.

Published in: on 22 January 2010 at 4:34 pm  Leave a Comment  
Tags:

BATUAN SEDIMEN 2

Produk dari proses pelapukan mekanik dan kimia merupakan sumber material untuk pembentukan batuan sedimen. Kata sedimentary menunjukkan sifat alam dari batuan sedimen yang berasal dari bahasa Latin sedimentum yang berarti endapan, yang digunakan untuk materi padat yang diendapkan dari fluida. Material hasil proses pelapukan secara tetap akan terkikis dari batuan induknya, kemudian mengalami pengangkutan dan diendapkan di danau, lembah sungai, laut atau cekungan lainnya. Partikel-partikel pada bukit pasir di gurun, lumpur di dasar rawa-rawa, kerakal di sungai, merupakan produk dari proses yang diada hentinya. Karena proses pelapukan batuan, transportasi dan pengendapan material hasil proses pelapukan terus beralangsung, maka material sedimen dapat dijumpai dimana-mana. Setelah diendapkan material yang dekat dengan dasar akan mengalami kompaksi. Lama kelamaan endapan ini akan tersemenkan oleh mineral yang mengkristal di pori-pori antar butiran sehingga membentuk batuan sedimen.
Para ahli geologi mengestimasikan bahwa jumlah batuan sedimen hanya sekitar 5% volume dari batuan penyusun kerak bumi atau sekitar 16 km lapisan terluar dari kerak bumi. Tetapi kepentingan dari batuan sedimen ini jauh lebih besar dari jumlahnya yang hanya 5%. Apabila mengambil contoh batuan di permukaan bumi, maka mayoritas terbesar adalah batuan sedimen, karena 75% permukaan bumi ini ditutupi oleh batuan sedimen. Jadi batuan sedimen merupakan lapisan yang relatif tipis yang menyusun kerak bumi bagian terluar, karena batuan sedimen terbentuk di permukaan bumi.
Karena batuan sedimen terakumulasi di permukaan bumi, maka batuan sedimen umumnya menunjukan proses-proses yang terjadi dimasa lalu pada permukaan bumi. Jadi batuan sedimen dapat menunjukan kondisi lingkungan dimasa lalu dimana partikel-partikel sedimen tersebut diendapkan, juga mekanisme transportasinya. Selanjutnya batuan sedimen juga dapat mengandung fosil yang merupakan kunci dalam mempelajari keadaan geologi dimasa lalu, sehingga para ahli geologi dapat menceritakan sejarah bumi ini dengan detail.
Batuan sedimen juga banyak yang mempunyai arti ekonomis. Batubara sebagai contoh dikelompokkan dalam batuan sedimen. Juga sumber energi yang penting, minyak bumi dan gas alam dijumpai berasosiasi dengan batuan sedimen. Demikian juga beberapa mineral ekonomis seperti besi, aluminium, mangan dapat dijumpau berasosiasi dengan batuan sedimen.

Tipe-tipe Batuan Sedimen
Material yang terakumulasi sebagai sedimen mempunyai dua sumber utama. Pertama, material sedimen yang terakumulasi berasal dari hasil proses pelapukan mekanik maupun kimia yang tertransportasi dalam keadaan padat. Endapan dari tipe ini disebut detrital dan batuan sedimen yang terbentuk disebut batuan sedimen detrital (detrital sedimentary rocks). Sumber utama yang kedua adalah material yang terlarut hasil dari proses pelapukan kimia, apabila larutan tersebut mengalami presipitasi baik oleh proses anorganik maupun organik, materialnya disebut sedimen kimia dan batuan yang dibentuk disebut batuan sedimen kimia (chemical sedimentary rocks).

Batuan Sedimen Detrital
Batuan detrital disebut juga batuan sedimen fragmental atau batuan sedimen klastik. Walaupun batuan ini mempunyai variasi mineral atau fragmen yang sangat besar, komposisi utama dari batuan ini adalah kuarsa dan mineral lempung. Seperti telah diuraikan sebelumnya, mineral lempung merupakan produk utama dari pelapukan kimia dari mineral silikat. Lempung adalah mineral yang berbutir halus dengan struktur kristal lembaran seperti mika. Mineral lain pada batuan sedimen adalah kuarsa, karena mineral ini resisten terhadap proses pelapukan kimia. Jadi pada waktu batuan beku yang banyak mengandung kuarsa serti granit mengalami pelapukan kimia, maka butiran mineral kuarsa akan terlepas bebas.
Mineral lain yang umum pada batuan sedimen adalah feldspar dan mika, kedua mineral tersebut tidak resisten terhadap pelapukan kimia. Apabila dijumpai mineral-mineral tersebut pada batuan sedimen dapat menunjukkan bahwa batuan tersebut merupakan hasil dari proses pelapukan mekanik daripada pelapukan kimia.
Ukuran butir merupakan dasar utama untuk membedakan batuan sedimen detrital. Tabel di bawah menggambarkan klasifikasi ukuran butir batuan sedimen detrital. Istilah lempung dalam klasifikasi tersebut adalah untuk ukuran butir, bukan untuk nama mineral. Walaupun kebanyakan mineral lempung berukuran lempung, tetapi tidak semua berukuran lempung adalah mineral lempung.

Published in: on 22 January 2010 at 4:33 pm  Leave a Comment  
Tags:

BATUAN SEDIMEN KARBONAT

Tinjauan Umum
Batuan karbonat adalah semua batuan yang terdiri dari garam karbonat. Dalam prakteknya adalah terutama batugamping dan dolomit.
Karbonat mempunyai keistimewaan dalam cara terbentuknya, yaitu hanya dari larutan, praktis tidak ada sebagai detritus daratan. Pembentukan batuan karbonat secara kimia, tetapi yang penting adalah turut sertanya organisme di dalam batuan karbonat.
Ada 5 (lima) mekanisme penting yang dapat menerangkan bagaimana terjadinya pengendapan CaCO3 dan bertambahnya CO2 yang dapat terlarut dalam air (Blatt, 1982).
1. Bertambahnya suhu dan penguapan. Dari semua gas yang ada, hanya sedikit yang dapat larut dalam air panas dan hal ini yang menyebabkan mengapa batuan karbonat terbentuk hanya pada laut di daerah tropis dan subtropis, jarang didapatkan pada daerah dingin dekat kutub atau pada daerah laut dalam.
2. Pergerakan air. Bergerak air yang disebabkan oleh angin atau badai akan mengakibatkan kalsium dari organisme pembentuk karang dan lumpur karbonat bergerak berpindah ke atas permukaan air.
3. Penambahan salinitas. Karbon dioksida kurang larut dalam air garam bila dibandingkan dengan daya larutnya dalam air tawar, sehingga dengan bertambahnya salinitas akan menyebabkan karbon dioksida terbebas. Bertambahnya salinitas biasanya akibat dari penguapan dan dapat menambah jumlah kalsium sebanding dengan jumlah ion karbon.
4. Aktivitas organik. Alga dan koral mempunyai proses yang berbeda satu sama lain namun saling membutuhkan dimana alga menghirup karbon dioksida dan akan mengeluarkan oksigen selama berlangsungnya proses fotosintesa, sedangkan koral menghirup O2 dan akan mengeluarkan CO2.
5. Perubahan tekanan. Air hujan mengandung sejumlah karbon dioksida mengikat jumlah udara yang banyak, selanjutnya air hujan tersebut masuk dan melewati zona tanah dengan tekanan karbon dioksida lebih besar dibandingkan di atmosfir, akibatnya air tanah menjadi kaya akan karbon dioksida. Bila air tanah tersebut masuk ke dalam sebuah gua maka karbon akan larut dalam air dan menyebabkan terbentuknya kenampakan seperti stalaktit dan stalagmit.
Hal lain adalah terbentuknya tekstur klastik pada batuan karbonat sebagai fragmentasi atau pembentukan sekunder (contoh : oolith), dan pengendapannya menyerupai detritus.

Tekstur
Pada umumnya yang menjadi unsur-unsur tekstur adalah:
1. Matriks
2. Semen Kalsit
3. Butir
4. Kerangka organik
5. Kehabluran/crystalinity
Tekstur batuan karbonat dapat dibagi sebagai berikut :
1. Tekstur Primer
a. Kerangka Organik
Tekstur ini disusun oleh material-material yang berasal dari kerangka organik atau “skeletal” dalam pengertian Nelson, atau “frame builder”.
b. Klastik/Butiran
Tekstur ini dapat dibagi menjadi 3 (tiga) bagian, yaitu :
 Tekstur Bioklastik
Terdiri dari fragmen-fragmen ataupun cangkang-cangkang binatang, yang berupa klast (pernah lepas-lepas) : cocquina, foraminifera, keral (lepas-lepas).
 Tekstur Intraklastik/ fragmen non organik
Dibentuk di tempat atau ditransport, tetapi jelas hasil fragmentasi dari batuan atau sedimen gamping sebelumnya.
 Tekstur Chemiklastik/ non fragmental
Butir-butir yang terbentuk di tempat sedimentasi karena proses coagulasi, akresi, penggumpalan dan lain-lain. Contoh : oolith, pisolite.
c. Massa Dasar
Tekstur ini disusun oleh butir-butir halus dari karbonat yang terbentuk pada waktu sedimentasi.
Dalam tekstur primer, hal-hal yang perlu diperhatikan adalah :
 Ukuran Butir
Ukuran butir batuan karbonat sering dipergunakan dengan mengggunakan sistem tersendiri, tetapi hal ini tidak dianjurkan. Adapun klasifikasi ukuran butir yang dipakai adalah klasidikasi ukuran butir dan tatanama dari Folk, 1961 yang didasarkan pada klasifikasi Grabau, 1912.
 Bentuk Butir
Bentuk butir juga penting dalam mempelajari batugamping terutama memperlihatkan energi dalam lingkungan pengendapan.
Untuk bioklastik dibedakan secara extreme :
- Cangkang-cangkang yang utuh atau fragmen kerangka yang utuh/bekas pecahan jelas
- Yang telah terabrasi/bulat.
Untuk Chemiklastik dibedakan atas :
- Spheruidal
- Ovoid
Untuk batugamping kerangka :
- Kerangka pertumbuhan (grothframework)
- Kerangka pergerakan (encrustation)
 Matriks (massa dasar)
Yaitu butir-butir halus dari karbonat yang mengisi rongga-rongga dan terbentuk pada waktu sedimentasi. Matriks ini dapat dihasilkan dari pengendapan langsung sebagai jarum aragonit secara kimiawi/biokimiawi, yang kemudian berubah menjadi kalsit (?). Juga terbentuk sebagai hasil abrasi, yaitu batugamping yang telah dibentuk, misalnya koral dierosi dan abrasi kembali oleh pukulan-pukulan gelombang dan merupakan tepung kalsit.
 Hubungan Matriks dan Butiran
Lumpur gamping sangat penting untuk interpretasi lingkungan pengendapan. Karena butiran batugamping terbentuk secara lokal, maka adanya matriks di antara butiran adalah indikator bagi lingkungan pengendapan air tenang. Berdasarkan hal ini, Dunham membuat klasifikasi karbonat.
2. Tekstur Sekunder atau Tekstur Diagenesa
Tekstur sekunder pada umumnya adalah tekstur hablur yang didapat pada sebagian batuan ataupun meliputi keseluruhan. Tekstur sekunder ini terbentuk apabila batuan karbonat yang terbentuk sebelumnya mengalami proses diagenesa. Proses-proses diagenesa meliputi :
a. Pengisian pori dengan lumpur gamping
b. Mikritisasi oleh ganggang
c. Sementasi
d. Pelarutan
e. Polimorfisme
f. Rekristalisasi
g. Pengubahan/pergantian (replacement)
h. Dolomitisasi
i. Silisifikasi

