BUKU RESPONSI 2010

(1)

GE

OLOG

I D

AS

AR

20

10 R

E S P

O

N

S I

IDENTITAS PEMILIK :

Nama

: ………

NPM

: ………

Alamat

: ………

………..…

Email

: ………

No. Telp

: ………

Jika anda ingin anak anda memiliki kehidupan yang damai, biarkan mereka menderita sedikit kelaparan dan kedinginan.--- Pepatah Cina.

DEPARTEMEN

PENDIDIKAN

KM HMG “ARC-SINKLIN”

2010

FAKULTAS TEKNIK

GEOLOGI

UNIVERSITAS

PADJADJARAN

(2)

Tidaklah mudah menggalang kekuatan

Bagi suku yang beraneka warna

Syarat utama adalah kesatuan

Yakinlah teman – temanku

Tiada kekuatan tanpa kesatuan

Bukannya kesatuan yang dipaksakan

Melainkan kesatuan yanmg disadari sebagai keharusan

untuk hidup

Kepemimpinan bersangkutan dengan tindakan nyata

tenaga, pikiran, dan waktu tercurah tak tersisa

bila semua tak dapat kau cerna

nurani kami bertanya

haruskah kami bangga...??

∞ ∞ ∞

…dan kami telah menghamparkan bumi dan menjadikan padanya gunung –

gunung dan Kami tumbuhkan padanya segala sesuatu menurut ukuran.

(Al-Hijr : 19)

…dan kamu liahat gunung – gunung itu, kamu sangka dia tetap di

tempatnya, padahal ia berjalan sebagai jalannya awan….

(3)

Ya Allah…

bina, bentuk, dan tempalah adik Kami,

adik yang cukup kuat menyadari dirinya manakala dia lemah,

adik yang berani untuk menghadapi dirinya manakala dia takut.

Jadikanlah adik Kami seorang yang menerima kesalahannya

sebagai sesuatu yang berharga,

dan menganggap kemenangan

sebagai sesuatu kebutuhan keksatriaannya.

Bentuklah adik kami menjadi manusia yang mengerti

bahwa menemukan dan mengenal pribadinya

adalah dasar segala ilmu yang benar.

Ya Malikul Mulki…

jangan adik kami dibimbing di jalan yang enak dan lunak,

tetapi di bawah desakan, tekanan, dan tantangan hidup.

Bimbinglah adik Kami menjadi manusia yang berhati jernih

dengan cita-cita setinggi langit,

seorang adik yang mampu memimpin dirinya

sebelum berhasrat memimpin orang lain,

seorang adik yang menjangkau hari esok

tanpa melepaskan hari-hari kemarinnya

dan telah menyadari miliknya.

Ya Mutakabbir…

semoga adik Kami dilengkapi sedikit perasaan jenaka,

agar dia dapat hidup bersungguh-sungguh

tanpa menganggap dirinya terlampau serius.

Berikanlah kepadanya kerendahan hati dan keagungan hakiki;

Adik Kami yang tetap berdiri di atas kaki yang dahsyat,

adik kami yang berbelas kasihan terhadap mereka yang gagal,

dan berikanlah dia kelembutan sebagai kekuatan yang sebenarnya

Kami sebagai Kakaknya memberanikan diri untuk berucap:

‘Hidup Kami tidaklah sia-sia’

(4)

KATA PENGANTAR

Puji dan Syukur Kehadirat Illahi Rabbi, yang telah memberikan rahmat dan petunjuk-Nya, sehingga buku yang bersifat panduan ini dapat diselesaikan sesuai dengan harapan.

Geologi merupakan ilmu yang mempelajari bumi serta proses-proses yang berlangsung pada komponen-komponen penyusunnya, mulai dari waktu, mekanisme pembentukannya sampai terbentuknya kembali komponen-komponen tersebut. Dalam mempelajari geologi, tidak cukup hanya dengan mempelajari teori-teori yang didapat di bangku kuliah saja, tetapi juga harus dapat melihat keadaan sebenarnya di lapangan, karena keadaan di lapangan jauh berbeda dengan teori-teori yang diberikan di perkuliahan.

Sebagaimana kami sadari bahwa karya ini tidak akan jauh berbeda dari pesan yang ingin disampaikan kepada adik – adik kami HMG angkatan 2010 dengan para alumni dan pendahulu kita sebelumnya, yaitu bahwa jadikan buku ini sebagai pengikat persaudaraan, selain dari materi geologi dasar yang sangat penting untuk dipahami dan dikaji.

Tentunya kajian ilmu khususnya yang berkaitan dengan ilmu geologi sangat luas dan ilmu geologi bukanlah hanya sebatas ilmu teori dan hitungan belaka, pemahaman seluruh konsep dasarnya memerlukan suatu peninjauan khusus dilapangan, dan mudah – mudahan sepenggal dan secercah torehan tinta ini dapat membantu dalam menyelami samudera ilmu geologi yang sangat luas.

(5)

penyusunan buku panduan ini. Untuk itu kami harapkan kritik dan saran membangun dari semua pihak, mudah-mudahan buku dapat bermanfaat dan menumbuhkan kreativitas berpikir kita semua.

Kami ucapkan terima kasih kepada :

1. Institusi beserta civitas akademika Fakultas Teknik Geologi, Universitas Padjadjaran.

2. Bapak M. Sapari Dwi Hadian, ST., MT. dan Bapak Faisal Helmi, ST., selaku Pembina

3. Bapak Djadjang J. Setiadi, Ir., MSc, selaku Dosen Mata Kuliah Stratigrafi yang telah banyak memberikan masukan dan kritik bagi kami.

4. Seluruh Anggota Himpunan Mahasiswa Geologi UNPAD, terutama angkatan “Komodo” 2007 atas persaudaraan, kekeluargaan, serta canda tawanya selama ini...!!!! Pastikan hal ini selalu tetap terjaga....Amien...!!!

5. Adik-adik kami angkatan 2010 yang telah memberikan kami cobaan, kekuatan dan keyakinan...!!!

6. Seluruh pihak yang telah membantu kami baik dalam segi moral maupun material dalam penyusunan buku ini.

Jatinangor, Desember 2010

(6)

i

DAFTAR ISI

Halaman Persembahan Halaman Khusus Curhat Kata Pengantar Daftar Isi Daftar Tabel Daftar Gambar Bagian I Pendahuluan Bagian II Batuan dan Mineral

Batuan Beku Batuan Sedimen Batuan Metamorf Mineral Bagian III Struktur Geologi

Perlipatan (folding) Sesar (fault) Kekar (joint) Bagian IV Fosil dan Stratigrafi

Fosil Stratigrafi

Bagian V Peta dan Peralatan Geologi Peta

Peralatan Geologi Lapangan

Daftar Pustaka 1411 Lampiran 143

DAFTAR TABEL

Halaman i i ii 1 12 13 23 42 55 58 61 68 74 77 77 84 102 102 132

Klasifikasi batuan beku Contoh fisik batuan beku Skala Wentworth

Diagram alir untuk identifikasi batuan metamorf Klasifikasi batuan metamorf

Skala Kekerasan Mohrs Alat penguji kekerasan

Klasifikasi lipatan berdasarkan rapat sudut dihedralnya Tabel 2.1.1 2.1.2 2.2.1 2.3.1 2.3.2 2.4.1 2.4.2 3.1.1 Halaman 17 18 29 52 54 57 57 65

(7)

ii

DAFTAR GAMBAR

Bagan geologi beserta cabang – cabang ilmu lainnya Interior dalam bumi

Aliran konveksi

Tipe – tipe batas cekungan Lempeng – lempeng dunia

Rock Cycle

Bentuk tubuh sill Bentuk tubuh Laccolith Bentuk tubuh Lapolith Bentuk tubuh Phacolith Bentuk tubuh Dike

Bentuk tubuh intrusi secara umum Deret reaksi Bowen

Contoh holohyalin

Contoh hipokristalin/hipohyalin Contoh holokristalin

Bentuk Kristal

Batuan dengan struktur vesikuler Batuan dengan struktur lava bantal Batuan dengan struktur columnar joint. Aliran lamina dan aliran turbulen Perilaku partikel dalam pergerakan fluida Bentuk butir

Struktur sedimen Pemilahan batuan Klasifikasi Folk Klasifikasi Dunham Klasifikasi Embry & Klovan Struktur sedimen pada batugamping Grafik Log

Simbol yang digunakan dalam pembuatan grafik log Batuan asal yang mengalami metamorfisme tingkat rendah – medium dan tingkat tinggi

Kontak disekitar intrusi batuan beku Penampang lokasi batuan metamorf Fasies batuan metamorf

Fasies batuan metamorf dan hubungannya dengan temperature, tekanan dan kedalaman

Gambar 1.1.1 1.1.2 1.1.3 1.1.4 1.1.5 2.1.1 2.1.2 2.1.3 2.1.4 2.1.5 2.1.6 2.1.7 2.1.8 2.1.9 2.1.10 2.1.11 2.1.12 2.1.13 2.1.14 2.1.15 2.2.1 2.2.2 2.2.3 2.2.4 2.2.5 2.2.6 2.2.7 2.2.8 2.2.9 2.2.10 2.2.11 2.3.1 2.3.2 2.3.3 2.3.4 2.3.5 Halaman 3 7 8 11 11 12 13 13 14 14 14 15 16 19 20 20 20 21 21 22 24 25 28 31 33 37 37 38 39 40 41 42 43 44 44 45

