1

I. BATUAN SEDIMEN

1.1 Sifat Batuan Sedimen Batuan sedimen mungkin lebih akrab dari jenis batu besar lainnya. Beberapa orang, bagaimanapun, adalah menyadari sifat sejati dan tingkat badan batuan sedimen. Unsur-unsur dari batuan sedimen berasal dari kerusakan mekanik dan kimia pembusukan preexixting batuan. Endapan ini dipadatkan dan disemen untuk membentuk tubuh batuan padat. Sedimen asli dapat terdiri dari berbagai zat: 1. Fragmen batuan dan mineral, seperti kerikil dalam saluran sungai, pasir di pantai, atau lumpur di laut 2. Presipitat kimia, seperti garam dalam sebuah danau garam atau gips di laut dangkal 3. Bahan organik terbentuk oleh proses biokimia, seperti vegetasi Dalam sebuah rawa, terumbu karang, dan kalsium karbonat diendapkan oleh di laut Batuan sedimen adalah penting karena mereka mempertahankan rekor pemandangan kuno, iklim, dan pegunungan, serta sejarah erosi Bumi. Dalam tambahan, fosil ditemukan dalam kelimpahan di batuan sedimen tahun lebih muda dari 600 juta dan memberikan bukti evolusi kehidupan melalui waktu. Skala waktu geologi bumi adalah bekerja dengan menggunakan catatan ini batuan sedimen dan fosil.

1.2 Tipe Batuan Sedimen a. Batuan Sedimen Klastik Satu kategori penting dari batuan sedimen adalah terdiri dari partikel kerikil, pasir, dan lempung. Batuan terbuat dari beberapa bagian material yang disebut batuan klastik. Istilah klastik berasal dari kata Yunani klastos, berarti hancur, .

2

Pada umumnya, batuan klastik adalah terbagi lebih kecil lagi berdasarkan ukuran butir. Dari ukuran butir terbesar hingga terkecil, tipe dari batuan klastik adalah konglomerat, batu pasir, dan lempung. Konglomerat terdiri dari deposito konsolidasi kerikil (fragmen yang lebih besar dari 2 mm diameter) dengan berbagai jumlah pasir dan lumpur di ruang-ruang antara butir lebih besar. Kebanyakan konglomerat hanya kasar berlapis dan termasuk tempat tidur dan lensa dari batupasir. Batu pasir mungkin adalah, yang paling dikenal meskipun bukan yang paling melimpah, batuan sedimen karena tersingkap baik, mudah dikenali, dan umumnya tahan terhadap pelapukan. Butir pasir berkisar 0,0625-2 mm dengan diameter dan dapat terdiri dari hampir berbagai bahan, sehingga dapat batupasir hampir semua warna. Mudrocks adalah batuan klastik halus dengan butir kurang dari 1 / 16 mm di. Mudrocks adalah batuan sedimen yang paling banyak. Mereka biasanya lembut dan cuaca dengan cepat untuk membentuk lereng, sehingga relatif sedikit segar, unweathered eksposur ditemukan. Mudrocks Banyak juga menunjukkan bukti menggali oleh organisme. Ada beberapa varietas penting mudrocks. Batulanau adalah batu kasar inegrained klastik dari batulempung. Clasts di mudrocks cenderung lebih sudut daripada di batu pasir. Banyak clasts kecil, terutama di batulempung, adalah mineral bersisik seperti mika dan tanah liat. Sebuah mudrocks yang berisi lapisan sangat tipis (lamina) disebut shale. Banyak serpih hitam dan kaya bahan organik yang terakumulasi dalam berbagai tenang-air, lingkungan rendah oksigen, seperti laguna dan laut dengan sirkulasi yang buruk dimana air miskin oksigen akumulasi. Serpih merah adalah diwarnai dengan oksida besi dan pengoksidasi menyarankan kondisi di lingkungan saya n yang mereka menumpuk, seperti dataran banjir sungai, flat pasang surut, danau, dan lautan tercampur.