Published in: on 22 January 2010 at 4:32 pm  Leave a Comment  
Tags:

BATUAN SEDIMEN

Produk dari proses pelapukan mekanik dan kimia merupakan sumber material untuk pembentukan batuan sedimen. Kata sedimentary menunjukkan sifat alam dari batuan sedimen yang berasal dari bahasa Latin sedimentum yang berarti endapan, yang digunakan untuk materi padat yang diendapkan dari fluida. Material hasil proses pelapukan secara tetap akan terkikis dari batuan induknya, kemudian mengalami pengangkutan dan diendapkan di danau, lembah sungai, laut atau cekungan lainnya. Partikel-partikel pada bukit pasir di gurun, lumpur di dasar rawa-rawa, kerakal di sungai, merupakan produk dari proses yang diada hentinya. Karena proses pelapukan batuan, transportasi dan pengendapan material hasil proses pelapukan terus beralangsung, maka material sedimen dapat dijumpai dimana-mana. Setelah diendapkan material yang dekat dengan dasar akan mengalami kompaksi. Lama kelamaan endapan ini akan tersemenkan oleh mineral yang mengkristal di pori-pori antar butiran sehingga membentuk batuan sedimen.
Para ahli geologi mengestimasikan bahwa jumlah batuan sedimen hanya sekitar 5% volume dari batuan penyusun kerak bumi atau sekitar 16 km lapisan terluar dari kerak bumi. Tetapi kepentingan dari batuan sedimen ini jauh lebih besar dari jumlahnya yang hanya 5%. Apabila mengambil contoh batuan di permukaan bumi, maka mayoritas terbesar adalah batuan sedimen, karena 75% permukaan bumi ini ditutupi oleh batuan sedimen. Jadi batuan sedimen merupakan lapisan yang relatif tipis yang menyusun kerak bumi bagian terluar, karena batuan sedimen terbentuk di permukaan bumi.
Karena batuan sedimen terakumulasi di permukaan bumi, maka batuan sedimen umumnya menunjukan proses-proses yang terjadi dimasa lalu pada permukaan bumi. Jadi batuan sedimen dapat menunjukan kondisi lingkungan dimasa lalu dimana partikel-partikel sedimen tersebut diendapkan, juga mekanisme transportasinya. Selanjutnya batuan sedimen juga dapat mengandung fosil yang merupakan kunci dalam mempelajari keadaan geologi dimasa lalu, sehingga para ahli geologi dapat menceritakan sejarah bumi ini dengan detail.
Batuan sedimen juga banyak yang mempunyai arti ekonomis. Batubara sebagai contoh dikelompokkan dalam batuan sedimen. Juga sumber energi yang penting, minyak bumi dan gas alam dijumpai berasosiasi dengan batuan sedimen. Demikian juga beberapa mineral ekonomis seperti besi, aluminium, mangan dapat dijumpau berasosiasi dengan batuan sedimen.

Tipe-tipe Batuan Sedimen
Material yang terakumulasi sebagai sedimen mempunyai dua sumber utama. Pertama, material sedimen yang terakumulasi berasal dari hasil proses pelapukan mekanik maupun kimia yang tertransportasi dalam keadaan padat. Endapan dari tipe ini disebut detrital dan batuan sedimen yang terbentuk disebut batuan sedimen detrital (detrital sedimentary rocks). Sumber utama yang kedua adalah material yang terlarut hasil dari proses pelapukan kimia, apabila larutan tersebut mengalami presipitasi baik oleh proses anorganik maupun organik, materialnya disebut sedimen kimia dan batuan yang dibentuk disebut batuan sedimen kimia (chemical sedimentary rocks).

Batuan Sedimen Detrital
Batuan detrital disebut juga batuan sedimen fragmental atau batuan sedimen klastik. Walaupun batuan ini mempunyai variasi mineral atau fragmen yang sangat besar, komposisi utama dari batuan ini adalah kuarsa dan mineral lempung. Seperti telah diuraikan sebelumnya, mineral lempung merupakan produk utama dari pelapukan kimia dari mineral silikat. Lempung adalah mineral yang berbutir halus dengan struktur kristal lembaran seperti mika. Mineral lain pada batuan sedimen adalah kuarsa, karena mineral ini resisten terhadap proses pelapukan kimia. Jadi pada waktu batuan beku yang banyak mengandung kuarsa serti granit mengalami pelapukan kimia, maka butiran mineral kuarsa akan terlepas bebas.
Mineral lain yang umum pada batuan sedimen adalah feldspar dan mika, kedua mineral tersebut tidak resisten terhadap pelapukan kimia. Apabila dijumpai mineral-mineral tersebut pada batuan sedimen dapat menunjukkan bahwa batuan tersebut merupakan hasil dari proses pelapukan mekanik daripada pelapukan kimia.
Ukuran butir merupakan dasar utama untuk membedakan batuan sedimen detrital. Tabel di bawah menggambarkan klasifikasi ukuran butir batuan sedimen detrital. Istilah lempung dalam klasifikasi tersebut adalah untuk ukuran butir, bukan untuk nama mineral. Walaupun kebanyakan mineral lempung berukuran lempung, tetapi tidak semua berukuran lempung adalah mineral lempung.

Tabel. Klasifikasi ukuran butir batuan sedimen detrital

Ukuran Butir (mm) Nama butir Nama Umum Sedimen Nama Batuan Sedimen
> 250
64 – 256
4 – 64
2 – 4 Bolder
Kobel
Pebel
Kerikil Kerakal Konglomerat atau Breksi
1/16 – 2 Pasir Pasir Batupasir
1/256 – 1/16
< 1/256 Lanau
Lempung Mud Batulanau
Batulempung

Ukuran butir batuan sedimen dapat juga dihubungkan dengan energi dari media transportasinya. Kecepatan aliran air atau angin akan menyeleksi ukuran butir partikel yang diangkut. Apabila energinya berkurang, maka material yang diangkut semakin kecil. Seperti misalnya pada aliran sungai, di hulu sungai yang energinya besar diendapkan material yang berukuran kasar, sedang semakin ke arah hilir, material yang diendapkan berukuran pasir. Material yang berukuran lempung dan lanau akan diendapkan dengan energi yang sangat rendah, sehingga akumulasi material ini biasanya terdapat di danau, rawa atau di laut yang tenang.
Shale. Batuan sedimen yang disusun oleh material yang berukuran lanau dan lempung disebut shale. Batuan sedimen yang berbutir halus ini menyusun 70% batuan sedimen kerak bumi. Karena kecilnya, material batuan ini tidak dapat diidentifikasi tanpa bantuan alat pembesar. Shale umumnya tidak mengalami sementasi dengan baik dan mudah pecah, tetapi mempunyai porositas yang kecil. Walaupun merupakan batuan sedimen yang dominan, tetapi merupakan batuan sedimen yang paling sedikit diketahui dengan baik. Shale jarang memberikan singkapan yang baik seperti batupasir atau batuan sedimen lainnya karena shale mudah mengalami pelapukan dan membentuk lapisan penutup batuan yang masih segar.
Istilah shale biasanya digunakan untuk semua batuan sedimen yang berbutir halus, tetapi banyak ahli geologi menggunakan lebih terbatas. Istilah ini sering digunakan untuk batuan sedimen berbutir halus yang menunjukan sifat mudah terpisah menjadi lapisan-lapisan tipis. Bila batuannya kompak dan membentuk blok batuannya disebut mudstone.
Batupasir. Merupakan batuan sedimen yang berukuran pasir dan yang paling banyak dijumpai setelah shale. Batuan ini menyusun 20% dari batuan sedimen pada kerak bumi. Kuarsa merupakan mineral yang umum dalam batupasir. Bila mineral ini dominan, maka disebut batupasir kuarsa. Sedang bila mineral feldspar yang dominan, disebut arkose. Dominasi mineral feldspar dalam batupasir menunjukan bahwa batuan ini kurang mengalami pelapukan kimia. Batuan sedimen yang disusun oleh mineral kuarsa dan feldspar disebut graywacke. Warna gelap pada batuan ini disebabkan oleh kandungan yang banyak dari fragmen yang menyudut dan lempung. Karena batuan ini memiliki pemilahan yang buruk, maka sering disebut dirty sandstone.
Konglomerat. Batuan ini disusun oleh partikel-partikel yang berukuran kasar (gravel). Partikel yang besar umumnya merupakan fragmen batuan. Diantara fragmen yang kasar terdapat material yang berukuran lebih halus yang disebut masa dasar (matriks), yang terdiri dari mud dan pasir. Batuan ini sering mengalami sementasi yang baik, sehingga membentuk batuan yang sangat kompak. Jika material yang kasar berbentuk menyudut (angular), maka batuannya disebut breksi.