(8)

iii 2.3.7 2.3.8 2.4.1 3.1.1 3.1.2 3.1.3 3.1.4 3.1.5 3.1.6 3.1.7 3.1.8 3.1.9 3.1.10 3.1.11 3.1.12 3.1.13 3.1.14 3.1.15 3.1.16 3.1.17 4.1.1 4.1.2 4.1.3 4.2.1 4.2.2 4.2.3 4.2.4 4.2.5 4.2.6 4.2.7 4.2.8 4.2.9 5.1.1 5.1.2 5.1.3 5.1.4 5.1.5 5.1.6 5.1.7 5.1.8 5.1.9 5.1.10 yang terbentuk Tekstur batuan metamorf Struktur pada migmatit Macam – macam mineral Jenis-jenis deformasi Jenis deformasi batuan

Gaya yang berlawanan arah, tapi bekerja dalam satu garis Gaya yang berlawanan arah, tapi bekerja dalam satu bidang Gaya yang berlawanan arah, tapi bekerja pada kedua ujung Kedudukan bidang,garis dan sudut dalam ruang

Mekanisme terjadinya perlipatan Unsur struktur lipatan

Jenis-jenis lipatan Geometri chevron fold Rekonstruksi lipatan Unsur geometri patahan

Arah tegasana yang bekerja pada patahan Jenis-jenis patahan

Hubungan kekar dengan arah gaya yang bekerja Jenis - jenis kekar

Jenis kekar berdasarkan kedudukannya Macam – macam pengawetan fosil Sistem pengawetan fosil Jejak fosil

Kolom stratigrafi

Initial horizontality Lateral continuity

Prinsiple of cross cutting relationship

Perlapisan

Unconformity

Pembentukan Disconformity Pembentukan Nonconformity Skala waktu Geologi Bagian – bagian kontur Proyeksi peta topografi Macam - macam pola pengaliran Simbol litologi dalam peta geologi Simbol – symbol dalam peta geologi Hukum “V”

Penyelesaian secara grafis terhadap metode tiga titik Blok diagram penyelesaian metode 3 titik tipe kedua Penelusuran kontak suatu bidang melalui topografi Bagian – bagian kompas geologi

49 51 56 58 59 59 59 60 61 62 63 66 66 67 69 71 72 75 75 76 78 79 79 86 87 87 88 90 94 95 96 99 108 111 114 120 121 122 127 128 131 133

(9)

iv

I HEAR AND I FORGET

I SEE AND I REMEMBER

I DO AND I UNDERSTAND

THERE IS NO RIGHT OR WRONG IN

INTERPRETATION.

INSTEAD, THERE IS A MAKE-SENSE

INTERPRETATION OR A NOT

(10)

B A B

Kebanyakan orang mengatakan bahwa kecerdasanlah yang melahirkan seorang ilmuwan besar. Mereka salah, karakterlah yang melahirkannya. (Albert Einstein)

Geologi berasal dari bahasa Yunani yaitu geo (bumi) dan logos (ilmu). Jadi Geologi dapat diartikan sebagai ilmu yang mempelajari tentang Bumi, meliputi proses-proses yang berlangsung atau dinamika, dan pengaruhnya terhadap Bumi itu sendiri.

Secara lebih terperinci, geologi adalah ilmu pengetahuan yang mempelajari material

penyusun kerak bumi, proses-proses yang berlangsung selama dan atau setelah pembentukannya, serta makhluk hidup yang pernah ada atau hidup di bumi.

Cabang-cabang geologi:

• Petrologi

Studi tentang batuan (batuan beku, batuan sedimen, dan batuan metamorf), asal mula pembentukannya, klasifikasinya, tempat pembentukan dan pengendapannya, serta penyebarannya baik di dalam maupun di permukaan bumi.

• Mineralogi

Studi tentang mineral, cara mendeskripsi suatu mineral pembentuk batuan secara megaskopis (melalui sifat fisiknya, seperti belahan, goresan, kilap, dan lain-lain) dan menentukan nama mineral dari hasil deskripsi tersebut dan kegunaan mineral. • Sedimentologi

Studi yang mempelajari batuan sedimen, meliputi pembentukan batuan sedimen dan proses sedimentasinya. Mempelajari, mengenali dan menafsirkan struktur sedimen, macam model fasies, dan lingkungan pengendapannya.

• Geomorfologi

Studi tentang bentang-alam (morfologi alam), mempelajari prinsip-prinsip geomorfologi dalam kaitannya dengan geologi serta mengidentifikasi ragam

(11)

Divisi Akademik HMG 2010

|

2

bentang-alam, juga mempelajari deskripsi bentang-alam dan aplikasi geomorfologi untuk penelitian dan pemetaan.

• Geologi struktur

Studi mengenai perubahan bentuk-bentuk kerak bumi yang diakibatkan oleh adanya proses gerak pada bumi itu sendiri sehingga menghasilkan struktur geologi berupa lipatan, patahan, kekar dan lain-lain.

• Paleontologi

Studi tentang segala aspek kehidupan masa lampau berupa fosil, baik makro maupun mikro, yang ditemukan dalam batuan. Dapat digunakan untuk menentukan umur relatif dan lingkungan pengendapan serta menjelaskan perubahan-perubahan geologi sepanjang sejarah bumi.

• Stratigrafi

Studi tentang urut-urutan perlapisan batuan, pemeriannya, dan proses-proses sepanjang sejarah pembentukan perlapisan batuan tersebut.

• Geologi Terapan

Penerapan geologi untuk kepentingan manusia pada bidang tertentu, misalnya: Geologi Pertambangan, Geologi Batubara, Geologi Minyak dan Gas Bumi, Hidrogeologi, Geofisika, Geotermal, Geologi Teknik, dan sebagainya.

(12)

|

3

Gambar 1.1.1 Bagan geologi beserta cabang-cabang ilmu lainnya. (Hirnawan, 2000, Geologi

UNPAD)

Sejarah Ilmu Geologi

Bangsa Yunani sejak 2300 tahun yang lalu telah menulis tentang fosil, batu permata, gempabumi, dan gunungapi. Filsuf yang paling menonjol adalah Aristoteles. Beliau mengatakan bahwa batuan terbentuk karena pengaruh bintang-bintang dan gempabumi terjadi akibat meledaknya udara yang padat di bumi karena adanya proses pemanasan oleh pusat api. Frank D. Adams mengatakan dalam “Geological Sciences” (New York: Devor, 1938) bahwa : “Selama masa-masa pertengahan Aristoteles dihormati sebagai kepala dan pimpinan semua filosof, yang pendapatnya pada subyek apapun merupakan hokum dan merupakan hasil akhir.”

(13)

|

4

Katastrofisme

Baron Georges Cuvier (1810), berkebangsaan Perancis, melihat adanya kenyataan bahwa pada masa lampau telah terjadi kepunahan beberapa spesies flora dan fauna yang kemudian timbul kembali spesies flora dan fauna yang baru. Semua peristiwa tersebut terjadi karena adanya bencana (catastroph) secara mendadak dengan sangat dahsyat dan berlangsung di seluruh muka bumi. Konsep ini dikenal

sebagai teori Malapetaka atau Katastrofisme (Catastrophism). (B. G. Cuvier)

Uniformitarianisme

Akhir abad ke-18 dianggap sebagai permulaan geologi modern. James Hutton (1795), seorang ahli fisika Skotlandia, bapak geologi modern, menerbitkan buku Theory of the Earth. Dimana ia mencetuskan:

“The present is the key to the past.”

Kejadian yang terjadi sekarang ini, berlangsung pula pada masa lalu. Proses di Bumi terjadi secara berulang-ulang. Maka saat

(James Hutton) ini ditambahkan pula : The present is the key to the future.

Charles Lyell (1797–1875) membuat sebelas edisi dari hasil pekerjaan besarnya, antara lain : Principles of Geology (Prinsip-prinsip Geologi). Buku ini berusaha menjelaskan perubahan-perubahan lebih lanjut dari permukaan bumi, dengan referensi dari sebab-sebab yang berlaku sekarang. Ia mengilustrasikan konsep-konsep kesamaan dari alam sesuai dengan waktu. Ia dapat memperlihatkan bahwa proses-proses geologi yang dapat diamati sekarang dapat disimpulkan berlaku juga pada masa lalu. Walaupun teori uniformitarianisme tidak dimulai dari Lyell, dia adalah orang yang lebih sukses dalam menginterpretasi dan mempublikasikan pada masyarakat luas.

INTERIOR BUMI

Secara umum, bumi terdiri dari daratan (benua, pulau-pulau, lembah-lembah, dan pegunungan) serta lautan (lembah, palung, dan pegunungan bawah laut). Puncak gunung tertinggi 8,850 m dpl (Mount Everest, Pegunungan Himalaya), sedangkan palung yang terdalam mencapai kedalaman 11.033 m di bawah permukaan laut (Palung Mariana).

(14)

|

5

Susunan interior bumi diketahui berdasarkan informasi seismologi. Berdasarkan penyelidikan H. Jeffreys dan K. E. Bullen (1932-1942) yang mengacu pada penyelidikan E. Wiechert (1890-an) dengan menggunakan cepat rambat gelombang P dan S, didefinisikan pembagian bentuk dalam (lapisan-lapisan) dari interior bumi. Struktur dalam bumi dibedakan secara komposisi dan rheologi.