3

b. Biokimia dan batuan sedimen kimia Kategori utama lainnya batuan sedimen dari ketika proses kimia menghapus ion terlarut dalam air untuk membuat partikel padat. Beberapa biokimia batuan dengan sedimen terbentuk selama pertumbuhan organisme seperti tumbuhan ganggang, karang atau rawa. Lain pada endapan kimia anorganik dari danau atau laut shal-rendah. Kapur oleh batuan endapan kimia yang paling berlimpah. Hal ini terutama terdiri dari kalsium karbonat (CaCO3 - dominan kalsit) dan berasal oleh kedua dalam kimia anorganik dan proses biokimia. Memang, perbedaan antara batuan kimia dan biokimia jarang dipotong jelas. Kapur memiliki berbagai macam tekstur batuan, dan berbagai jenis dan telah diklasifikasikan. Tiga contoh penting dijelaskan di sini: batugamping kerangka, oolite kapur, dan batu gamping mikrokristalin. Batu gamping lain terdiri dari butiran semispherical kecil dari kalsium karbonat dikenal sebagai oolite. Oolites dari mana fragmen kecil dari kerang atau bijibijian kecil yang lain menjadi dilapisi dengan lapisan tipis berurutan dari CaCO3 karena mereka digulung sepanjang dasar laut dengan gelombang dan arus. Dolostone adalah batuan karbonat terdiri dari dolomit mineral, kalsiummagnesium karbonat CaMg(CO3)2. Hal ini mirip dengan batu kapur pada penampilan umum, namun bereaksi dengan asam hanya bila bubuk. Dolostone umumnya kusam kecoklatan cahaya kuning atau abu-abu. Hal ini dapat berkembang dengan curah hujan langsung dari air laut, tetapi lingkungan tersebut sangat jarang. Sebaliknya, dolostone bisa terbentuk oleh reaksi tanah magnesium-bantalan dengan karbonat kalsium dalam batu kapur. Rekristalisasi umumnya menghancurkan tekstur batu asli. Dalam fashion, dolostones adalah kimia terbentuk dari batuan endapan biokimia. Rijang adalah batuan umum terdiri dari kuarsa mikrokristalin. Dalam spesimen tangan, sulit, padat, dan biasanya istirahat seperti kaca, tetapi di bawah mikroskop daya tinggi, memiliki tekstur berserat atau granular. Rijang biasanya putih atau warna abu-abu, cokelat, hijau, atau merah. Beberapa varietas diakui berdasarkan warna, termasuk jasper batu api (hitam) dan (merah). Karena patah tulang untuk

4

membuat tepi tajam, telah dibentuk oleh orang kuno banyak untuk membuat mata panah, tombak poin, dan alat-alat. Hanya beberapa jenis batu penting bentuk ketat oleh proses anorganik. Garam batu terbuat dari garam karang mineral (NaCl). Ini mengkristal ketika penguapan konsentrat ion natrium dan clorin ke titik yang garam stabil dalam sisa brine.Gypsum, CaSO4.2H2O, juga berasal dari penguapan. Ia mengumpulkan dalam lapisan sebagai kalsium sulfat diendapkan (gambar 1) dari air. Karena evaporites (batu yang dibentuk oleh penguapan) hanya menumpuk di bak dibatasi mengalami penguapan berkepanjangan, mereka adalah indikator penting dari kondisi iklim dan geografis kuno.

Gambar 1. Gypsum evaporasi dari air

1.3 Struktur Sedimen a. Stratifikasi Salah satu karakteristik yang paling jelas dari batuan sedimen adalah bahwa mereka terjadi pada lapisan yang berbeda dinyatakan oleh perubahan warna, tekstur, dan cara yang berbeda cuaca batuan unit dan mengikis. Lapisan tersebut disebut strata tempat tidur, atau hanya. Pesawat memisahkan lapisan pesawat stratifikasi, atau perlapisan. Stratifikasi terjadi pada berbagai skala dan mencerminkan perubahan yang terjadi selama pembentukan batuan seimentary. Stratifikasi skala besar diungkapkan

5

oleh perubahan besar dalam jenis (pembentukan) (gambar 2). Misalnya, tebing batu kapur atau batu pasir dapat bergantian dengan lereng serpih lemah.