Batuan Sedimen Kimia
Berbeda dengan batuan sedimen detrital yang disusun oleh material hasil pelapukan yang padat, maka sedimen kimia dibentuk dari material yang diangkut dengan pelarutan. Larutan yang mengandung material hasil proses pelapukan kimia ini bila mengalami presipitasi akan membentuk batuan sedimen kimia. Proses presipitasi ini bisa berlangsung oleh proses anorganik ataupun oleh organik yang hidup di air. Bila proses presipitasi dilakukan oleh organisme, maka batuannya disebut batuan sedimen biokimia.
Contoh dari batuan sedimen kimia oleh proses anorganik adalah terbentuknya batugaram oleh evaporasi air asin. Sebaliknya tumbuhan dan binatang menyerap material yang terlarut dalam air untuk membentuk rangka atau rumahnya. Setelah organisme ini mati, rangka atau cangkangnya akan terakumulasi di dasar laut atau danau tempat hidup organisme tersebut.
Batugamping (Limestone). Menyusun 10% dari total volume batuan sedimen, batugamping merupakan batuan sedimen kimia yang terbanyak. Batuan ini disusun terutama oleh mineral kalsit (CaCO3), dan dapat dibentuk baik oleh proses anorganik maupun biokimia. Batugamping yang dibentuk oleh proses biokimia lebih umum dijumpai. Sekitar 90% batugamping di dunia merupakan hasil akumulasi sedimen biokimia.
Meskipun kebanyakan batugamping dibentuk oleh proses biokimia, proses ini tidak seluruhnya terjadi, karena rangka atau cangkang binatang dapat mengalami perubahan sebelum mengalami pembatuan. Contoh yang sangat mudah dikenal dari batugamping biokimia adalah coquina, batuan yang berbutir kasar yang tersusun oleh fragmen cangkang atau rangka binatang dan tidak tersemen dengan baik. Contoh lain adalah chalk, merupakan batuan hampir seluruhnya disusun oleh cangkang foraminifera, merupakan binatang bersel tunggal yang sangat halus.
Batugamping organik terbentuk oleh proses evaporasi dengan naiknya temperatur meningkat konsentrasi kalsium karbonat sehingga terjadi presipitasi. Travertin merupakan batugamping yang sering dijumpai di dalam goa, seperti juga batugamping oolitik. Travertin dibentuk pada waktu airtanah yang mengandung kalsium karbonat mengalami evaporasi. Batugamping oolitik adalah batuan yang disusun oleh butiran kecli yang berbentuk bundar yang disebut oolit. Oolit terbentuk pada lingkungan laut dangkal oleh butiran yang sangat halus dan terbawa oleh arus dan dilapisi oleh kalsium karbonat selapis demi selapis ketika bergulir pada dasar laut.
Dolomit. Merupakan batuan yang sangat mirip dengan batugamping dan disusun oleh mineral “calcium-magnesium carbonate” yang disebut juga mineral dolomit. Untuk membedakan nama mineral dan batuan, beberapa ahli geologi menyebut dolostone untuk nama batuan yang disusun oleh mineral dolomit. Mekipun dolomit dapat terbentuk dari presipitasi langsung dari laur, tetapi dolomit dapat juga terbentuk dari subsitusi magnesium yang terdapat dalam air laut terhadap kalsium yang terdapat dalam batugamping. Hal ini terbukti dari lebih banyak dolomit dijumpai pada batuan yang berumur tua daripada yang berumur muda, karena dibutuhkan waktu oleh magnesium untuk mensubstitusi kalsium.
Rijang (chert). Nama ini digunakan untuk batuan yang keras dan kompak yang disusun oleh mikrokristalin silika (SiO2). Contoh yang sangat dikenal adalah flint yang disusun oleh material organik yang berwarna gelap. Jasper untuk variasi yang berwarna merah, karena kandungan oksida besi.
Endapan rijang umumnya dijumpai pada satu dari dua kondisi sebagai nodul yang berbentuk tak beraturan pada batugamping dan lapisan dalam batuan. Kebanyakan nodul silika yang berkomposisi silika merupakan endapan langsung dari air. Jadi nodul merupakan hasil dari proses anorganik. Sebaliknya lapisan rijang merupakan hasil presipitasi langsung dari air laut, karena kandungan silika dalam air laut tidak besar. Jadi lapisan rijang diperkirakan berasal dari hasil proses biokimia. Beberapa organisme laut seperti diatomae dan radiolaria menggunakan silika untuk membentuk rangka dan rumahnya. Mikroorganisme ini dapat mengikat silika dalam larutan yang jenuh silika, kejadian inilah yang diperkirakan membentuk lapisan rijang.
Batugaram dan batugipsum. Seringkali proses evaporasi merupakan mekanisme terbentuknya batuan sedimen kimia. Mineral yang umum terjadi, melalui proses ini adalah halit (sodium klorida) yang menyusun batugaram, dan gipsum (hidro clcium sulfida) yang menyusun batugipsum.
Batubara (coal). Batubara dikelompokkan ke dalam batuan sedimen biokimia, tetapi sedikit berbeda dengan batuan sedimen biokimia. Batuan ini disusun oleh material organik terutama oleh sisa-sisa tumbuhan yang sudah mengalami ubahan tetapi struktur asal masih terlihat. Hal ini menunjukan kejadian dari batubara ini adalah penimbunan yang lama dari akumulasi tumbuhan yang besar. Kondisi lingkungan yang memungkinkan terjadinya proses ini adalah rawa-rawa yang miskin kandungan oksigennya. Tipe batubara mempunyai beberapa tingkatan, semakin tinggi temperatur dan tekanannya semakin kecil pengotoran dan kandungan volatilnya seperti diagram :
PEAT LIGNIT BITUMINOUS ANTRASIT
Batubara bituminous merupakan tipe batubara yang terpenting. Antrasit terbentuk dari bituminous yang mengalami metamorfisme. Meskipun antrasit mempunyai tingkatan yang tertinggi, tetapi tipe ini penyebarannya tidak luas dan lebih mahal penambangannya.

Perubahan Sedimen Menjadi Batuan Sedimen
Proses perubahan sedimen lepas menjadi batuan sedimen disebut litifikasi. Salah satu proses litifikasi adalah kompaksi atau pemadatan. Pada waktu material sedimen diendapkan terus menerus pada suatu cekungan, berat endapan yang berada di atas akan membebani endapan yang berada di bawahnya. Akibatnya butiran sedimen akan semakin rapat, dan rongga antara butiran akan semakin kecil. Sebagai contoh lempung yang tertimbun dibawah material sedimen lain beberapa ribu meter tablanya, volume dari lempung tersebut akan mengalami penyusutan sebanyak 40%. Karena pasir dan sedimen lain yang berbutir kasar dapat mengalami pemadatan, maka proses kompaksi merupakan proses yang signifikan untuk proses litifikasi batuan sedimen yangberbutir halus seperti shale.
Proses lain yang merubah sedimen lepas menjadi batuan sedimen adalah sementasi. Material yang menjadi semen diangkut sebagai larutan oleh air yang meresap melalui rongga antar butiran kemudian larutan tersebut akan mengalami presipitasi di dalam rongga antar butir, dan akan mengikat butiran-butiran sedimen. Material yang umum menjadi semen adalah kalsit, silika dan oksida besi. Untuk mengetahui macam semen pada batuan sedimen relatif cukup sederhana. Kalsit dapat diketahui dengan larutan HCl. Silika merupakan semen yang sangat keras dan akan menghasilkan batuan sedimen yang sangat keras. Apabila batuan sedimen berwarna orange atau merah gelap, maka batuan sedimen tersebut tersemenkan oleh oksida besi. Kadang-kadang semen pada batuan sedimen dapat memberi nilai ekonomis batuan tersebut. Sebagai contoh batupasir yang tersemenkan oleh oksida besa dapat menjadikan batupasir menjadi bijih besi (iron ore).
Meskipun batuan sedimen terlitifikasi oleh proses kompaksi, sementasi atau kombinasi dari keduanya, beberapa batuan sedimen terlitifikasi oleh pertumbuhan kristal yang saling mengikat. Proses ini sering terjadi pada batuan sedimen kimia.

Klasifikasi Batuan Sedimen
Batuan sedimen pada dasarnya dapat dibedakan menjadi dua yaitu sedimen detrital dan kimia. Kemudian batuan sedimen detrital dikelompokan lagi berdasarkan ukuran butirnya, sedangkan batuan sedimen kimia didasarkan pada komposisi mineralnya.
Pada kenyataannya banyak batuan sedimen yang termasuk dalam batuan sedimen kimia juga mengandung material sedimen, material detrital. Sebagai contoh, batugamping kadang mengandung material pasir atau lempung, sehingga memberikan sifat pasiran atau lempunga. Sebaliknya batuan sedimen detriral sebagian besar mengalami sementasi oleh mineral yang terbentuk dalan air, maka sebenarnya sulit dikatakan bahwa benar-benar murni tersusun oleh material detrital.
Seperti dalam batuan beku, tekstur merupakan hal yang terpenting dalam klasifilkasi batuan sedimen. Ada dua macam tekstur yang digunakan dalam klasifikasi batuan sedimen yaitu klastik dan nonklastik. Kata klastik berasal dari bahasa Yunani yang berarti hancuran. Jadi batuan sedimen klastik adalah batuan sedimen yang disusun oleh material hancuran. Seperti terlihat pada klasifikasi batuan sedimen, semua batuan sedimen detrital bertekstur klastik. Coquina adalah batugamping yang disusun oleh cangkang dan fragmen cangkang adalah klastika seperti batupasir dan konglomerat.
Batuan sedimen kimia kebanyakan bertekstur nonklastik, dimana mineral penyusunnya saling tumbuh bersama (interloding). Oleh sebab itu kenampakan batuan sedimen nonklastik hampir sama dengan batuan beku. Tetapi keduanya dapat dibedakan dengan mudah, karena mineral yang menyusun batuan sedimen nonklatik berbeda dengan mineral yang menyusun batuan beku.