Struktur dalam bumi berdasarkan komposisinya:

1. Inti bumi (Core)

Terletak mulai dari kedalaman 2.883 km sampai ke pusat bumi. Densitasnya berkisar dari 9,5 gr/cc di dekat mantel dan membesar kea rah pusat hingga 14,5 gr/cc. Berdasarkan besarnya densitas ini, inti bumi diperkirakan memiliki campuran dari unsur-unsur yang memiliki densitas besar, yaitu Nikel (Ni) dan besi (Fe). Oleh karena itu, inti bumi juga sering disebut sebagai lapisan Nife.

a. Inti dalam (inner core)

Kedalaman 5.140-6.371 km. Berfasa padat, berat, dan sangat panas. b. Inti luar (outer core)

Kedalaman 2.883-5.140 km. Berfasa cair dan sangat panas.

2. Mantel (Mantle)

Merupakan lapisan yang menyelubungi inti bumi. Merupakan bagian terbesar dari bumi, 82.3 % dari volume bumi dan 67.8 % dari massa bumi. Ketebalannya 2.883 km. Densitasnya berkisar dari 5.7 gr/cc di dekat inti dan 3.3 gr/cc di dekat kerak bumi.

3. Kerak bumi (Crust)

Merupakan lapisan terluar yang tipis, terdiri batuan yang lebih ringan dibandingkan dengan batuan mantel di bawahnya. Densitas rata-rata 2.7 gr/cc. Ketebalannya tidak merata, perbedaan ketebalan ini menimbulkan perbedaan elevasi antara benua dan samudera. Pada daerah pegunungan ketebalannya > 50 km dan pada beberapa samudera < 5 km. berdasarkan data kegempaan dan komposisi material pembentuknya, para ahli membagi menjadi kerak benua dan kerak samudera.

a. Kerak benua, terdiri dari batuan granitik, ketebalan rata-rata 45 km, berkisar antara 30–50 km. Kaya akan unsur Si dan Al, maka disebut juga sebagai lapisan SiAl.

b. Kerak samudera, terdiri dari batuan basaltik, tebalnya sekitar 7 km. Kaya akan unsur Si dan Mg, maka disebut juga sebagai lapisan SiMa.

(15)

|

6

Bumi berdasarkan kajian rheologi:

1. Mesosfir

Lapisan padat dalam mantel yang memiliki kekuatan relatif tinggi dinamakan mesosfir (lapisan menengah, intermediate or middle sphere). Lapisan ini terletak antara batas inti dan mantel (kedalaman 2.883 km) hingga kedalaman sekitar 350 km.

2. Astenosfir

Lapisan mantel bagian atas, pada kedalaman antara 350 km – 100 km di bawah permukaan bumi, adalah lapisan yang dinamakan asthenosphere (lapisan lemah,

weak sphere). Keseimbangan suhu dan tekanan di sini sedemikian rupa sehingga

menjadikan materialnya dalam keadaan mendekati titik leburnya.

Para ahli geologi menyatakan bahwa batuan di mesosfir dan astenosfir mempunyai komposisi yang sama. Perbedaan satu-satunya hanyalah pada sifat fisiknya, kekuatan.

3. Litosfir

Terletak di atas astenosfir, lapisan setebal 100 km dari permukaan bumi ini merupakan lapisan yang batuannya lebih dingin, lebih kuat, dan lebih kaku (rigid) dibandingkan astenosfir yang plastis. Lapisan terluar yang keras ini meliputi mantel bagian atas dan seluruh kerak bumi. Komposisi kerak dan mantel memang berbeda, namun yang membedakan litosfir dan astenosfir adalah kuat batuan (rock strength), bukanlah komposisinya.

Bidang-bidang diskontinu 1. Bidang Moho

Seorang ahli seismologi Yugoslavia, Andrija Mohorovicic, mempelajari data gempa dan menjumpai kecepatan gelombang gempa yang naik dengan tiba-tiba di bawah kedalaman 50 km. Bidang batas perubahan atau bidang diskontinuitas ini ternyata merupakan bidang batas antara lapisan kerak bumi dan mantel atas. Maka, bidang batas ini dikenal dengan sebutan Bidang Mohorovicic atau Bidang Moho.

2. Bidang Gutenberg

Beberapa tahun kemudian, seorang ahli gempa Jerman, Beno Gutenberg, menemukan batas lain. Bidang dimana gelombang P dibelokkan, atau bidang antara mantel dengan inti bumi disebut bidang diskontinu Gutenberg atau bidang Gutenberg.

(16)

|

7

Gambar 1.1.2 Interior dalam bumi (Skinner et al., 2004)

Kerak bumi yang merupakan bagian teratas dari interior bumi yang langsung kontak dengan oksigen dan merupakan tempat akumulasi mineral-mineral batuan merupakan sasaran utama dari ilmu genesa endapan bahan galian untuk dapat mengetahui sebaran mineral-mineral berharga. Keterdapatan mineral-mineral berharga tersebut sangat bergantung pada jumlah (konsentrasi) mineral-mineralnya, serta letak dan bentyk endapannya.

Kerak bumi merupakan padatan yang relative dingin, rapuh, dan kaku (rigid) dengan massa jenis lebih rendah sehingga seolah-olah mengapung di atas mantel. Ini adalah bagian yang berada di permukaan bumi hingga kedalaman ± 100 km. Karena adanya perbedaan panas yang sangat tinggi antara bagian bumi yang tengah dengan bagian bumi yang lebih luar, maka akan terjadi perbedaan tekanan dimana tekanan pada bagian dalam lebih besar, sehingga pergerakan magma akan menghasilkan aliran konveksi di dalam mantel. Lelehan magma yang lebih panas akan bergerak ke atas dan lelehan magma yang lebih dingin akan tenggelam (seperti gerakan aliran konveksi air pada waktu kita memanaskan air di atas kompor).

(17)

|

8

Gambar 1.1.3. Aliran konveksi pada air di atas kompor dan aliran konveksi magma

Akibat aliran konveksi lelehan magma tersebut, lapisan kerak bumi yang padat dan relative rapuh yang ada di atasnya (mengapung) ikut bergerak sesuai dengan gerakan lelehan magma. Pada suatu tempat tertentu, lapisan kerak bumi akan retak dan bergerak saling menjauh, dan rekahan yang ditinggalkannya akan segera terisi oleh lelehan magma yang kemudian juga akan membeku (disebut sebagai daerah regangan dimana lempengan kerak bumi yang saling berdekatan menjauh), contoh Mid Oceanic Ridges yang berada di dasar samudra Atlantik, dan rifting yang terjadi antara benua Afrika dengan Jazirah Arab yang membentuk Laut Merah.

Pada bagian bumi lain akan terjadi tumbukan antara lempeng-lempeng yang saling mendekat. Lempeng yang relatif lebih tipis (lempeng samudera) akan menunjam ke bawah lempeng benua yang relatif lebih tepal, zona ini disebut sebagai zona subduksi (subduction zone). Contohnya adalah zona subduksi yang memanjang dari Sumatra, Jawa, hingga ke Nusa Tenggara Timur. Pada bagian yang menunjam akan meleleh menjadi magma dan bagian dari lempeng yang lain akan mengalami perlipatan, pengangkatan, dan pensesaran.

Dengan adanya retakan/bukaan akibat terbentuknya sesar-sesar tersebut, maka pada bagian-bagian tertentu pada zona tersebut kadang-kadang diterobos oleh lelehan magma panas dari mantel dan membentuk kantong-kantong magma, yang disebut sebagai dapur magma (magma chamber).

Jika penerobosan tersebut berlangsung hingga mencapai permukaan bumi, maka terjadilah pembentukan deretan gunungapi. Magma yang keluar akan menghasilkan material hasil letusan gunungapi yang berupa tuff, lahar, maupun menghasilkan aliran lava panas yang akan membentuk batuan lava di permukaan. Magma yang tidak

(18)

|

9

mencapai permukaan akan membeku di dalam bumi membentuk bermacam-macam jenis batuan beku.

TEORI TEKTONIK LEMPENG

Teori Tektonik Lempeng berasal dari Hipotesis Pergeseran Benua (continental drift) yang dikemukakan Alfred Wegener (1912), dan dikembangkan lagi dalam bukunya

“The Origin of Continents and Oceans” (1915). Ia mengemukakan bahwa benua-benua

yang sekarang ada dulu adalah satu bentang muka yang bergerak menjauh sehingga melepaskan benua-benua tersebut dari inti bumi seperti 'bongkahan es' dari granit yang bermassa jenis rendah yang mengambang di atas lautan basal yang lebih padat.

Teori ini mengatakan bahwa kerak-kerak bumi tidak bersifat permanen, tetapi bergerak secara mengapung, mulai diperkenalkan pada awal abad ke-20. Setelah melalui berbagai perdebatan selama beberapa tahun, teori ini awalnya ditolak oleh sebagian besar ahli ilmu bumi. Namun, selama periode tahun 1950-an hingga 1960-an banyak bukti-bukti yang ditemukan oleh para peneliti yang mendukung teori tersebut, sehingga teori yang sudah pernah ditinggalkan ini mulai diperhatikan kembali. Pada tahun 1968, teori tentang kontinen mengapung telah diterima secara luas, dan selanjutnya disebut Teori Tektonik Lempeng “Plate Tectonic”. Teori tektonik lempeng mempelajari hubungan antara deformasi dengan keberadaan dan pergerakan lempeng di atas mantel atas yang plastis.