Gambar 2. Lapisan batuan sedimen

Asal stratifikasi cukup sederhana. Lapisan yang berbeda bentuk karena beberapa perubahan yang terjadi selama proses deposisi. Tapi ada banyak jenis perubahan yang terjadi dan beroperasi pada skala yang berbeda, sehingga pembangunan rinci sejarah batuan sedimen menjadi tantangan nyata untuk ahli geologi. Perubahan cuaca, perubahan musim, dan perubahan iklim semua dapat menghasilkan stratifikasi dalam cekungan sedimen. Tektonik perubahan seperti pengangkatan dan penurunan dari platform benua, bangunan gunung, dan vulkanisme semua menghasilkan perubahan dalam material diangkut ke laut, dan semua dapat menghasilkan berbagai lapisan batuan sedimen.

b. Cross-Bedding Cross-bedding adalah jenis stratifikasi di mana lapisan dalam tempat tidur cenderung pada malaikat ke permukaan atas dan bawah tempat tidur. Pembentukan cross-bedding ditunjukkan pada Gambar 3. seperti butiran pasir digerakkan oleh angin atau air, mereka membentuk riak kecil atau bukit-bukit pasir besar. Gelombang

6

ini berkisar pasir dalam skala dari riak kecil kurang dari satu sentimeter tinggi untuk bukit pasir raksasa beberapa ratus meter. Biasanya, mereka asimetris, dengan landai menghadap bergerak saat ini. Sebagai partikel bermigrasi ke atas dan melewati gelombang pasir, mereka menumpuk di muka downcurrent curam dan bentuk miring. Kita dapat menentukan pola sistem dahulu berjalan dengan pemetaan arah silang tidur di batuan sedimen. Selain itu, perubahan gaya cross-bedding dengan suplai sedimen dan dengan kondisi aliran di lokasi pengendapan. Dengan demikian, rincian lingkungan kuno dapat diinterpretasi dari studi yang cermat dari jenis cross-tempat tidur.

Gambar 3. Pembentukan Cross-bedding

c. Graded Bedding Tipe lain khas stratifikasi, disebut bedding, menampilkan penurunan progresif dalam ukuran butir ke atas melalui bedding. Jenis ini umumnya stratifikasi diproduksi di lantai dalam-laut oleh arus kekeruhan, yang angkutan sedimen dari lereng kontinen ke laut dalam yang berdekatan membentuk tubuh Kekeruhan rock. Sebuah kekeruhan saat ini dihasilkan oleh keruh (berlumpur) air, yang, yang lebih padat daripada air

7

jernih sekitarnya, tenggelam di bawahnya dan bergerak dengan cepat menuruni lereng benua. Kekeruhan kecil saat ini dapat dibuat dengan menuangkan air berlumpur di sisi tangki diisi dengan air jernih. Massa air berlumpur bergerak menuruni lereng dari tangki dan di bagian bawah pada kecepatan yang relatif tinggi, tanpa pencampuran dengan air jernih. Kekeruhan arus umumnya dihasilkan oleh gempa bumi atau tanah longsor kapal selam, di mana lumpur, pasir, dan bahkan kerikil diangkut lereng bawah. Pada tahun 1929 salah satu yang terbaik-terdokumentasi arus kekeruhan besar-besaran dipicu oleh gempa bumi di dekat Grand Banks, Newfoundland.