Kenampakan Batuan Sedimen
Seperti telah diuraikan sebelumnya, batuan sedimen sangat penting untuk menceritakan sejarah bumi ini. Batuan yang terbentuk pada permukaan bumi ini terakumulasi lapisan demi lapisan. Tiap lapisan akan mencatat tentang kondisi lingkungan pada waktu sedimen tersebut diendapkan. Lapisan ini yang biasa disebut perlapisan (strata, beds) merupakan kenampakan karakteristik batuan sedimen.
Ketebalan perlapisan batuan sedimen bervariasi sangat tipis hingga beberapa puluh meter. Perlapisan batuan sedimen dipisahkan oleh bidang perlapisan (bedding planes), yang merupakan permukaan pembatas. Bidang perlapisan dapat terbentuk oleh adanya perubahan ukuran butir atau komposisi mineral. Pada umumnya bidang perlapisan menunjukan akhir dari suatu pengendapan dan awal dari pengendapan berikutnya.
Banyak kenampakan batuan sedimen yang dapat diduksi oleh para ahli geologi. Sebagai contoh, konglomerat menunjukan kondisi energi tinggi seperti pada aliran yang kuat, dimana butiran fragmen yang berukuran kasar yang dapat diendapkan. Batupasir arkose menunjukan iklim yang kering, dimana proses pelapukan mineral feldspar relatif kecil. “Carbonaceous shale” menunjukan kondisi lingkungan energi lemah dan kaya akan bahan organik seperti rawa dan laguna. Kenampakan lain pada batuan sedimen juga dapat menunjukan kondisi lingkungan masa lampau. Perlapisan gelembur gelombang (ripple marks) merupakan bentuk permukaan yang dihasilkan oleh arus sungai atau arus pasangsurut yang mengalir diatas dasar yang berpasir atau oleh hembusan angin diatas bukit pasir. Ripple marks dapat juga menunjukan arah arus atau angin di masa lampau.
Mudcrack (rekah kerut) menunjukan bahwa kondisi lingkungan dimana batuan sedimen terbentuk pada kondisi yang berubah-ubah antara basah dan kering. Kondisi semacam ini sering terjadi pada lingkungan danau dangkal, dataran pasangsurut dan cekungan di daerah gurun.
Kadang-kadang perlapisan batuan sedimen menyudut terhadap bidang horizontal. Perlapisan yang demikian disebut cross bedding dan merupakan karakteristik untuk sedimen delta sungai dan bukit pasir.
Fosil, sisa kehidupan dimasa lampau, merupakan unsur yang penting yang sering dijumpai pada batuan sedimen. Fosil penting digunakan untuk mengetahui kondisi geologi dimasa lampau, terutama untuk mengetahui paleoenvironment. Selain itu fosil dapat digunakan untuk mengkorelasikan batuan yang berumur sama yang dijumpai pada tempat yang berbeda.

Published in: on 22 January 2010 at 4:31 pm  Leave a Comment  
Tags:

BATUAN METAMORF

Proses Metamorfisme
Proses metamorfisme adalah proses perubahan batuan yang sudah ada menjadi batuan metamorf karena perubahan tekanan dan temperatur yang besar. Batuan asal dari batuan metamorf tersebut dapat batuan beku, batuan sedimen dan batuan metamorf sendiri yang sudah ada. Kata metamorf sendiri adalah perubahan bentuk. Agen atau media menyebabkan terjadinya proses metamorfisme adalah panas, tekanan dan cairan kimia aktif. Sedangkan perubahan yang terjadi pada batuan meliputi tekstur dan komposisi mineral.
Kadangkala proses metamorfisme tidak berlangsung sempurna, sehingga perubahan yang terjadi pada batuan asal tidak terlalu besar hanya kekompakkannya yang bertambah. Proses metamorfisme yang sempurna menyebabkan karakteristik batuan asal tidak terlihat lagi. Pada kondisi perubahan yang sangat ekstrim, peningkatan temperatur mendekati titik lebur batuan, padahal perubahan batuan selama proses metamorfisme harus tetap dalam keadaan padat. Apabila peningkatan temperatur samapi meleburkan batuan, maka proses tersebut sudah tidak termasuk pada proses metamorfisme lagi, tetapi sudah menjadi proses aktivitas magma.
Proses metamorfisme terjadi apabila kondisi lingkungan batuan mengalami perubahan yang tidak sama dengan kondisi pada waktu batuan terbentuk, sehingga batuan menjadi tidak stabil. Untuk mendapatkan kestabilannya kembali pada kondisi yang baru maka batuan mengalami perubahan. Perubahan tersebut terjadi pada kondisi tekanan dan temperatur tekanan dan temperatur yang beberapa kilometer di bawah permukaan bumi. Karena pembentukannya yang sangat jauh di bawah permukaan, maka proses pembentukan batuan metamorf sangat sulit dipelajari oleh geologiawan.
Proses metamorfisme sering terjadi pada salah satu dari tiga fenomena pembentukan batuan metamorf. Pertama, pada proses pembentukan pegunungan, batuan yang menyusun suatu daerah yang luas, mengalami tekanan dan perubahan temperatur bersamaan dengan terjadinya deformasi pada batuan tersebut. Akibatnya terjadilah pembentuan batuan metamorf pada daerah yang sangat luas. Proses ini disebut dengan proses metamorfisme regional. Kedua, ketika batuan bersentuhan atau dekat dengan aktivitas magma, akan terjadi proses metamorfisme kontak. Pada proses ini perubahan disebabkan terutama oleh peningkatan temperatur yang sangat tinggi dari magma, sehingga terjadi efek pemanggangan (baking efect) pada batuan disekitar magma. Ketiga, merupakan proses metamorfime yang sangat jarang, terjadi perubahan sepanjang zona sesar. Pada proses ini batuan disepanjang zona tersebut mengalami penghancuran menjadi material yang sangat halus yang disebut milonat, atau material yang kasar yang disebut breksi sesar, karena kenampakannya seperti breksi pada batuan sedimen. Proses ini disebut proses metamorfisme dinamik.

Agen Proses Metamorfisme
Agen atau media yang menyebabkan proses metamorfisme adalah panas, tekanan dan cairan kimia aktif. Ketiga media tersebut dapat bekerja bersama-sama pada batuan yang mengalami proses metamorfisme, tetapi derajat metamorfisme dan kontribusi dari tiap agen tersebut berbeda-beda. Pada proses metamorfisme tingkat rendah, kondisi temperatur dan tekanan hanya sedikit diatas kondisi proses pembatuan pada batuan sedimen. Sedangkan pada proses metamorfisme tingkat tinggi, kondisinya sedikit dibawah kondisi proses peleburan batuan.

Panas Sebagai Agen Metamorfisme
Panas merupakan agen metamorfisme yang paling penting. Batuan yang terbentuk dekat permukaan bumi akan mengalami perubahan kalau mengalami pemanasan yang tinggi pada waktu diterobos oleh magma dari dalam bumi. Akibat dari proses penerobosan ini tidak atau sedikit terlihat apabila proses tersebut terjadi pada atau dekat permukaan bumi. Hal ini terjadi karena pada tempat tersebut panas dari magma sudah tidak terlalu berbeda dengan kondisi batuan disekitarnya. Pada keadaan yang demikian hanya akan terjadi proses pembakaran saja pada batuan yang disebut baking efect.
Batuan yang terbentuk di permukaan juga dapat mengalami perubahan temperatur yang tinggi apabila batuan tersebut mengalami proses penimbunan yang dalam. Seperti telah diketahui bahwa temperatur akan meningkat dengan meningkatnya kedalaman (gradien geothermal). Pada kerak bumi bagian atas, rata-rata penaikan temperatur sekitar 30oC per kilometer. Pada pertemuan lempeng tektonik yang konvergen, batuan dapat mengalami pemindahan tempat ke tempat yang lebih dalam yaitu pada zona subduksi.
Pada pemindahan yang tidak begitu dalam, hanya beberapa kilometer, mineral tertentu seperti mineral lempung menjadi tidak stabil, dan akan mengalami rekristalisasi menjadi mineral yang lebih stabil pada kondisi lingkungannya yang baru. Mineral lain yang umumnya dijumpai pada batuan kristalin dan stabil pada kondisi temperatur dan tekanan yang lebih tinggi, akan mengalami proses metamorfisme pada kedalaman sekitar 30 kilometer.

Tekanan Sebagai Agen Metamorfisme
Tekanan seperti halnya temperatur akan meningkat dengan meningkatnya kedalaman. Tekanan ini seperti tekanan gas, akan sama besarnya ke segala arah. Tekanan yang terdapat di dalam bumi ini merupakan tekanan tambahan dari tekanan pada batuan oleh pembebanan batuan di atasnya. Batuan akan mengalami tekanan juga pada waktu terjadinya proses pembentukan pegunungan atau deformasi. Pada keadaan ini batuan akan mengalami penekanan yang berarah, dan pemerasan.
Batuan pada tempat yang dalam akan menjadi platis pada waktu mengalami proses deformasi. Sebaliknya pada tempat yang dekat permukaan bumi, batuan akan mengalami keretakan pada waktu mengalami deformasi. Hasilnya batuan yang bersifat rapuh (brittle) akan hancur dan menjadi mineral yang halus.

Proses Metamorfisme dan Aktivitas Larutan Kimia
Larutan kimia aktif, umumnya air yang mengandung ion-ion terlarut, juga dapat menyebabkan terjadinya proses metamorfisme. Pori-pori batuan pada umumnya terisi oleh air. Selain itu beberapa mineral hidrat mengandung air dalam struktur kristalnya. Bila terjadi penimbunan yang dalam pada batuan, air yang terdapat di dalam mineral akan ditekan keluar dari struktur kristalnya, dan akan memungkinkan terjadinya reaksi kimia. Air yang terdapat disekitar kristal akan merupakan katalisator terjadinya perpindahan ion.
Mineral biasanya mengalami rekristalisasi untuk membentuk konfigurasi struktur kristal yang lebih stabil. Pertukaran ion pada mineral akan membentuk mineral-mineral yang baru. Perubahan mineral yang dilakukan oleh air yang kaya mineral dan panas, telah banyak dipelajari di beberapa daerah gunung api seperti Yellowstone National Park, AS. Disepanjang pematang pegunungan lantai dasar samudera, sirkulasi air laut pada batuan yang masih panas mengubah mineral pada batuan beku basalt yang berwarna gelap menjadi mineral-mineral metamorfisme seperti serpentin dan talk.