Batas-batas Lempeng

Batas-batas lempeng ada tiga macam, dibedakan dari jenis pergerakannya, yaitu:

1. Divergen

Lempeng-lempeng bergerak saling menjauh, menyebabkan naiknya material dari mantel bumi dan membentuk lantai samudera baru yang luas. Contoh: Mid Oceanic Ridges yang berada di dasar samudra Atlantik, dan rifting yang terjadi antara benua Afrika dengan Jazirah Arab yang membentuk Laut Merah.

(19)

|

10

2. Konvergen

Lempeng-lempeng bergerak saling mendekat. a. Subduksi (Subduction)

Lempeng benua dengan lempeng samudera. Pada peristiwa ini, lempeng samudera menunjam ke bawah dengan sudut 45° atau lebih, menyusup di bawah lempeng benua. Contoh: palung (trench) yang memanjang dari Sumatra, Jawa, hingga ke Nusa Tenggara Timur akibat tumbukan antara lempeng benua Asia Tenggara dengan lempeng samudra Hindia– Australia.

b. Obduksi (Obduction)

Kenampakan dimana kerak benua menunjam di bawah kerak samudera. Ada beberapa hipotesis tentang mula terjadi obduksi, yang paling memungkinkan adalah bahwa diawali oleh penunjaman kerak samudera dengan kerak benua di belakangnya. Penunjaman bisa terjadi karena perubahan dari batas lempeng divergen menjadi konvergen. Kelanjutan penunjaman membawa kerak benua berbenturan dengan kerak samudera dan pada awalnya, kerak samudera naik ke atas kerak benua, sebelum akhirnya penunjaman di tempat itu berhenti dan berpindah ke tempat lain yang dapat mengakomodasi konvergensi antar lempeng.

c. Collision

Lempeng benua bertemu dengan lempeng benua. Kedua lempeng tersebut tidak ada yang tertunjam karena keduanya memiliki massa jenis yang sama, hal ini mengakibatkan pembentukan pegunungan lipatan yang biasanya sangat tinggi. Contoh : pegunungan Himalaya yang diakibatkan interaksi antara lempeng Eurasia dengan India.

3. Transform

Lempeng-lempeng bergerak saling berpapasan, tanpa membentuk atau merusak litosfir, menghasilkan suatu sesar mendatar jenis Strike Slip Fault. Contoh : sesar San Andreas di Amerika Serikat yang merupakan pergeseran lempeng samudra Pasifik dengan lempeng benua Amerika Utara.

(20)

|

11

Gambar 1.1.4. Tipe-tipe batas lempeng

(21)

B A B

“The difference between a successful person and others is not a lack of strength, not a lack of knowledge, but rather in a lack of will.”

Vince Lombardi

Dalam The Penguin Dictionary of Geology, yang dinamakan dengan batuan (rock) adalah material penyusun kerak bumi yang tersusun baik oleh satu jenis mineral (monomineralic) maupun oleh banyak jenis mineral (polymineralic).

Berdasarkan proses terjadinya batuan dibagi menjadi 3, yaitu: 1. Batuan beku (Igneous rock)

2. Batuan sedimen (Sedimentary rock)

3. Batuan metamorf/malihan (Metamorphic rock)

Gambar 2.1.1 Rock Cycle

(22)

|

13

2.1 BATUAN BEKU (IGNEOUS ROCK)

Batuan ini adalah jenis batuan yang terbentuk dari magma yang mendingin dan mengeras, dengan atau tanpa proses kristalisasi, baik di bawah permukaan maupun di atas permukaan. Magma merupakan cairan silikat kental dan pijar yang bersifat mobile dengan suhu berkisar 1500-2500ºC terdapat pada kerak bumi bagian bawah.

JENIS – JENIS BATUAN BEKU

a. Konkordan, yaitu intrusi yang sejajar dengan perlapisan batuan di sekitarnya,

antara lain:

Jenis Batuan beku berdasarkan genetiknya

1. Batuan beku intrusif

Batuan beku yang berasal dari pembekuan magma di dalam bumi, disebut juga dengan batuan plutonik.

Berdasarkan kontak dengan batuan sekitarnya, tubuh batuan beku intrusi dibagi ke dalam dua kelompok, yaitu:

1. Sill: intrusi yang melembar (sheetlike) sejajar dengan batuan sekitar dengan ketebalan beberapa milimeter sampai beberapa kilometer.

Gambar 2.1.2 bentuk tubuh sill

2. Laccolith: sill dengan bentuk kubah (planconvex) di bagian atasnya.

(23)

|

14

3. Lopolith: bentuk lain dari sill dengan ketebalan 1/10 sampai 1/12 dari lebar tubuhnya dengan bentuk seperti melensa dimana bagian tengahnya melengkung ke arah bawah karena elastisitas batuan di bawahnya lebih lentur.

Gambar 2.1.4 bentuk tubuh lapolith

4. Phacolith: massa intrusi yang melensa yang terletak pada sumbu lipatan.

Gambar 2.1.5 bentuk tubuh phacolith

b. Diskordan, intrusi yang memotong perlapisan batuan di sekitarnya, antara lain:

1. Dike: intrusi yang berbentuk tabular yang memotong struktur lapisan batuan sekitarnya.

(24)

|

15

2. Batholith: intrusi yang tersingkap di permukaan, berukuran >100km2_, berbentuk tak beraturan, dan tak diketahui dasarnya.

3. Stock: intrusi yang mirip dengan batholith, dengan ukuran yang tersingkap di permukaan <100km2_.

Gambar 2.1.7 Bentuk tubuh intrusi secara umum

2. Batuan beku ekstrusi

Batuan beku yang berasal dari pembekuan magma baik di daratan maupun di bawah permukaan laut yang disebut juga dengan batuan vulkanik.

Jenis Batuan beku berdasarkan kandungan silika

Berdasarkan kandungan silikanya, batuan beku terbagi atas: 1. Batuan beku asam: silika > 65%

2. Batuan beku menengah: silika 65-52% 3. Batuan beku basa: silika 52-45% 4. Batuan beku ultrabasa: silika < 45%

1. Leucocratic: batuan beku dengan kandungan mineral mafic berkisar 0-30%

Jenis Batuan Beku berdasarkan indeks warna

Berdasarkan indeks warna/komposisi mineral gelapnya (mafic), maka batuan beku terbagi atas:

2. Mesocratic: batuan beku dengan kandungan mineral mafic berkisar 30-60% 3. Melanocratic: batuan beku dengan kandungan mineral mafic berkisar 60-90% 4. Hypermelanic: batuan beku dengan kandungan mineral mafic berkisar 90-100%

(25)

|

16

REAKSI DERET BOWEN

Pada saat magma mengalami penurunan suhu akibat perjalanan ke permukaan bumi, maka mineral-mineral akan terbentuk. Peristiwa tersebut dikenal dengan peristiwa penghabluran. Berdasarkan penghabluran mineral-mineral silikat (magma), oleh N.L..

Bowen (kanada) disusun suatu seri yang dikenal dengan Bowen’s Reaction Series

Gambar 2.1.8 Deret reaksi bowen

Catatan !!

 Apabila temperatur magma turun hingga mencapai titik jenuhnya maka magma tersebut mulai mengkristal

 Unsur-unsur yang sukar larut akan mengkristal terlebih dahulu, misalnya mineral asesoris (apatit, zirkon, ilmenit, magnetit, rutil, titanit, chromit dll)

 Mineral utama pembentuk batuan yang mula-mula mengkristal adalah olivin, Mg piroksen (ortho piroksen), klino piroksen, amfibol, plagioklas dst  Deret Bowen

 Unsur-unsur yang mudah larut akan mengkristal paling akhir dan akan terjebak di sekitar kristal yang telah terbentuk dahulu.

Dari Deret Bowen ini dikenal dua kelompok mineral utama pembentuk batuan, yaitu:

1. Mineral mafic, mineral-mineral utama pembentuk batuan yang bewarna gelap, hal ini disebabkan oleh kandungan kimianya, yaitu Magnesium dan Ferrum

(26)

|

17

(Mafic=Magnesium Ferric). Yang termasuk mineral ini adalah: olivin, piroksen, amfibol, dan biotit.

2. Mineral felsic, mineral-mineral utama pembentuk batuan beku yang bewarna terang, hal ini disebabkan oleh kandungan kimianya, yaitu feldspar + lenad (mineral-mineral feldsparthoid) + silika. Yang termasuk mineral ini adalah: plagioklas, kalium feldspar (potassium feldspar), muskovit dan kuarsa.

Mineral pembentuk batuan beku berdasarkan kejadiannya, dibedakan menjadi : 1. Mineral Primer:Terjadi pada saat proses pembentukan batuan.