d. Ripple Marks, Celah Lumpur, dan Tayangan Permukaan Lainnya Ripple tanda yang sering terlihat di aliran sungai modern, di flat pasang surut, dan sepanjang pantai danau dan laut. Banyak diawetkan dalam batuan dan memberikan informasi mengenai lingkungan pengendapan, seperti kedalaman air, arah arus kuno, dan tren dari garis pantai kuno. Retak Lumpur juga sering diawetkan dalam batuan sedimen dan menunjukkan bahwa lingkungan sedimentasi kadangkadang terkena udara selama pengendapan. Lumpur retakan dalam batuan sedimen menunjukkan bahwa asli disimpan di danau dangkal, pada rataan pasang surut, atau pada bank sungai terpapar. Cetak Hujan bahkan diawetkan dalam beberapa mudrocks.

e. Fosil dan Trace Fosil Fitur kunci lain batuan sedimen banyak sekali fosil orgsnism hidu. Fosil-fosil seringkali mengungkapkan banyak tentang lingkungan masa lalu, memberikan kita petunjuk tentang apakah suatu simpanan laut atau benua, apa kedalaman air saat sedimen diendapkan, dan sekitar suhu dan salinitas air. Di luar itu, bagaimanapun, fosil-fosil di batuan sedimen mengungkap sejarah evolusi kehidupan. Meskipun

8

catatan ini jauh dari sempurna, segala sesuatu yang kita ketahui tentang kehidupan masa lalu berasal dari rekonstruksi berdasarkan fosssils kuno. Trek, jejak, dan borings hewan biasanya dikaitkan dengan tanda riak dan retak lumpur dan dapat memberikan petunjuk penting tambahan tentang lingkungan di mana sedimen akumulasi. Seperti dapat dilihat, struktur sedimantary primer dan fosil adalah petunjuk atau alat yang digunakan oleh ahli geologi untuk menginterpretasikan lingkungan di tempat di mana sedimen yang disimpan.

1.4 Sistem sedimen Sistem pengendapan beroperasi di permukaan bumi melalui interaksi sistem hidrologi dan kerak. Sebagai hasil dari transfer energi antara berbagai bagian dari sistem sedimen, bentang alam baru dan tubuh baru batuan sedimen diciptakan. Sebagian besar energi yang berasal sistem ini pada akhirnya berasal dari matahari, energi potensial gravitasi dan kimia juga ditransfer dalam berbagai bagian dari sistem sedimen. Hal ini berguna untuk memvisualisasikan sistem sedimen hipotetis sebagai terdiri dari sumber sedimen (pelapukan), bagian transportasi untuk sedimen, sebuah situs pengendapan, dan proses yang kompak dan semen sedimen bersama-sama untuk membentuk batu padat. Untungnya, banyak dari proses sedimentasi dan beroperasi hari ini, dan ahli geologi aktif mempelajari sungai, delta, samudra dan sistem sedimen lainnya dalam upaya untuk memahami karakteristik batuan terbentuk di lingkungan tersebut.

a.

Pelapukan

Pelapukan adalah interaksi antara unsur-unsur di atmosfer dan batuan yang tersingkap di permukaan bumi. Suasana mekanik dapat menghancurkan batu itu melalui proses seperti wedging es, dan kimia dapat menguraikan batuan dengan berbagai reaksi. Kami akan mempelajari rincian pelapukan pada Bab 10. Untuk saat ini, perhatikan bahwa cuaca adalah langkah pertama dalam genesis batuan sedimen. Suasana rusak

9

dan terurai sudah ada sebelumnya batuan padat dan membentuk lapisan longgar, puing-puing batu atau tanah busuk. Bahan ini tidak dikonsolidasi kemudian dapat diangkut dengan mudah oleh air, angin, dan es glasial.

b. Transportasi Air mengalir adalah bentuk paling efektif transportasi sedimen. Semua sungai membawa sedimen dalam jumlah besar ke arah laut. Faktanya adalah mudah menghargai jika Anda mempertimbangkan delta besar dunia, masingmasing terbentuk dari sedimen diangkut oleh sungai (Gambar 4). Memang, sedimen sangat banyak di sungai sungai kebanyakan yang terbaik mungkin dianggap sebagai sistem air dan sedimen bukan sekadar saluran air yang mengalir.