Perubahan Tekstur dan Komposisi Mineral
Derajat metamorfisem direfleksikan oleh kenampakan tekstur dan komposisi mineral batuan metamorf. Pada batuan metamorf tingkat rendah, batuan akan lebih kompak dan padat dibandingkan dengan batuan asalnya. Sebagai contoh, batuan metamorf batusabat (slate) terbentuk dari proses kompaksi yang sudah lanjut dari serpih (shale). Pada kondisi yang lebih ekstrim, tekanan dapat menyebabkan mineral-mineral tertentu mengalami rekristalisasi. Seperti telah diuraikan sebelumnya, air memegang peranan yang sangat penting pada proses rekristalisasi dengan mempercepat terjadinya perpindahan ion pada mineral. Pada umumnya proses rekristalisasi memungkinkan pertumbuhan kristal menjadi lebih besar. Hal ini mengakibatkan banyak batuan metamorf disusun oleh mineral-mineral yang besar seperti pada batuan fanerik. Kristal-kristal dari beberapa mineral seperti mika mempunyai struktur lembaran, dan hornblende yang mempunyai struktur butiran yang panjang, apabila mengalami rekristalisasi akan membentuk penjajaran mineral. Orientasi mineral baru ini biasanya tegak lurus terhadap arah gaya tekan yang menyebabkan rekristalisasi tersebut. Hasil dari penjajaran mineral ini menyebabkan batuan menunjukan kenampakan seperti perlapisan yang disebut foliasi.
Ada beberapa foliasi tergantung pada derajat metamorfismenya. Selama perubahan dari serpih menjadi batusabak, mineral lempung yang stabil pada kondisi pemukaan, mengalami rekristalisasi menjadi lembaran-lembaran mineral mika yang halus, yang stabil pada kondisi tekanan dan temperatur yang tinggi. Selanjutnya selama kristalisasi, kristal-kristal mika yang halus membentuk orientasi, sehingga bidangnya yang datar akan membentuk penjajaran. Akibatnya batusabak sangat mudah dipecahkan melalui bidang lapisan dari mineral mikanya. Sifat yang semikian disebut belahan batuan (rock cleavage). Karena kristal-kristal mika yang menyusun batusabak sangat halus, maka foliasi pada batusabak tidak musah dilihat. Tetapi karena batusabak menunjukkan belahan batuan dengan sangat baik yang disebabkan oleh penjajaran dari mineral penyusunnya, maka batusabak disebut batuan metamorf berfoliasi.
Pada kondisi tekanan dan temperatur yang lebih tinggi, butiran mika yang sangat halus pada batusabak akan berkembang beberapa kali lebih besar. Kristal-kristal mika yang besar ini akan menyebabkan kenampakan batuan yang pipih. Kenampakan batuan yang demikian disebut sekistositas (schistosity), dan batuan dengan kenampakan yang demikian disebut batuan metamorf sekis (schist). Beberapa batuan sekias diberi nama sesuai dengan mineral yang menyusunnya. Apabila mineral yang menyusun dominan mineral mika, muscovit dan biotit, maka batuannya disebut sekis mika.
Pada proses metamorfisme tingkat tinggi, perpindahan ion-ion cukup ekstrim, sehingga menyebabkan terjadinya segregasi mineral butiran yang memberikan kenampakan “banded” pada batuan. Kenampakan ini ditunjukan oleh penjajaran mineral butiran seperti kuarsa. Batuan metamorf dengan kenampakan yang demikian disebut genes (gneiss). Batuan metamorf ini biasanya terbentuk dari ubahan batuan beku granit atau diorit, bahkan dapat juga terbentuk dari gabro atau serpih yang mengalami proses metamorfisme tingkat tinggi.
Batuan metamorf yang tidak menunjukkan struktur foliasi disebut batuan metamorf nonfoliasi. Batuan metamorf ini biasanya hanya disusun oleh satu jenis mineral dengan bentuk kristal equidimensional, sehingga sering juga batuan ini disebut batuan metamorf kristalin. Contoh yang baik adalah batugamping yang berbutir halus mengalami proses metamorfisme, maka butiran mineral kalsit yang halus tersebut bergabung membentuk kristal yang saling mengisi. Hasilnya adalah batuan metamorf yang mirip dengan batuan beku yang berbutir kasar. Batuan metamorf yang berasal dari batugamping disebut marmer (marble). Walaupun batuan tersebut cenderung nonfoliasi, tetapi pada kenampakan mikroskopis batuan ini menunjukkan pemipihan dan penjajaran butiran mineral. Lapisan tipis mineral lempung sering juga dijumpai pada batugamping, yang akan mengalami distorsi pada waktu proses metamorfisme. Distorsi yang berwarna gelap ini memberikan tekstur yang bagus pada marmer.
Pada proses metamorfisme serpih menjadi batusabak, mineral lempung mengalami rekristalisasi menjadi mika. Dalam beberapa hal komposisi kimia dari batuan uang mengalami rekristalisasi tidak mengalami perubahan, kecuali terjadinya penggabungan dari mineral penyusun batuan dengan ion tertentu yang terdapat dalam air untuk membentuk mineral baru yang lebih stabil pada kondisinya yang baru. Sebagai contoh mineral batuan metamorf yang umum adalah wolastonit. Mineral ini terbentuk pada waktu batugamping (CaCO3) yang banyak mengandung kuarsa (SiO2) mengalami metamorfisme kontak. Pada temperatur yang tinggi mineral kalsit dan kuarsa akan bereaksi membentuk wolastonit (CaSiO3) dan melepaskan karbon dioksida.
Proses metamorfisme seringkali membentuk mineral-mineral baru. Batuan samping dari suatu tubuh magma yang besar, akan mengalami ubahan oleh ion-ion yang banyak terdapat dalam larutan hidrotermal. Perkolasi air laut pada batuan kerak samudera yang baru terbentuk banyak mengandung ion-ion yang aktif yang bereaksi dengan batuan yang sudah ada. Proses ini menyebabkan banyak batuan kerak samudera kaya akan bijih tembaga.
Secara ringkas dapat dikatakan bahwa proses metamorfisme dapat menyebabkan terjadinya perubahan pada batuan termasuk peningkatan densitas batuan, pertumbuhan kristal-kristal besar, reorientasi dari butiran mineral menjadi perlapisan atau penjajaran yang disebut foliasi, dan transformasi dari mineral stabil pada temperatur tinggi. Juga ion-ion yang aktif dapat membentuk mineral baru yang bersifat ekonomis.

Batuan Metamorf Yang Umum

Batuan Berfoliasi (Foliated Rocks)
Batusabak (slate), merupakan batuan metamorf berfoliasi yang berbutir halus dan disusun oleh mineral mika. Batuan ini menunjukkan cleavage batuan yang sangat bagus. Karena sifatnya, maka batusabak sering digunakan sebagai atap, lantai, papan tulis dan meja bilyard. Batusabak terbentuk dari shale yang mengalami metamofisme tingkat rendah. Kadang-kadang batuan ini juga terbentuk dari batuan beku volkanik. Warna batusabak bervariasi tergantung pada kandungan mineralnya. Batusabak yang berwarna hitam banyak mengandung material organik, batusabak merah mengandung banyak oksida besi, dan batusabak hijau mengandung banyak mineral klorit, mineral yang menyerupai mika terbentuk dari Fe silikat. Karena batusabak terbentuk pada metamorfisme tingkat rendah, maka bidang perlapisan batuan asal kadang masih terlihat. Tetapi orientasi cleavage batuan batusabak pada umumnya cenderung memotong perlapisan batuan asal. Jadi tidak seperti shale yang dapat memisah melalui bidang perlapisan, batusabak memecah memotong bidang perlapisan.
Filit (phyllite), merupakan batuan metamorf yang terbentuk pada derajat metamorfismenya lebih tinggi dari batusabak, tetapi lebih rendah dari sekis. Batuan ini disusun oleh mineral-mineral pipih yang lebih besar daripada mineral yang menyusun batusabak, tetapi tidak cukup besar untuk dibedakan tanpa alat pembesar. Walaupun kenampakan filit hampir sama dengan batusabak, tetapi berbeda dengan batusabak dari kenampakannya yang lebih mengkilap. Filit biasanya menunjukan adanya cleavage dan disusun terutama oleh mineral-mineral halus seperti klorit dan mika.
Sekis merupakan batuan metamorf yang sangat mudah dikenal dan sangat umum seperti halnya genes. Sekis merupakan batuan metamorf yang mengandung lebih dari 50% mineral pipih umumnya biotit dan muskovit. Seperti batusabak, sekis berasal dari metamorfisme batuan yang berbutis halus seperti shale, tetapi metamorfismenya lebih tinggi. Bila batuan asalnya banyak mengandung silika, sekis akan mengandung lapisan tipis kuarsa atau feldspar.
Penamaan sekis tergantung pada komposisi mineral yang dominan. Sekis yang disusun terutama oleh muskovit dan biotit dengan sedikit kuarsa dan feldspar disebut sekis mika. Tergantung pada derajat metamorfismenya, sekis mika kadang-kadang mengandung mineral yang unik sebagai mineral tambahan untuk batuan metamorf. Mineral tambahan tersebut diantaranya garnet, staurolit dan silamanit. Ada juga sekis yang mengandung grafit, yang banyak digunakan sebagai bahan pensil, fiber dan lubrikan. Sekis juga kadang disusun oleh mineral klorit dan talk yang disebut sekis klorit dan sekis talk. Kedua macam batuan metamorf ini terbentuk dari batuan yang berkomposisi basaltik yang mengalami metamorfisme.
Genes (geneiss) adalah batuan metamorf yang terutama disusun oleh mineral butiran. Mineral yang umum terdapat pada genes adalah kuarsa, potas feldspar, sodium feldspar. Sedang mineral tambahan yang sering dijumpai adalah muskovit, biotit dan horblende. Segregasi dari mineral terang dan gelap memberikan kenampakan tekstur foliasi yang khas pada genes. Kebanyakan genes terdiri dari selang seling antara mineral yang kaya feldspar yang berwarna putih atau kemerahan dengan lapisan mineral feromagnesian yang berwarna gelap.
Genes biasanya mempunyai komposisi yang hampir sama dengan granit dan kemungkinan berasal dari granit atau batuan afanitik granitik. Tetapi genes kemungkinan juga berasal dari shale yang mengalami metamorfisme derajat tinggi. Dalam hal ini, genes merupakan batuan terakhir dari sekuen shale, batusabak, filit, sekis dan genes. Seperti halnya sekis, pada genes kadang dijumpai juga mineral garnet dan staurolit. Apabila foliasi batuan disusun terutama oleh mineral gelap, maka batuannya disebut amfibolit, yang berasal dari nama mineral amfibol.