2. Mineral Sekunder : Terbentuk pada saat setelah proses pembekuan batuan (leburan silikat) berakhir.

KLASIFIKASI BATUAN BEKU

Nama Batuan Sifat Kandungan Silika (%) Kandungan Mineral Mafic (%) Indeks Warna Intrusi Ekstrusi Granit Adamelit Granodiorit Ryolit Ryodasit

Dasit Asam >65 0-30 Leucocratic

Syienit Diorit Monzonit

Trachyt Andesit

Trachyt andesit Menengah 65-52 30-60 Mesocratic

Gabro Basalt Basa 52-45 60-90 Melanocratic

Peridotit Dunit Ultrabasa < 45 90-100 Hypermelanic

Tabel 2.1.1 Klasifikasi batuan beku CONTOH GAMBAR BATUAN BEKU

Nama Batuan

Intrusi Ekstrusi

(27)

|

18

Granodiorit Dasit Syienit Diorit Trachyt Andesit Gabro Basalt Peridotit Dunit

(28)

|

19

Deskripsi Batuan Beku

1. Nama batuan 2. Warna

Warna terbagi dua, yaitu:

a. Warna Segar : warna segar adalah warna yang belum terkontaminasi oleh lingkungan sekitar (warna di bagian dalam batu).

b. Warna Lapuk : warna lapuk adalah warna yang telah terkontaminasi oleh lingkungan sekitar (warna dibagian luar batu).

3. Komposisi mineral

Dapat ditentukan berdasarkan indeks warnanya, apakah leucocratic, mesocratic,

melanocratic, atau hypermelanic. Lihat juga komposisi mineral pembentuk

batuannya, misalnya: kuarsa, plagioklas, dll.

4. Tekstur (properties of individual grain) Tekstur dibagi lagi menjadi:

a. Granularitas (grain size)

Granularitas terbagi tiga, yaitu:

i. Afanitik: berbutir halus atau besar butiran (phenocryst) < 1mm, tidak dapat dilihat dengan mata telanjang.

ii. Porfiritik: berbutir sedang atau besar butiran (phenocryst) 1-5mm, dapat dilihat dengan bantuan loupe.

iii. Faneritik: berbutir kasar atau besar butiran (phenocryst) > 5mm, dapat dilihat dengan mata telanjang.

b. Derajat Kristalisasi

Umumnya menunjukkan kecepatan pendinginan. Derajat Kristalisasi terbagi tiga, yaitu:

i. Holohyalin: secara keseluruhan tersusun atas gelas/massa dasar. Hal ini terjadi karena pendinginan cepat.

(29)

|

20

ii. Hipokristalin/Hipohyalin: tersusun atas kristal (phenocryst) dan gelas (groundmass).

Gambar 2.1.10 contoh hipokristalin/hipohyalin

iii. Holokristalin: secara keseluruhan tersusun atas kristal (phenocryst). Hal ini terjadi karena pendinginan lambat.

Gambar 2.1.11 contoh holokristalin

c. Bentuk Kristal

Umumnya menunjukkan rangkaian kristalisasi. Bentuk kristal terbagi tiga, yaitu:

i. Euhedral: bentuk kristalnya masih utuh (apakah ia kubik, monoklin, triklin atau yang lainnya).

ii. Subhedral: bentuk kristalnya sebagian tidak utuh.

iii. Anhedral: bentuk kristalnya sudah tidak utuh lagi sehingga tidak dapat dilihat apakah ia kubik, monoklin, atau yang lainnya.

Keterangan: A: Anhedral B: Subhedral C: Euhedral

(30)

|

21

5. Struktur

- Masif: secara keseluruhan kenampakan batuan terlihat seragam/ monoton. - Vesikuler: pada massa batuan terdapat lubang-lubang kecil yang berbentuk bulat

atau elips dengan penyebaran yang tidak merata. Lubang ini merupakan ruang tempat gas terperangkap pada waktu magma membeku.

Gambar 2.1.13 Batuan dengan struktur vesikuler

- Amigdaloidal: vesikuler yang telah terisi oleh mineral sekunder. - Scorius: vesikuler yang penyebarannya merata.

- Lava bantal (Pillow lava): lava yang memperlihatkan struktur seperti kumpulan bantal, Ini disebabkan karena ia terbentuk di laut (gunungapi bawah laut).

(31)

|

22

- Columnar joint: struktur yang memperlihatkan bentuk seperti kumpulan tiang, ini disebabkan adanya kontraksi saat proses pendinginannya.

Gambar 2.1.15 Batuan dengan struktur columnar joint

6. Bentuk tubuh/kenampakan di lapangan

Apakah ia intrusi atau ekstrusi, lihat perbedaannya dari tekstur batuan dan strukturnya.

(32)

|

23

2.2 Batuan Sedimen (Sedimentary Rock)

Kata sedimen berasal dari bahasa latin sedimentum, yang berarti “penenggelaman” atau secara sederhana dapat diartikan dengan “endapan”, yang digunakan untuk material padat yang diendapkan oleh fluida.

Batuan sedimen adalah batuan yang terbentuk sebagai hasil dari rombakan batuan

lainnya (batuan beku, batuan metamorf, atau batuan sedimen itu sendiri) melalui proses

pelapukan (weathering), erosi, pengangkutan (transport), dan pengendapan, yang pada

akhirnya mengalami proses litifikasi atau pembatuan. Mekanisme lain yang dapat membentuk batuan sedimen adalah proses penguapan (evaporasi), longsoran, erupsi gunungapi.

Batuan sedimen hanya menyusun sekitar 5% dari total volume kerak bumi. Tetapi karena batuan sedimen terbentuk pada permukaan bumi, maka meskipun jumlahnya relatif sedikit akan tetapi dalam hal penyebaran batuan sedimen hampir menutupi batuan beku dan metamorf. Batuan sedimen menutupi sekitar 75% dari permukaan bumi.

Pelapukan

Pelapukan atau weathering (weather) merupakan perusakan batuan pada kulit

bumi karena pengaruh cuaca (suhu, curah hujan, kelembaban, atau angin). Karena itu pelapukan adalah penghancuran batuan dari bentuk gumpalan menjadi butiran yang lebih kecil bahkan menjadi hancur atau larut dalam air.

Pelapukan dapat dibagi menjadi 3, yaitu:

1. Pelapukan fisika, adalah proses dimana batuan hancur menjadi bentuk yang

lebih kecil oleh berbagai sebab, tetapi tanpa adanya perubahan komposisi kimia dan kandungan mineral batuan tersebut yang signifikan.

2. Pelapukan kimia, adalah proses dimana adanya perubahan komposisi kimia

dan mineral dari batuan.

3. Pelapukan biologi, Penyebabnya adalah proses organisme yaitu binatang

tumbuhan dan manusia, binatang yang dapat melakukan pelapukan antara lain cacing tanah, serangga.

(33)

|

24

Erosi

Erosi adalah suatu pengikisan dan perubahan bentuk batuan, tanah atau lumpur

yang disebabkan oleh kekuatan air, angin, es, pengaruh gaya berat dan organisme hidup. Erosi tidak sama dengan pelapukan, yang mana merupakan proses penghancuran mineral batuan dengan proses kimiawi maupun fisik, atau gabungan keduanya.

Transportasi

Transportasi adalah pengangkutan suatu material (partikel) dari suatu tempat ke

tempat lain oleh suatu gerakan media (aliran arus) hingga media dan material terhenti (terendapkan). Media transportasi (fluida) antara lain gravitasi, air, es, dan udara.

Gerakan fluida dapat terbagi ke dalam dua cara yang berbeda.

1. Aliran laminar, semua molekul-molekul di dalam fluida bergerak saling

sejajar terhadap yang lain dalam arah transportasi. Dalam fluida yang heterogen hampir tidak ada terjadinya pencampuran selama aliran laminar. 2. Aliran turbulen, molekul-molekul di dalam fluida bergerak pada semua arah

tapi dengan jaring pergerakan dalam arah transportasi. Fluida heterogen sepenuhnya tercampur dalam aliran turbulen.

(34)

|

25

Partikel semua ukuran digerakkan di dalam fluida oleh salah satu dari tiga mekanisme 1. Menggelinding (rolling) di dasar aliran udara atau air tanpa kehilangan

kontak dengan permukaan dasar.

2. Saltasi (saltation), bergerak dalam serangkaian lompatan, secara periode

meninggalkan permukaan dasar dan terbawa dengan jarak yang pendek di dalam tubuh fluida sebelum kembali ke dasar lagi.

3. Suspensi (suspension), turbulensi di dalam aliran dapat menghasilkan

gerakan yang cukup untuk menjaga partikel bergerak terus di dalam fluida.

2.2.2 Perilaku partikel dalam pergerakan fluida

Sedimentasi

Sedimentasi adalah proses pengendapan sedimen oleh media air, angin, atau es pada suatu cekungan pengendapan pada kondisi P dan T tertentu. Pettijohn (1975) mendefinisikan sedimentasi sebagai proses pembentukan sedimen atau batuan sedimen yang diakibatkan oleh pengendapan dari material pembentuk atau asalnya pada suatu

(35)

|

26

tempat yang disebut dengan lingkungan pengendapan berupa sungai, muara, danau, delta, estuaria, laut dangkal sampai laut dalam.

Litifikasi

Proses perubahan sedimen lepas menjadi batuan 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 ada di bawahnya. Akibatnya, butiran sedimen akan semakin rapat dan rongga antara butiran akan semakin kecil.

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, kemudia larutan tersebut akan mengalami presipitasi di dalam rongga antar butir dan mengikat butiran – butiran sedimen. Material yang umum menjadi semen adalah kalsit, silika dan oksida besi.