Gambar 4. Pengangkutan sedimen

Seperti sedimen klastik diangkut oleh sungai, itu disortir dan dipisahkan menurut ukuran butir dan komposisi. Partikel besar terakumulasi dalam lingkungan energi tinggi sebagai kerikil, biji-bijian berukuran sedang terkonsentrasi sebagai pasir, dan material lebih kecil mengendap keluar sebagai lumpur. Ukuran butir sedimen berkorelasi dengan energi dari media transportasi. Dengan demikian, partikel besar dibawa oleh sungai bergerak cepat dengan jumlah tinggi energi kinetik, hanya

10

partikel kecil yang bergerak perlahan dibawa oleh sungai. Angin, gletser, dan garis pantai juga arus transportasi sedimen, tetapi aktivitas mereka agak terbatas pada zona iklim khusus. Komponen dari mineral terlarut dicatat di solusi dan akhirnya diendapkan untuk membentuk batu kapur atau garam, misalnya.

c.

Endapan Mungkin faktor yang paling signifikan dalam genesis batuan sedimen di

tempat di mana sedimen diendapkan. Diagram ideal dalam gambar 4 menunjukkan sistem pengendapan utama. Sistem kontinental yang paling penting adalah sungai (fluvial) sistem, kipas aluvial, bukit pasir gurun, dan margin dari gletser. Laut termasuk laut dangkal, yang meliputi bagian dari platform benua, terumbu, penggemar kapal selam, dan lantai dari cekungan dalam-lautan. Antara daerah kontinental dan daerah marinir adalah transisi, atau campuran, lingkungan yang terjadi di sepanjang pantai dan dipengaruhi oleh proses kelautan dan non kelautan. Ini termasuk delta, pantai, pulau penghalang flat pasang surut, dan laguna (gambar 4) Setiap sistem pengendapan jejak karakteristik tertentu pada batu terbentuk di dalamnya. Sebuah wilayah pengendapan kecil dalam sistem menciptakan fasies tubuh batuan berbeda dengan kimia, fisik, dan karakteristik biologi diciptakan oleh lingkungan. Dengan demikian, sistem delta menghasilkan fasies yang berbeda, misalnya, sedimen diendapkan dalam saluran, antara saluran, dan pada mulut saluran. Ciri-ciri tekstur, komposisi, struktur sedimen, dan kumpulan fosil berkembang di setiap fasies.

d. Pemadatan dan sementasi Tahap akhir dalam pembentukan batuan sedimen adalah transformasi longgar, sedimen yang tidak dikonsolidasi ke dalam batuan padat. Pemadatan terjadi apabila berat atasnya material, yang terus menerus terakumulasi dalam lingkungan sedimentasi, kompres sedimen terkubur di bawah ke dalam massa, ketat koheren. Lumpur basah terdiri dari 60 sampai 80% air, yang sebagian besar didorong keluar

11

selama pemadatan. Sementasi terjadi ketika ion terlarut, terbawa air merembes melalui pori-pori, diendapkan. Penyemenan mineral umum adalah kalsit, kuarsa, dan besi oksida. Ini kristalisasi pasca pengendapan semen memegang butir sedimen bersama dan merupakan proses fundamental dalam mengubah sedimen menjadi batuan padat.