Batuan Tidak Berfoliasi (Nonfoliated Rocks)
Marmer adalah batuan kristalin kasar yang berasal dari batugamping atau dolomit. Pada pengamatan megaskopis, marmer sangat mirip dengan batugamping kristalin. Marmer yang murni berwarna putih dan terutama disusun oleh mineral kalsit. Karena warna dan sifatnya yang relatif lunak (kekerasan 3), maka marmer sangat terkenal sebagai batuan untuk bangunan. Marmer yang berwarna putih sering digunakan sebagai batuan untuk monumen atau batupahat.
Kadang-kadang batugamping sebagai batuan asal marmer, banyak mengandung mineral-mineral pengotor yang akan mempengaruhi warna dari marmer. Jadi marmer dapat berwarna pink, abu-abu, hijau atau bahkan hitam. Juga mineral-mineral pengotor tersebut mengalami metamorfisme, akan membentuk mineral-mineral tambahan seperti klorit, mika, garnet dan wolastonit. Apabila marmer berasal dari batugamping yang berselingan dengan shale, akan memberi kenampakan banded. Seringkali marmer akan pecah melalui jalur tersebut yang memperlihatkan mineral mika yang berasal dari rekristalisasi mineral lempung. Pada deformasi yang kuat, lajur ini akan berlipat-lipat (contorted) dan akan memberikan desai yang artistik.
Kuarsit adalah batuan metamorf yang sangat keras dan terbentuk dari batupasir kuarsa. Pada metamorfisme menengah sampai tinggi, butiran kuarsa dalam batupasir akan mengalami rekristalisasi yang sempurna. Karena rekristalisasi yang sempurna ini maka apabila batuan ini pecah akan memotong mineral kuarsa. Struktur sedimen yang terdapat pada batupasir seperti cross bedding akan memberikan kenampakkan banded pada kuarsit.
Meskipun kuarsit yang murni berwarna putih, kadang-kadang batuan ini mengandung oksida besi yang akan memberikan warna pink atau merah. Mineral gelap yang terdapat dalam kuarsit akan memberikan warna abu-abu.
Seperti marmer, kuarsit juga hanya disusun oleh satu jenis mineral yang merupakan kristal yang equidimensional. Oleh sebab itu mineral penyusun kuarsit tidak membentuk penjajaran sehingga tidak membentuk foliasi.

Kejadian Batuan Metamorf
Batuan metamorf umumnya dibentuk oleh satu dari tga kondisi lingkungan, sepanjang zona sesar, pada kontak tubuh batuan beku, atau pada waktu pembentukan pegunungan.

Metamorfisme Sepanjang Jalur Sesar
Ketika terjadinya pensesaran dekat permukaan bumi, tekanan dan panas yang terbentuk disepanjang jalur sesar tersebut akan membentuk batuan lepas yang disusun oleh fragmen-fragmen batuan. Bila batuan ini disusun oleh fragmen-fragmen yang menyudut disebut breksi sesar (fault breccia). Batuan metamorf yang terbentuk di zona sesar dan pada tempat yang dalam, kadang-kadang menunjukan butiran yang memanjang yang hampir sama dengan batuan hasil proses metamorfisme lainnya. Oleh sebab itu sangat sulit ditentukan genesa batuan metamorf tersebut apabila hanya diamati pada contoh batuan yang kecil (hand specimen).
Jumlah batuan metamorf yang terbentuk oleh proses ini relatif sangat kecil dibandingkan dengan yang dibentuk oleh proses lainnya. Tetapi pada tempat tertentu batuan ini cukup dominan.

Metamorfisme Kontak
Metamorfisme kontak terjadi ketika magma bersentuhan dengan batuan samping yang relatif dingin. Kontak metamorfisme dapat jelas terlihat apabila terjadi pada lingkungan pada atau dekat dengan permukaan, dimana perbedaan temperatur antara magma dengan batuan samping sangat besar. Tetapi kontak metamoefisme juga terjadi pada tempat yang dalam, sehingga batuannya hampir sama dengan batuan hasil ubahan metamorfime regional.
Pada metamorfsime kontak, akan terbentuk zona disekitar magma yang disebut aurole. Tubuh batuan beku intrusif yang kecil seperti sill dan dike membentuk aurole hanya beberapa sentimeter, sedangkan tubuh batuan beku yang besar seperti batolit dan lakolit membentuk aurole yang tebalnya sampai beberapa kilometer. Dekat dengan tubuh magma mineral temperatur tinggi seperti garnet akan terbentuk, semakin jauh dari tubuh magma akan terbentuk mineral dengan tingkat yang lebih rendah seperti klorit. Selain ukuran tubuh batuan beku, komposisi mineral batuan samping dan jumlah air sangat berpengaruh terhadap ketebalan aurole yang terbentuk. Pada batuan yang mudah bereaksi seperti batugamping, zona ubahannya bisa mencapai 10 kilometer atau lebih dari tubuh batuan beku.
Kebanyakan metamorfisme kontak berbutir halus, dense, tough rock dari komposisi kimia yang bervariasi. Sebagai contoh, pada metamorfisme kontak, mineral lempung dibakar dan dapat berubah menjadi keras. Karena arah tekanan tidak merupakan faktor yang penting dalam pembentukan batuan ini, maka batuan yang terbentuk umumnya tidak berfoliasi. Batuan metamorf yang keras dan tidak berfoliasi dinamakan hornfels.
Bila kontak metamorfisme disebabkan oleh tubuh batuan beku yang sangat besar, larutan hidrotermal yang berasal dari dalam magma, dapat bermigrasi sampai jarak jauh. Larutan hidrotermal yang meresap ke dalam batuan samping akan bereaksi dengan batuan tersebut akan membentuk batuan metamorf. Mineral bijih dari beberapa jenis metal terbentuk pada proses ini antara alin tembaga, besi, timbal, seng dan emas.

Metamorfisme Regional
Batuan metamorf yang paling banyak jumlahnya adalah batuan metamorf yang dihasilkan dari proses metamorfisme regional. Seperti yang telah disebutkan sebelumnya, metamorfisme regional terjadi pada tempat yang dalam, meliputi daerah yang luas, dan berasosiasi dengan proses pembentukan pegunungan. Pada proses pembentukan pegunungan, batuan penyusun kerak bumi mengalami peremasan sehingga mengalami deformasi yang kuat. Karena proses tersebut batuan akan terlipat dan tersesarkan, dan kerak bumi menjadi semakin pendek dan tebal. Pada umumnya penebalan kerak bumi ini menghasilkan suatu pegunungan. Meskipun pada waktu terjadinya pembentukan pegunungan material kerak bumi menjadi semakin tinggi, ada masa batuan yang jumlahnya relatif sama dengan batuan yang terlipatkan, tertekan kebawah, ke tempat yang mempunyai tekanan dan temperatur lebih tinggi. Pada tempat inilah terjadi proses metamorfisme yang kuat. Beberapa batuan yang mengalami deformasi mengalami kenaikan temperatur yang tinggi sehingga akan mencair dan membentuk magma. Magma, yang mempunyai densitas relatif lebih rendah dari batuan disekitarnya, akan bergerak naik ke atas. Magma yang mencapai dekat permukaan akan menyebabkan terjadinya metamorfisme kontak di dalam zona metamorfisme regional. Jadi inti dari suatu sistem pegunungan terdiri dari tubuh batuan beku intrusif yang dikelilingi oleh batuan metamorf derajat tinggi. Apabila batuan yang menyusun pegunungan ini tererosi, maka inti dari sistem pegunungan yang terdiri dari batuan beku dan batuan metamorf akan tersingkap.
Karena batuan metamorf yang terbentuk oleh metamorfisme regional dipengaruhi juga oleh tekanan yang berarah, maka batuannya berfoliasi. Metamorfisme regional umumnya memperlihatkan perubahan derajat metamorfisme dari tingkat terendah sampai tingkat tertinggi, sehingga perubahan tekstur dan komposisi mineral dapat diamati.
Contoh sederhana dari progresif metamorfisme adalah batuan sedimen, shale, yang berubah menjadi batusabak pada waktu mengalami metamorfisme tingkat rendah. Pada kondisi temperatur dan tekanan yang tinggi, batusabak akan berubah menjadi sekis mika. Pada kondisi yang paling ekstrim, mineral mika dalam sekis akan mengalami rekristalisasi menjadi mineral seperti feldspar dan honrblende dan membentuk genes.
Perubahan tekstur akan sesuai juga dengan perubahan komposisi mineral dari metamorfisme tingkat rendah ke tingkat yang tinggi. Mineral baru yang terbentuk pertama kali pada batusabak adalah klorit. Kemudian bila derajat metamorfismenya lebih tinggi akan terbentuk muskovit dan biotit. Sekis mika terbentuk pada kondisi yang lebih ekstrim dan kemungkinan akan mengandunh mineral garnet and staurolit. Pada temperatur dan tekanan yang mendekati titik lebur batuan, akan terbentuk mineral silimanit. Mineral silimanit merupakan mineral batuan metamorf temperatur tinggi yang digunakan sebagai bahan porselin untuk refraktori.
Pada kondisi tekanan tendah dengan temperatur sekitar 800oC, sekis dan genes dengan komposisi kimia relatif sama dengan granit, akan mulai mencair. Mineral silikat yang berwarna terang seperti kuarsa dan potas feldspar, meruakan mineral yang pertama mencair, sedangkan mineral silikat gelap seperti amfibol dan biotit masih tetap padat. Bila batuan yang telah mencair sebagian itu mengalami pendinginan, maka terbentuk batuan beku yang berwarna terang bersama-sama dengan material metamorf yang berwarna gelap. Batuan semacam ini merupakan peralihan antara batuan beku dan batuan metamorf dan disebut migmatite.