Klasifikasi Batuan Sedimen

Berdasarkan proses terjadinya, maka batuan sedimen terbagi menjadi empat kategori, yaitu :

1. Terrigeneous Clastics

Terbentuk dari hasil rombakan batuan lainnya melalui proses pelapukan, erosi, transportasi, sedimentasi dan pembatuan (litifikasi). Pelapukan yang berperan disini adalah pelapukan yang bersifat fisika. Contoh: breksi, konglomerat, batupasir, batulempung.

2. Biochemical-Biogenic-Organic Deposits

Batuan sedimen ini terbentuk dari akumulasi bahan-bahan organik (baik flora maupun fauna) dan proses pelapukan yang terjadi pada umumnya bersifat kimia. Contoh: batugamping, batubara, rijang, dll.

(36)

|

27

3. Chemical Precipitates-Evaporates

Batuan sedimen jenis ini terbentuk dari akumulasi kristal-kristal dan larutan kimia yang diendapkan setelah medianya mengalami penguapan. Contoh: gipsum, batugaram, dll.

4. Volcaniclastics (Pyroclastic)

Batuan sedimen jenis ini dihasilkan dari akumulasi material-material gunungapi. Contoh: agglomerat, tuf, breksi, dll.

I. Deskripsi Batuan Sedimen Klatika (pasir sangat kasar – pasir sangat halus)

1. Nama batuan

2. Warna

Terdiri dari warna segar dan warna lapuk, sertakan pula variasi warnanya untuk memperjelas pemerian. Contoh: batupasir berwarna segar kelabu kehijau-hijauan. Pemerian warna ini mencerminkan tingkat oksidasi, kandungan mineral, dan lingkungan pengendapan batuan itu sendiri.

- Warna merah: menunjukan keadaan oksidasi > non marin, mengan-dung Fe (umumnya hematit).

- Warna hijau: merupakan reduksi dari warna merah, mengandung glaukonit, zeolit atau chamosite.

- Warna kelabu: menunjukan keadaan reduksi > marin, kaya akan bahan organik. - Warna, kuning-coklat: menunjukan keadaan oksidasi, mengandung limonit,

goethite, dan oksida besi.

3. Tekstur (properties of individual grain/sifat-sifat butiran) Meliputi:

a. Besar butir (grain size), ditentukan dengan cara membanding-kannya dengan Skala Wentworth, kalau perlu bisa dibantu dengan manggunakan loupe,

(37)

|

28

kemudian tentukan pula ukuran minimal dan maksimal dari butiran atau komponennya. Contoh: batupasir berbutir sedang (114mm-112mm). Breksi dengan ukuran butir 7cm-12cm (Berangkal, 64mm-256mm). Besar butir ini mencerminkan energi hidrolik lingkungannya, dalam artian jika ia berbutir kasar maka dahulunya ia diendapkan dengan arus yang cepat dan begitu pula sebaliknya.

b. Bentuk Butir (grain shape), ditentukan dengan bantuan chart yang telah

tersedia pada komparator dan gunakan istilah: - Sangat menyudut (very angular)

- Menyudut (angular)

- Menyudut tanggung (subangular) - Membundar tanggung (subrounded) - Membundar (rounded)

- Sangat membundar (very Rounded)

Gambar 2.2.3 Bentuk butir

Untuk melihat bentuk butiran ini dapat dilakukan dengan bantuan loupe (terutama untuk batupasir), dan tentukan pula kisarannya. Contoh: batupasir menyudut-menyudut tanggung. Bentuk butir ini mencerminkan tingkat transportasi butirannya, dalam artian bahwa jika ia memiliki bentuk butir yang membundar maka ia cenderung telah tertranspor jauh dari batuan asalnya.

(38)

|

29

(39)

|

30

c. Kemas (fabric/grain packing), adalah derajat keterkaitan antar butiran

penyusun batuan atau hubungan antar butir, dan ini dapat mencerminkan viscositas (kekentalan) medianya. Bila butirannya saling bersentuhan maka dinyatakan dengan kemas tertutup (berarti dia diendapkan oleh media yang cair/encer, sehingga kemungkinan mengandung semen-matrik). Bila butirannya tidak saling bersentuhan maka dinyatakan dengan kemas terbuka (berarti dia diendapkan oleh media yang pekat). Selain itu perhatikan pula apakah butirannya memperlihatkan pengarahan (imbrikasi) atau tidak. Kemas merupakan salah satu hal penting terutama dalam pen-deskripsian breksi atau konglomerat, dan bisa langsung diten-tukan tanpa menggunakan loupe.

4. Struktur Sedimen

Berguna dalam menentukan top & bottom suatu lapisan, arah arus-purba (Paleocurrent) dan lingkungan pengendapan.

Secara garis besar struktur sedimen terbagi menjadi dua katagori, yaitu:

a. Struktur sedimen primer (depositional structures), struktur sedimen yang

terbentuk bersamaan dengan terbentuknya suatu batuan, contohnya adalah:

graded bedding, parallel lamination, ripple mark, dune and sand wave, cross stratification, shrinkage crack (mud crack), flacer, lenticular, dll.

b. Struktur sedimen sekunder (post-deposition structures), struktur sedimen

yang terbentuk setelah proses litifikasi. Struktur sedimen sekunder meliputi:

- Struktur erosional, terbentuk karena erosi, contohnya: flute cast, groove

cast, tool marks, scour marks, channel, dll.

- Struktur deformasi, terbentuk oleh adanya gaya, contohnya: slump,

convolute, sand dyke, dish, load cast, nodule, dll.

- Struktur biogenik, terbentuk oleh adanya aktivitas makhluk hidup, contohnya: bioturbation, trace fossils, rootlet bed, dll.

(40)

|

31

Gambar 2.2.4 Struktur sedimen, A : Wavy, B : Cross Stratification, C : Mudcrack, D : Flute cast, E : Bioturbation, F : Load Cast.

A

B

C

D

(41)

|

32

5. Permeabilitas

Adalah kemampuan suatu batuan untuk meloloskan fluida. Cara menentukannya yaitu:

a. Teteskan air di atas permukaan sampel yang akan diperiksa.

b. Perhatikan apakah air tersebut diserap atau tidak oleh batuan ter-sebut. c. Bila cairan diserap dengan cepat, maka nyatakanlah bahwa permeabilitasnya

baik.

d. Bila cairan diserap dengan cukup cepat, maka nyatakanlah bahwa

permeabilitasnya sedang.

e. Bila cairannya diserap dengan lambat, maka nyatakanlah bahwa

permeabilitasnya buruk.

6. Porositas

Adalah perbandingan volume rongga-rongga pori terhadap volume total seluruh batuan, dan dinyatakan dalam persen,

Ø = Volume Pori-Pori x 100% Volume total batuan

Sedangkan dalam penentuannya di lapangan gunakan istilah porositas baik jika permeabilitasnya baik, porositas sedang jika permebili-tasnya sedang, dst.

7. Pemilahan (Sorting)

Adalah tingkat keseragaman besar butir penyusun batuan, mencer-minkan viskositas media pengendapan serta energi mekanik/arus ge-lombang medianya. Jika pemilahannya baik maka ia diendapkan oleh media yang cair/encer dengan energi arus yang kecil, dan begitu pula dengan sebaliknya.

Gunakan istilah:

a. Terpilah baik (well sorted) jika besar butirannya seragam.

b. Terpilah sedang (medium sorted) jika besar butirannya relatif sera-gam. c. Terpilah buruk (poorly sorted) jika besar butirannya tidak seragam.

(42)

|

33

Dan untuk menentukan pemilahan ini dapat dibantu dengan menggu-nakan loupe (misalnya untuk Batupasir).

Gambar 2.2.5 Pemilahan batuan

8. Kandungan CaC03

Ditentukan dengan jalan meneteskan larutan HCl 0,1 Normal pada permukaan sampel batuan yang masih segar, jika ia berbuih/bereaksi (ngecos…!) maka batuan tersebut bersifat karbonatan (calcareous), dan begitu pula sebaliknya.

9. Kandungan mineral

Mineral-mineral sekunder yang umum terdapat dalam batuan sedimen misalnya kalsit (ngecos oleh HCl, sedangkan kuarsa tidak), aragonit (memiliki habit yang menjarum), pirit (kuning pucat seperti emas de-ngan bentuk kristal kubik), glaukonit (berwarna hijau kotor), kaolinit (serbuk putih seperti bedak), dll.

(43)

|

34

10. Kandungan fosil

Yang dapat ditentukan di lapangan tentu saja fosil-fosil yang bersifat makro (besar). Dalam penentuannya, sebutkan minimal kelas atau filumnya, jika ia berongga atau bolong-bolong maka itu adalah koral (filum coelenterata, artinya rongga), jika ia memiliki dua cangkang yang tidak sama besar (memiliki bagian ventral dan dorsal) maka itu adalah brachiophoda, jika ia memiliki dua cangkang yang sama besar, maka itu adalah moluska. Jika ia berbentuk menyerupai keong mas, maka itu adalah

gastrophoda, dan jika ia berbentuk seperti bintang laut, maka itu adalah echinodermata, dll.

11. Kekerasan

Merupakan tingkat kekuatan partikel batuan terhadap disagregasi. Gunakan istilah:

a. Kompak, bila tidak dapat dicukil dengan jarum penguji. b. Keras, bila masih dapat dicukil dengan jarum penguji.

c. Agak keras, bila dapat hancur ketika ditekan dengan jarum penguji.

d. Lunak, bila dapat dipotong-potong dengan mudah menggunakan jarum penguji. e. Dapat diremas, bila dapat diremas dengan jari tangan.

f. Spongi, bila sifatnya seperti karet busa. Jika ditekan balik lagi ke asal.