1.5 Urutan stratigrafi Lapisan batuan sedimen dapat dikelompokkan ke dalam formasi, dan formasi dapat dikelompokkan ke dalam urutan yang dibatasi oleh permukaan erosi. Formasi dan urutan ini merupakan unsur interpretif penting dalam catatan rock. Ada lebih dari 17.000 formasi secara resmi diakui dan bernama di Amerika Serikat, masing-masing seluas hingga 300.000 km2. Setiap pembentukan kelompok tempat tidur dari jenis batuan khas yang dibentuk pada waktu tertentu dan tempat. Mereka adalah, dengan demikian, unit batuan dasar dipelajari oleh geologies. Pada skala regional, ini seperti deck kartu yang tersebar di seluruh meja dengan kartu yang paling tumpang tindih lain. Di banyak daerah, total suksesi formasi sedimen ribu meter tebal. Stratifikasi terjadi pada berbagai skala, jadi ada tempat tidur yang terpisah biasanya banyak dalam pembentukan dan lamina tipis tak terhitung dalam lapisan tempat tidur masing-masing. Pada skala yang lebih besar, formasi dan stratifikasi mereka dihasilkan oleh perubahan dalam sistem pengendapan; setiap perubahan menyebabkan berbagai jenis sedimen terbentuk. Salah satu pola umum lebih sederhana dan lebih dalam suksesi vertikal adalah siklus batupasir-shale--batupasir serpih-batu kapur. Pola ini diproduksi oleh muka (pelanggaran) dan mundur (regresi) dari sebuah laut dangkal di margin kontinental. Yang terbaik dari lapisan sedimen adalah permukaan erosi yang sudah ada yang dihasilkan oleh suatu ketidakselarasan. Dalam Gambar 5, pasir adalah mengumpulkan pada dataran banjir sistem sungai dan sepanjang pantai, lumpur berbutir halus dilakukan lebih jauh dan mengumpulkan hanya lepas pantai, dan

12

presipitat kalsium karbonat dari larutan luar zona lumpur. Ketiga jenis sedimen yang diendapkan secara bersamaan, masing-masing dalam lingkungan yang berbeda.

Gambar 5. Erosi pasir yang mengumpulkan pada dataran banjir sistem sungai dan sepanjang pantai

Seperti permukaan laut naik relatif, masing-masing lingkungan bergeser ke darat. Pantai pasir yang didepositkan sedimen sungai, lumpur lepas pantai disimpan di atas pantai sebelumnya, dan karbonat disimpan atas lumpur. Sebagai pelanggaran berlanjut, lapisan pasir, lumpur, dan karbonat yang disimpan jauh dan lebih jauh pedalaman. Jika tetes permukaan laut relatif, lumpur diendapkan lebih dari sebuah kapur pasir pantai dnear atas lumpur. Hasil akhirnya adalah irisan panjang shale, yang pada gilirannya di terbungkus dalam pasak dari batu pasir. Ini dikemas sedimen dibatasi di bawah dan di atas dengan suatu ketidakselarasan. Mengangkat selanjutnya dan erosi kawasan mengungkapkan urutan tertentu batuan. Dimulai pada ketidaksesuaian basal, batu pasir ditutupi oleh serpih dan batu kapur, yang pada gilirannya ditindih oleh serpih dan batu pasir.

a. Urutan Stratigrafi Secara tradisional, formasi batuan telah diidentifikasi dan diklasifikasikan berdasarkan jenis batuan seperti batu kapur dan badan yang membentuk tebing menonjol dalam foto pada gambar 2 tetapi mereka juga dapat dikelompokkan ke dalam urutan yang lebih besar dari strata yang dipisahkan oleh ketidakselarasan utama. Studi tentang urutan tersebut dan merupakan upaya untuk mendeteksi