Published in: on 22 January 2010 at 4:29 pm  Leave a Comment  
Tags:

BATUAN BEKU (Igneus Rock)

BATUAN BEKU
Batuan beku merupakan batuan yang berasal dari hasil proses pembekuan magma. Igneous berasal dari kata ignis yang berarti api atau pijar, karena magma merupakan material silikat yang panas dan pijar yang terdapat di dalam bumi.
Magma merupakan material silikat yang sangat panas yang terdapat di dalam bumi dengan temperatur berkisar antara 600oC sampai 1500oC. Magma disusun oleh bahan yang berupa gas (volatil) seperti H2O dan CO2, dan bukan gas yang umumnya terdiri dari Si, O, Fe, Al, Ca, K, Mg, Na dan minor element seperti V, Sr, Rb, dll. Magma terdapat dalam rongga di dalam bumi yang disebut dapur magam (magma chamber). Karena magma relatif lebih ringan dari batuan yang ada disekitarnya, maka magma akan bergerak naik ke atas. Gerakan dari magma ke atas ini kadang-kadang disertai oleh tekanan yang besar dari magma itu sendiri atau dari tekanan disekitar dapur magma, yang menyebabkan terjadi erupsi gunung api. Erupsi gunung api ini kadang-kadang hanya menghasilkan lelehan lava atau disertai dengan letusan yang hebat (eksplosif).
Lava merupakan magma yang telah mencapai permukaan bumi, dan mempunyai komposisi yang sama dengan magma, hanya kandungan gasnya relatif lebih kecil. Lava yang membeku akan menghasilkan batuan beku luar (ekstrusif) atau batuan volkanik. Magma yang tidak berhasil mencapai permukaan bumi dan membeku di dalam bumi akan membentuk batuan beku dalam (instrusif) atau batuan beku plutonik.

Proses Kristalisasi Magma
Karena magma merupakan cairan yang panas, maka ion-ion yang menyusun magma akan bergerak bebas tak beraturan. Sebaliknya pada saat magma mengalami pendinginan, pergerakan ion-ion yang tidak beraturan ini akan menurun, dan ion-ion akan mulai mengatur dirinya menyusun bentuk yang teratur. Proses ini disebut kristalisasi. Pada proses ini yang merupakan kebalikan dari proses pencairan, ion-ion akan saling mengikat satu dengan yang lainnya dan melepaskan kebebasan untuk bergerak. Ion-ion tersebut akan membentuk ikatan kimia dan membentuk kristal yang teratur. Pada umumnya material yang menyusun magma tidak membeku pada waktu yang bersamaan.
Kecepatan pendinginan magma akan sangat berpengaruh terhadap proses kristalisasi, terutama pada ukuran kristal. Apabila pendinginan magma berlangsung dengan lambat, ion-ion mempunyai kesempatan untuk mengembangkan dirinya, sehingga akan menghasilkan bentuk kristal yang besar. Sebaliknya pada pendinginan yang cepat, ion-ion tersebut tidak mempunyai kesempatan untuk mengembangkan dirinya, sehingga akan membentuk kristal yang kecil. Apabila pendinginan berlangsung sangat cepat maka tidak ada kesempatan bagi ion untuk membentuk kristal, sehingga hasil pembekuannya akan menghasilkan atom yang tidak beraturan (hablur), yang dinamakan dengan mineral gelas (glass).
Pada saat magma mengalami pendinginan, atom-atom oksigen dan silikon akan saling mengikat pertama kali untuk membentuk tetrahedra oksigen-silikon. Kemudian tetrahedra- tetrahedra oksigen-silikon tersebut akan saling bergabung dan dengan ion-ion lainnya akan membentuk inti kristal dari bermacam mineral silikat. Tiap inti kristal akan tumbuh dan membentuk jaringan kristalin yang tidak berubah. Mineral yang menyusun magma tidak terbntuk pada waktu yang bersamaan atau pada kondisi yang sama. Mineral tertentu akan mengkristal pada temperatur yang lebih tinggi dari mineral lainnya, sehingga kadang-kadang magma mengandung kristal-kristal padat yang dikelilingi oleh material yang masih cair.
Komposisi dari magma dan jumlah kandungan bahan volatil juga mempengaruhi proses kristalisasi. Karena magma dibedakan dari faktor-faktor tersebut, maka kenampakan fisik dan komposisi mineral batuan beku sangat bervariasi. Dari hal tersebut, maka penggolongan (klasifikasi) batuan beku dapat didasarkan pada faktor-faktor tersebut di atas. Kondisi lingkungan pada saat kristalisasi dapat diperkirakan dari sifat dan susunan dari butiran mineral yang biasa disebut sebagai tekstur. Jadi klasifikasi batuan beku sering didasarkan pada tekstur dan komposisi mineralnya.

Tekstur Batuan Beku
Tekstur pada batuan beku digunakan untuk menggambarkan kenampakan batuan yang didasarkan pada ukuran (sifat) dan susunan kristal-kristal penyusun batuan beku. Tektur merupakan ciri yang sangat penting, karena tekstur dapat menggambarkan kondisi proses pembentukan batuan beku. Kenampakan ini memungkinkan ahli geologi untuk mengetahui kejadian batuan beku di lapangan.
Tekstur terpenting yang mempengaruhi tekstur batuan beku adalah tingkat kecepatan pembekuan magma. Pembekuan magma yang lambat akan menghasilkan butir-butir kristal yang besar. Proses ini terjadi pada magma yang terdapat jauh di bawah permukaan bumi atau material yang disemburkan oleh gunung api pada saat erupsinya, akan mengalami pembekuaan yang sangat cepat.
Batuan beku yang terbentuk pada atau dekat dengan permukaan bumi akan menunjukkan tekstur yang berbutir halus yang disebut afanitik. Butiran mineral pada batuan beku afanitik sangat kecil, sehingga sangat sulit dibedakan jenis mineralnya dengan mata biasa. Meskipun jenis mineralnya sulit ditentukan karena ukurannya yang sangat halus, tetapi batuan ini dapat dicirikan oleh warnanya yang sangat terang, menengah atau gelap. Batuan beku afanitik yang berwarna terang terutama disusun oleh mineral non ferromagnesian silicate. Sedang batuan beku afanitik yang berwarna gelap disusun oleh mineral-mineral feromagnesian silikat.
Kenampakan yang umum pada batuan beku afanitik adalah adanya lubang-lubang bekas keluatnya gas yang bentuknya membundar atau memanjang yang disebut vesikuler, dan umumnya terdapat pada bagian luar dari aliran lava.
Batuan beku yang terbentuk jauh di bawah permukaan akan menghasilkan tekstur butiran yang kasar, yang disebut faneritik. Tekstur ini menunjukkan butiran yang kasar dan relatif sama besar, serta mineral-mineralnya dapat dibedakan dengan mata biasa tanpa bantuan alat pembesar. Batuan beku faneritik ini karena terbentuk jauh di bawah permukaan, maka batuan ini akan muncul ke permukaan setelah batuan yang menutupinya mengalami proses erosi.
Massa magma yang besar yang terletak jauh di kedalaman bumi, membutuhkan waktu yang cukup lama untuk proses pembekuannya, puluhan ribu tahun atau bahkan jutaaan tahun. Karena semua mineral dalam magma tidak mengkristal pada waktu yang bersamaan, maka akan memungkinkan untuk beberapa mineral membentuk kristal-kristal yang cukup besar. Jika magma yang mengandung beberapa kristal besar mengalami perubahan kondisi lingkungannya, maka sisa dari magma akan mengalami pembekuan yang sangat cepat sehingga menghasilkan butiran kristal yang halus. Batuan yang dihasilkan akan menunjukkan kristal-kristal kasar dikelilingi atau tertanam pada matrik dari kristal-kristal yang berbutir halus. Kristal-kristal yang besar disebut fenokris, sedang matrik kristal-kristal yang kecil disebut masa dasar. Batuan beku yang mempunyai tekstur semacam ini disebut batuan beku porfir (porphyry).
Pada beberapa aktivitas gunung api, magma yang setengah padat akan dilemparkan ke atmosfera dan akan mengalami pembekuan yang sangat cepat. Pembekuan yang sangat cepat ini akan menghasilkan tekstur gelas (glass). Batuan yang mempunyai tekstur semacam ini adalah obsidian.
Meskipun kecepatan pembekuan magma merupakan faktor yang utama pembentuk tekstur batuan beku, faktor lain yang juga penting pengaruhnya terhadap pembekuan tekstur adalah komposisi magma. Magma basaltik yang bersifat encer, umumnya akan membentuk batuan kristalin apabila mengalami pembekuan yang cepat pada aliran tipis lava. Pada kondisi yang sama, magma granitik, yang umumnya lebih kental, akan lebih memungkinkan untuk membentuk batuan dengan tekstur gelas. Akibatnya batuan lelehan lava yang banyak disusun oleh gelas volkanik mempunyai komposisi granitik. Sebaliknya lelehan lava basaltik yang mengalir di laut, bagian permukaannya akan mengalami pembekuan yang sangat cepat sehingga menghasilkan lapisan tipis mineral gelas.
Beberapa batuan beku dibentuk dari konsolidasi fragmen batuan yang berasal dari erupsi gunung api. Material yang dikeluarkan biasanya berupa debu volkanik yang sangat halus, lapili atau bongkah besar yang berbentuk menyudut yang memungkinkan berasal dari batuan dinding sekitar kawah yang dilemparkan pada saat erupsinya. Batuan beku yang disusun oleh fragmen batuan semacam ini disebut bertekstur piroklastik.
Kenampakan yang umum dari batuan piroklastik adalah disusun oleh glass shard. Batuan piroklastik lainnya disusun oleh fragmen-fragmen batuan yang tersemen bersama-sama beberapa waktu kemudian. Karena batuan piroklastik ini dibentuk dari individual fragmen, maka teksturnya kadang-kadang sama dengan tekstur batuan sedimen daripada batuan beku.