12. Kontak (hubungan dengan batuan sekitarnya)

Perhatikan hubungan tiap satuan batuannya, apakah ia selaras (tentukan kontaknya apakah tegas, gradasi, atau interkalasi) atau tak selaras (ditandai dengan bidang erosi: angular unconformity, disconformity, paraconformity, atau nonconformity).

II. Deskripsi Batuan Sedimen Klatika (Batulanau dan batulempung)

Yang termasuk dalam kelompok ini adalah batulanau, batulempung, napal, serpih. Pada kelompok in yang tidak dideskripsi adalah tekstur, pemilahan, porositas, dan permeabelitas.

(44)

|

35

Namun ada pula yang harus ditabahkan dalam pendeskripsiannya, yaitu kilap (luster). Kilap dapat membantu pembedaan asal warna. Istilah – istilah yang dipakai untuk ini adalah :

1. Dull : Mati atau warnanya gelap

2. Earthy: Seperti tanah

3. Scoty : Seperti jelaga (katel gosong)

4. Oily : Seperti minyak

5. Silky : Seperti sutra

6. Velvel : Seperti beludru

7. Resinous: Seperti lemak

8. Waxy : Seperti lilin

9. Soapy : Seperti sabun

III. Deskripsi Konglomerat, Breksi, Breksi Gunungapi, Agglomerat.

Untuk breksi, konglomerat, begitu pula breksi gunungapi dan agglomerat (detritus kasar), yang harus di deskripsi adalah komponen dan matriknya.

Komponen

Dalam pendeskripscan komponen dalam breksi dan konglomerat, dilakukan secara biasa, namun yang perlu diperhatikan:

a. Komposisi, apakah monomik (jika klastika terdiri dari satu tipe litologi), Oligomik (terdiri dari 2-3 tipe klastika), polimik (klastika terdiri lebih dari 3

jenis litologi). Dan tentukan pula jenis – jenis batuannya, jika batuan beku tentukan sifatnya apakah basaltis atau andesitis.

(45)

|

36

b. Ukuran komponen, tentukan ukuran maksimal dan minimal dari besar

komponennya.

c. Kemas, tentukan kemasnya (terbuka atau tertutup). Dan lihat jika ada

imbrikasi

d. Kekompakan, apakah komponennya lepas – lepas, atau monolitik (komponen

dan matriks tak dapat dipisahkan)

Matrik

Dalam pendeskripsian matrik pada breksi dan konglomerat, dilihat apakah terdiri satu jenis batuan atau campuran, kemudian deskripsi seperti biasa.

IV. Deskripsi Batuan Karbonat (Batugamping)

Batuan karbonat adalah batuan sedimen yang mengandung mineral karbonat lebih dari 50%. Pada umumnya, mineral karbonat adalah kalsit (CaCO3) dan dolomit (CaMg (Co3)2). Batuan karbonat umumnya terdiri atas batugamping (kalsit sebagai mineral utama) dan batudolomit (dolostone).

Secara umum, beberapa faktor yang mempengaruhi pertumbuhan dan akumulasi maksimum sedimen karbonat adalah lingkungan yang mempunyai:

1. Kedalaman yang cukup (umumnya pada laut dangkal <40m) 2. Hangat dengan penetrasi cahaya yang baik (25 – 30 C) 3. Kadar garam yang relatif stabil (27 – 40 /mil)

4. Aliran air yang jernih, agar proses fotosintesis sempurna

Klasifikasi batuan karbonat mempunyai banyak ragamnya. Sampai saat ini belum ada satu klasifikasi yang dapat memuaskan semua pihak, seperti halnya pada batuan klastika (seperti batupasir misalnya). Beberapa klasifikasi yang akan disajikan di bawah ini merupakan klasifikasi yang lebih umum dipakai oleh para ahli geologi.

(46)

|

37

Gambar 2.2.6 Klasifikasi Folk (1959/1962)

(47)

|

38

.

Gambar 2.2.8 Klasifikasi Embry & Klovan (1971)

Secara konvensional batuan karbonat juga diklasifikasikan menurut ukuran butiranya, seperti klasifikasi sedimen klastik berdasarkan skala ukuran butir Wentworth. Batuan karbonat dengan ukuran butir >2 mm dinamakan kalsirudit (disebut konglomerat pada sedimen non-karbonat), 63 mikron - 2 mm disebut kalkarenit (disebut batupasir pada sedimen non-karbonat), dan yang ukuran butirnya <63 mikron dinamakan kalsilutit (setara dengan batulempung).

(48)

|

39

Hal – hal yang perlu diperhatikan dalam mendeskripsi batugamping antara lain: 1. Nama Batuan, disesuaikan dengan klasifikasi yang digunakan

2. Warna, deskripsikan warna segar dan warna lapuknya.

3. Feature, dari lapangan tentukan apakah batugamping berlapis atau terumbu

4. Dominasi, deskripsikan didominasi oleh skletal atau Non skletal

5. Organisme, deskripsikan organisme dari batuan per kelas, (Gastropoda, Alga,

Coral, Bivalve, Foram)

6. Tekstur, penentuan tekstur mengunakan klasifikasi Folk, Dunham, Embry &

Klovan, atau secara konvensional.

7. Struktur, kenali struktur yang terdapat pada batugamping tersebut.

Gambar 2.2.9 Struktur sedimen pada Batugamping, A : Cavity Structures, B : Stromatolites, C : Tepees, D : Hardground

A

B

(49)

|

40

Grafik Log

Metode standar yang digunakan untuk merekonstruksi dalam pengumpulan data lapangan pada batuan sedimen adalah dengan menggunakan grafik log. Grafik log memberikan kenampakan visual suatu singkapan (stasiun), dan merupakan cara yang mudah untuk membuat korelasi dan perbandingan antara suatu singkapan (stasiun) yang berbeda (pengulangan fasies, siklus sedimen, dll).

(50)

|

41

(51)

|

42

2.3 METAMORPHIC ROCK (BATUAN METAMORF)

Batuan metamorf adalah batuan yang terbentuk oleh proses metamorfisme pada batuan yang telah ada sebelumnya. Batuan asalnya (yang telah ada sebelumnya) dapat berupa batuan beku,sedimenmaupun metamorf. Proses metamorfosismeadalah proses yang menyebabkan perubahan komposisi mineral, tekstur dan struktur pada batuan karena panas dan tekanan tinggi, serta larutan kimia yang aktif.

Proses-proses metamorfisme itu mengubah mineral-mineral suatu batuan pada fase padat karena pengaruh atau respons terhadap kondisi fisika dan kimia di dalam kerak bumi yang berbeda dengan kondisi sebelumnya. Proses-proses tersebut tidak termasuk pelapukan dan diagenesa. Proses metamorfisme ini meliputi, Rekristalisasi, Reorientasi, pembentukan mineral baru (dari unsur yang telah ada sebelumnya).

Berdasarkan tingkat malihannya, batuan metamorf dibagi menjadi dua yaitu: 1. Metamorfisme tingkat rendah (low-grade metamorphism)

2. Metamorfisme tingkat tinggi (high-grade metamorphism)

Pada batuan metamorf tingkat rendah jejak kenampakan batuan asal masih bisa diamati dan penamaannya menggunakan awalan meta (-sedimen, -beku), sedangkan pada batuan metamorf tingkat tinggi jejak batuan asal sudah tidak nampak, malihan tertinggi membentuk migmatit (batuan yang sebagian bertekstur malihan dan sebagian lagi bertekstur beku atau igneous) (Gambar 2.3.1).

Gambar 2.3.1 memperlihatkan batuan asal yang mengalami metamorfisme tingkat rendah – medium

(52)

|

43

Berdasarkan pengaruh pembentukannya batuan metamorf dibagi menjadi 3, yaitu: 1. Metamorfisme kontak/thermal, batuan metamorf yang terbentuk karena pengaruh

suhu yang tinggi, misalnya metamorfisme kontak terjadi pada zona kontak atau sentuhan langsung dengan tubuh magma (intrusi) dengan lebar antara 2 – 3 km (Gambar 2.3.2). contoh batuannya hornfels.

Gambar 2.3.2 memperlihatkan kontak disekitar intrusi batuan beku (Gillen, 1982).

2. Metomorfisme dinamik, terjadi akibat adanya tekanan yang tinggi, misalnya metamorfisme diinamik terjadi pada daerah sesar besar/ utama yaitu pada lokasi dimana masa batuan tersebut mengalami penggerusan.

3. Metamorfisme regional, dimana batuan metamorf ini mendapat pengaruh dari suhu dan tekanan yang tinggi, biasanya metamorf jenis ini terdapat pada daerah dengan zona subduksi (Gambar 2.3.3).

(53)

|

44

Gambar 2.3.3 penampang yang memperlihatkan lokasi batuan metamorf (Gillen, 1982)

(54)

|

45

Gambar 2.3.5 Fasies batuan metamorf dalam hubungannya dengan temperatur, tekanan, dan

kedalaman. (Norman fry, 1985)

Facies batuan metamorf

Facies merupakan suatu pengelompokkan mineral-mineral metamorfik berdasarkan tekanan dan temperatur dalam pembentukannya pada batuan metamorf. Setiap facies pada batuan metamorf pada umumnya dinamakan berdasarkan jenis batuan (kumpulan mineral), kesamaan sifat-sifat fisik atau kimia. Dalam hubungannya, tekstur dan struktur batuan metamorf sangat dipengaruhi oleh tekanan dan temperatur dalam proses metamorfisme. Dan dalam facies metamorfisme, tekanan dan temperatur merupakan faktor dominan, dimana semakin tinggi derajat metamorfisme (facies berkembang), struktur akan semakin berfoliasi dan mineral-mineral metamorfik akan semakin tampak kasar dan besar.