Komposisi Mineral
Mineral-mineral yang membentuk batuan beku dideterminasi oleh komposisi kimia magma darimana mineral-mineral tersebut mengkristal. Seperti halnya batuan beku yang telah diketahui mempunyai variasi yang sangat besar, maka dapat pula diasumsikan bahwa macam magmapun mempunyai variasi yang besar pula. Pada ahli geologi telah mendapatkan bahwa satu gunung api mempunyai tingkat erupsi yang bervariasi kadang-kadang mengeluarkan lava yang mempunyai mineral yang berbeda, terutama pada gunung api yang mempunyai periode letusannya cukup lama. Dari hal tersebut dapat dikatakan bahwa magam yang sama kemungkinan dapat menghasilkan kandungan mineral yang bervariasi.
N.L.Bowen merupakan seorang ahli yang pertama kali melakukan penyelidikan terhadap proses kristalisasi magma pada awal abad ke 20 ini. Hasil penyelidikan Bowen di laboratorium menunjukkan bahwa mineral tertentu akan mengkristal pertama kali. Dengan penurunan temperatur, mineral lain akan mulai mengkristal. Sejalan dengan proses pengkristalan dari magma, komposisi dari magma yang tersisa selalu mengalami perubahan juga. Sebagai contoh, pada saat magma telah mengalami pembekuan kira-kira 50 %, magma yang tersisa akan mengalami penurunan kandungan unsur-unsur besi, magnesium dan kalsium, karena unsur-unsur ini dijumpai pada mineral-mineral yang terbentuk pertama kali. Tetapi pasa saat yang bersamaan, komposisi magma lebih diperkaya oleh kandungan unsur-unsur yang banyak terkandung dalam mineral-mineral yang terbentuk kemudian, seperti unsur-unsru sodium dan potasium. Demikian juga kandungan silikon dalam larutan magma semakin bertambah pada proses kristalisasi berikutnya.
Bowen juga menunjukkan bahwa mineral-mineral yang telah mengkristal dan masih terdapat dalam lingkungan magma yang masih cair, akan bereaksi dengan sisa cairan magma dan menghasilkan mineral berikutnya. Oleh sebab itu susunan atau urutan proses kristalisasi mineral dikenal dengan nama Bowen’s reaction series. Pada bagian kiri dari susunan ini olivin yang merupakan mineral pertama yang terbentuk, akan bereaksi dengan cairan magma dan membentuk piroksin. Reaksi ini akan terus berlangsung sampai mineral yang terakhir dalam seri ini yaitu biotit, terbentuk. Susunan sebelah kiri ini disebut sebagai discontinuous reaction series, karena tiap mineral yang terbentuk mempunyai struktur kristal yang berbeda. Olivin disusun oleh tetrahera tungal, dan mineral lain pada seri ini disusun oleh rangkaian rantai tunggal, rantai ganda dan struktur lembaran. Pada umumnya reaksi yang terjadi tidak sempurna, sehingga mineral-mineral yang bervariasi ini akan hadir pada saat yang bersamaan.
Pada susunan bagian kanan reaksi berlangsung terus menerus. Mineral yang pertama kali terbentuk adalah mineral feldspar yang kaya akan kalsium (Ca-feldspar) bereaksi dengan ion-ion sodium (Na) yang semakin meningkat persentasenya di dalam magma. Kadangkala kecepatan pendinginan berlangsung sangat cepat sehingga menghambat perubahan yang sempurna dari kalsium feldspar menjadi sodium feldspar. Bila hal ini terjadi zoning pada mineral feldspar, dimana kalsium feldspar di bagian intinya dikelilingi oleh sodium feldspar.
Pada proses kristalisasi, setelah magma mengalami pembekuan, sisa magma akan membentuk mineral kuarsa, muskovit dan potas feldspar (ortoklas). Meskipun mineral-mineral yang terakhir disebutkan terdapat dalam urutan Bowen’s reaction series, tetapi bagian ini tidak benar-benar merupakan reaction series.
Walaupun Bowen menunjukkan proses kristalisasi mineral dari magma dengan sistematik, tetapi bagaimana Bowen’s reaction series dapat menceritakan keanekaragaman dari batuan beku ? Pada suatu tingkat proses kristalisasi magma, bagian yang telah mengkristal lebih dulu (padat) akan selalu memisahkan diri dari bagian yang cair. Hal semacam ini dapat terjadi, karena mineral-mineral yang mengkristal lebih dahulu akan lebih berat daripada bagian magma yang masih cair, sehingga mineral-mineral tersebut akan turun ke bawah dan terkonsentrasi pada dapur magma. Proses pengendapan ini terjadi secara bertahap mulai dari mineral-mineral gelap seperti olivin. Bilamana sisa dari magma kemudian mengkristal, baik di tempat tersebut ataupun di tempatnya yang baru karena mengalami migrasi dari dapur magma, maka akan terbentuk batuan beku dengan komposisi yang berbeda dengan komposisi magma asal.
Proses segregasi mineral oleh pemisahan dan diferensiasi kristalisasi disebut fractional crystallization (kristalisasi fraksional). Pada tiap tingkatan dari proses kristalisasi, cairan magma terpisah dari bagian magma yang telah padat. Akibatnya kristalisasi fraksional akan menghasilkan batuan beku dengan rentang komposisi yang cukup lebar.
Bowen berhasil menunjukkan bahwa melalui proses kristalisasi fraktional, satu jenis magma dapat menghasilkan beberapa macam batuan beku. Tetapi penelitian yang baru lebih menunjukkan bahwa proses kristalisasi fraksional saja tidak cukup untuk menjelaskan keanekaragaman batuan beku yang telah banyak diketahi. Meskipun lebih dari satu macam batuan beku dapat terbentuk dari satu jenis magma, tetapi masih ada mekanisme lain yang dapat menghasilkan magma dengan komposisi yang sangat beragam.

Penamaan Batuan Beku
Seperti yang telah disebutkan sebelumnya, batuan beku diklasifikasikan atau dikelompokkan berdasarkan tekstur dan komposisi mineralnya. Tekstur batuan beku dihasilkan oleh perbedaan proses pembekuannya, sedangkan komposisi mineral batuan beku sangat tergantung pada komposisi kimia magma dan kondisi lingkungan proses kristalisasinya. Dari hasil penyelidikan Bowen, mineral yang mengkristal pada kondisi yang sama akan menyusun batuan beku yang sama pula. Sehingga dapat dikatakan bahwa klasifikasi batuan beku sangat tergantung pada Bowen’s reaction series.
Mineral-mineral yang pertama mengkristal, Ca feldspar, piroksin dan olivin, merupakan mineral yang kandungan Fe, Mg dan Ca-nya tinggi dan kandungan Si rendah. Basalt merupakan batuan beku ekstrusif dengan komposisi mineral-mineral tersebut, tetapi istilah basaltik (basalan) digunakan untuk batuan beku dengan tipe seperti basalt. Mengacu pada kandungan besinya, batuan beku basaltik dicirikan oleh warnanya yang gelap dan sedikit lebih berat dibandingkan dengan batuan beku lainnya yang dijumpai di permukaan.
Diantara mineral-mineral yang terakhir mengkristal adalah mineral potas feldspar dan kuarsa. Batuan beku yang mempunyai komposisi mineral didominasi oleh mineral-mineral tersebut disebut dengan tipe granitik. Batuan beku menengah (intermediate) disusun oleh mineral-mineral yang terdapat di bagian tengah dari Bowen’s reaction series. Amfibol bersama dengan plagioklas menengah merupakan mineral-mineral utama yang menyusun batuan beku tipe ini. Batuan beku yang mempunyai komposisi diantara granit dan basalt disebut sebagai tipe andestik.

Tabel. Batuan beku yang umum dijumpai

Granitik Andesitik Basaltik
Intrusif
Ekstrusif Granit
Riolit Diorit
Andesit Gabro
Basalt
Komposisi
Mineral
Utama Kuarsa
K-Feldspar
Na-Feldspar Amfibol
Plagioklas menengah
Biotit Ca-Feldspar
Piroksin
Komposisi
Mineral Tambahan Muskovit
Biotit
Amfifol Piroksin Olivin
Amfibol

Meskipun tiap kelompok batuan beku disusun oleh mineral utama yang terletak pada daerah tertentu dari Bowen’s reaction series, tetapi terdapat juga mineral tambahan yang jumlahnya tidak begitu banyak. Sebagai contoh, batuan beku granitik terutama disusun oleh mineral kuarsa dan potas feldspar (K-feldspar), tetapi kadang-kada juga dijumpai mineral-mineral muskovit, biotit, amfibol dan sodium feldspar (Na-feldspar) dalam jumlah yang sedikit sebagai mineral tambahan.
Selain tiga kelompok batuan beku seperti yang telah diuraikan di atas, terdapat juga batuan beku yang mempunyai komposisi diantara ketiga kelompok batuan beku tersebut. Sebagai contoh, batuan beku instrusif yang disebut granodiorit, disusun oleh mineral-mineral yang menyusun batuan beku granitik dan batuan beku andesitik. Batuan beku lain yang cukup penting adalah peridotit, yang komposisi mineralnya terutama terdiri dari olivin. Batuan ini termasuk batuan beku ultra basa dan merupakan penyusun utama dari mantel bumi bagian atas.
Faktor yang penting pada komposisi mineral batuan beku adalah kandungan silika (SIO2). Persentase silika dalam batuan beku sangat bervariasi, dan sebanding dengan kelimpahan mineral lainnya. Contohnya, batuan yang mengandung silika rendah, kandungan kalsium, besi dan magnesiumnya tinggi. Kandungan silika dalam batuan beku tergantung pada tipe dari batuan bekunya. Batuan beku granitik (asam) mempunyai kandungan silika lebih besar dari 66%, batuan beku andesitik (menengah) berkisar antara 55%-66%, batuan beku basaltik (basa) berkisar antara 45%-55%, dan batuan beku ultra basa kurang dari 45%. Kandungan silika dalam magma juga akan mempengaruhi sifat dari magma tersebut. Magma granitik yang kandungan silikanya tinggi bersifat kental (vicous) dan mempunyai titik beku (lebur) sekitar 800oC. Sedangkan magma basaltik bersifat encer dan titik bekunya (lebur) sekitar 1200oC atau lebih tinggi.
Batuan beku yang mempunyai komposisi mineral yang sama tidak selalu mempunyai nama yang sama. Jadi kenampakan sifat fisik (tekstur) merupakan dasar utama dalam pemberian nama daripada komposisi mineral. Granit merupakan batuan beku instrusif yang bertekstur kasar, sedang batuan beku dengan komposisi mineral yang sama dengan granit tetapi bertekstur halus mempunyai nama riolit.

Published in: on 22 January 2010 at 4:27 pm  Leave a Comment  
Tags:
Follow

Get every new post delivered to your Inbox.