(55)

|

46

Struktur dan tekstur batuan metamorf

Secara umum struktur yang dijumpai di dalam batuan metamorf dibagi menjadi dua kelompok besar yaitu struktur foliasi dan struktur non foliasi. Struktur foliasi ditunjukkan oleh adanya penjajaran mineral-mineral penyusun batuan metamorf, sedang struktur non foliasi tidak memperlihatkan adanya penjajaran mineral-mineral penyusun batuan metamorf.

• Struktur Foliasi

 StrukturSkistose: struktur yang memperlihatkan penjajaran mineral pipih (biotit,

muskovit, felspar) lebih banyak dibanding mineral butiran.

 StrukturGneisik: struktur yang memperlihatkan penjajaran mineral granular,

jumlah mineral granular relatif lebih banyak dibanding mineral pipih.

 StrukturSlatycleavage: sama dengan struktur skistose, kesan kesejajaran

mineraloginya sangat halus (dalam mineral lempung).



StrukturPhylitic: sama dengan struktur slatycleavage, hanya mineral dan

kesejajarannya sudah mulai agak kasar.

•

Struktur nonfoliasi

 StrukturHornfelsik: struktur yang memperlihatkan butiran-butiran mineral relatif

seragam.

 Struktur Kataklastik: struktur yang memperlihatkan adanya penghancuran terhadap batuan asal.

 StrukturMilonitik: struktur yang memperlihatkan liniasi oleh adanya orientasi

mineral yang berbentuk lentikuler dan butiran mineralnya halus.

 StrukturPilonitik: struktur yang memperlihatkan liniasi dari belahan permukaan

yang berbentuk paralel dan butiran mineralnya lebih kasar dibanding struktur milonitik, malah mendekati tipe struktur filit.

 StrukturFlaser: sama struktur kataklastik, namun struktur batuan asal berbentuk

(56)

|

47

 StrukturAugen: sama struktur flaser, hanya lensa-lensanya terdiri dari butir-butir

felspar dalam masa dasar yang lebih halus.

 StrukturGranulose: sama dengan hornfelsik, hanya butirannya mempunyai

ukuran beragam.

 StrukturLiniasi: struktur yang memperlihatkan adanya mineral yang berbentuk

jarus ataufibrous.

Gambar 2.3.6. Struktur batuan metamorf dan korelasinya terhadap batuan yang terbentuk.

Tekstur yang berkembang selama proses metamorfisme secara tipikal penamaanya mengikuti kata-kata yang mempunyai akhiran-blastik. Contohnya, batuan metamorf yang

berkomposisi kristal-kristal berukuran seragam disebut dengangranoblastik. Secara

(57)

|

48

lebih besar tersebut dinamakanporphiroblast. Porphiroblast, dalam pemeriksaan sekilas,

mungkin membingungkan dengan fenokris (pada batuan beku), tetapi biasanya mereka dapat dibedakan dari sifat mineraloginya dan foliasi alami yang umum dari matrik. Pengujian mikroskopik porphiroblast sering menampakkan butiran-butiran dari material matrik, dalam hal ini disebutpoikiloblast. Poikiloblast biasanya dianggap terbentuk oleh

pertumbuhan kristal yang lebih besar disekeliling sisa-sisa mineral terdahulu, tetapi kemungkinan poikiloblast dapat diakibatkan dengan cara pertumbuhan sederhana pada laju yang lebih cepat daripada mineral-mineral matriknya, dan yang melingkupinya. Termasuk material yang menunjukkan (karena bentuknya, orientasi atau penyebarannya) arah kenampakkan mula-mula dalam batuan (seperti skistosity atau perlapisan asal); dalam hal ini porphiroblast atau poikiloblast dikatakan mempunyaitekstur helicitik.

Kadangkala batuan metamorf terdiri dari kumpulan butiran-butiran yang berbentuk melensa atau elipsoida; bentuk dari kumpulan-kumpulan ini disebutaugen(German untuk “mata”), dan umumnya hasil dari kataklastik (penghancuran, pembutiran, dan rotasi). Sisa kumpulan ini dihasilkan dalam butiran matrik. Istilah umum untuk agregat adalah porphyroklast.

Tekstur batuan metamorf yang dicirikan dengan tekstur batuan asal sudah tidak kelihatan lagi atau memperlihatkan kenampakan yang sama sekali baru. Dalam penamaannya menggunakan akhiran kata –blastik. Berbagai kenampakan tekstur batuan metamorf dapat dilihat pada (Gambar 3.13). Tekstur batuan metamorf yang dicirikan dengan tekstur sisa dari batuan asal masih bisa diamati. Dalam penamaannya menggunakan awalan kata – blasto.

Pertumbuhan dari mineral-mineral baru atau rekristalisasi dari mineral yang ada sebelumnya sebagai akibat perubahan tekanan dan atau temperatur menghasilkan pembentukan kristal lain yang baik, sedang atau perkembangan sisi muka yang jelek; kristal ini dinamakanidioblastik, hypidioblastik, atauxenoblastik. Secara umum batuan

metamorf disusun oleh mineral-mineral tertentu, namun secara khusus mineral penyusun batuan metamorf dikelompokkan menjadi dua yaitu (1) mineral stress dan (2) mineral anti

(58)

|

49

stress. Mineral stress adalah mineral yang stabil dalam kondisi tekanan, dapat berbentuk pipih/tabular, prismatik dan tumbuh tegak lurus terhadap arah gaya/stress meliputi: mika, tremolit-aktinolit, hornblende, serpentin, silimanit, kianit, seolit, glaukopan, klorit, epidot, staurolit dan antolit. Sedang mineral anti stress adalah mineral yang terbentuk dalam kondisi tekanan, biasanya berbentuk equidimensional, meliputi: kuarsa, felspar, garnet, kalsit dan kordierit.

Gambar 2.3.7 Tekstur batuan metamorf (Compton, 1985). A. Tekstur Granoblastik, sebagian

menunjukkan tekstur mosaik; B. Tekstur Granoblatik berbutir iregular, dengan poikiloblast di kiri atas; C. Tekstur Skistose dengan porpiroblast euhedral; D. Skistosity dengan domain granoblastik lentikuler; E. Tekstur Semiskistose dengan meta batupasir di dalam matrik mika halus; F. Tekstur Semiskistose dengan klorit dan aktinolit di dalam masa dasar blastoporfiritik metabasal; G. Granit milonit di dalam proto milonit; H. Ortomilonit di dalam ultramilonit; I. Tekstur Granoblastik di dalam

(59)

|

50

Pengenalan batuan metamorf dapat dilakukan melalui kenampakan-kenampakan yang jelas pada singkapan dari batuan metamorf yang merupakan akibat dari tekanan-tekanan yang tidak sama. Batuan-batuan tersebut mungkin mengalami aliran plastis, peretakan dan pembutiran atau rekristalisasi. Beberapa tekstur dan struktur di dalam batuan

metamorf mungkin diturunkan dari batuan pre-metamorfik (seperti:cross bedding), tetapi

kebanyakan hal ini terhapus selama metamorfisme. Penerapan dari tekanan yang tidak sama, khususnya jika disertai oleh pembentukan mineral baru, sering menyebabkan

kenampakan penjajaran dari tekstur dan struktur. Jika planar disebutfoliasi. Seandainya

struktur planar tersebut disusun oleh lapisan-lapisan yang menyebar atau melensa dari mineral-mineral yang berbeda tekstur, misal: lapisan yang kaya akan mineral granular (seperti: felspar dan kuarsa) berselang-seling dengan lapisan-lapisan kaya mineral-mineral tabular atau prismatik (seperti: feromagnesium), tekstur tersebut menunjukkan

sebagaigneis. Seandainya foliasi tersebut disebabkan oleh penyusunan yang sejajar dari

mineral-mineral pipih berbutir sedang-kasar (umumnya mika atau klorit) disebut

skistosity. Pecahan batuan ini biasanya sejajar dengan skistosity menghasilkan belahan

batuan yang berkembang kurang baik.

Pengenalan batuan metamorf tidak jauh berbeda dengan jenis batuan lain yaitu didasarkan pada warna, tekstur, struktur dan komposisinya. Namun untuk batuan metamorf ini mempunyai kekhasan dalam penentuannya yaitu pertama-tama dilakukan tinjauan apakah termasuk dalam struktur foliasi (ada penjajaran mineral) atau non foliasi (tanpa penjajaran mineral). Pada metamorfisme tingkat tinggi akan berkembang struktur migmatit (Gambar 2.3.7). Setelah penentuan struktur diketahui, maka penamaan batuan metamorf baik yang berstruktur foliasi maupun berstruktur non foliasi dapat dilakukan. Misal: struktur skistose nama batuannya sekis; gneisik untuk genis; slatycleavage untuk slate/ sabak. Sedangkan non foliasi, misal: struktur hornfelsik nama batuannya hornfels; liniasi untuk asbes.