13

perubahan di seluruh dunia pada permukaan laut dan untuk mendokumentasikan gerakan tektonik yang mempengaruhi permukaan laut di daerah yang lebih kecil. Urutan batuan yang dibatasi oleh ketidakselarasan mencerminkan peristiwa penting dalam sejarah Bumi yang memiliki signifikansi regional atau bahkan seluruh dunia. Selama lebih dari 600 juta tahun terakhir, laut berulang kali dilanggar dan mundur di rak kontinental dan atas platform, meninggalkan catatan pengendapan laut dangkal dipisahkan dengan permukaan erosi. Urutan ini dibatasi oleh ketidakselarasan diciptakan oleh perubahan besar dalam posisi garis pantai. Perubahan tersebut relatif permukaan laut dapat disebabkan oleh variasi dalam jumlah total air di laut atau dengan peristiwa tektonik. Sebagai contoh, jumlah air di lautan tetes selama selama periode glaciations ketika pegunungan menjadi meningkat, ini mengurangi volume cekungan laut, dan air kekuatan untuk menumpahkan lebih dari kontinen dataran rendah. Perubahan volume cekungan laut juga terjadi ketika benua bertabrakan. Konsep stratigrafi sikuen secara ekstensif digunakan oleh ahli geofisika menafsirkan catatan seismik batuan di bawah permukaan. Permukaan erosi pokok menandai pelanggaran dan regresi telah diidentifikasi dari seismik log dari seluruh dunia. Akibatnya, gambaran yang jelas tentang perubahan permukaan laut melalui waktu yang muncul.

b. Sedimen Sistem dan Tektonik Plate Lempeng tektonik memiliki pengaruh yang mendalam tentang asal-usul batuan sedimen di bahwa kontrol sumber sedimen, jalur, zona iklim, dan sistem pengendapan. Akibatnya, masing-masing pengaturan tektonik utama menghasilkan urutan khas dari batuan sedimen. Meskipun sifat batuan sedimen tergantung pada banyak faktor (kedalaman dan kecepatan air, arus laut, biologi, dan daerah sumber sedimen, misalnya)., lempeng tektonik memainkan peran utama dalam aspek global pengendapan sedimen dan urutan batuan yang diproduksi. Tektonik mengontrol sejauh mana laut dangkal

14

pada platform yang stabil, distribusi margin benua, pengembangan cekungan sedimen, asal-usul sabuk gunung yang merupakan sumber banyak sedimen. Gerakan Plate juga juga mengendalikan tingkat mengangkat kerak dan penurunan, dan karenanya tingkat erosi dan deposisi. Selain itu, lempeng tektonik juga memiliki kontrol utama pada program sungai (yang menentukan di mana sebagian besar sedimen klastik diendapkan), dan topografi dan struktur benua pada umumnya. Di benua, sedimen bentuk oleh pelapukan dan kemudian diangkut melintasi platform stabil dari dataran tinggi jauh dan lokal terakumulasi membentuk cebakan yang meliputi aliran dan mudstones pasir laut dangkal dan batugamping. Cekungan luas bisa terbentuk pada platform yang stabil di mana urutan tebal sedimen menumpuk. Namun sebagian besar sedimen dilakukan sepanjang jalan sampai ke laut ini disimpan sebagai sedimen laut dangkal di tepian benua. Continental rift lembah di batas lempeng baru jadi berbeda menerima suite khas dari konglomerat, batu pasir, pengendapan danau, dan evaporaties (jika iklim yang kering). Sebagai celah berkembang menjadi sebuah Seaway terbuka, mereda tepian benua karena cools, laut dangkal tersebar di margin dan seluruh bagian dari platform yang stabil untuk membentuk sebuah landas kontinen yang luas. Sebuah dposit tebal berbentuk baji bentuk sedimen sebagai margin terus mereda. Lebih jauh dari pantai, di lereng benua, arus kekeruhan sedimen bergerak menuju dataran abyssal untuk membentuk fans laut terdiri dari kekeruhan. Bahkan jauh dari benua itu, cekungan laut dalam mengakumulasi cairan organik (didominasi oleh diatom mengandung silika) dan debu tertiup angin. Sedimen Karbonat formulir di bagian dangkal dari lautan. Sedimen ini perlahan-lahan menyelesaikan keluar dari sweater untuk membentuk lapisan tipis lumpur coklat pada bagian beku dari kerak samudera. Pada batas lempeng konvergen, sabuk gunung dilipat biasanya memiliki cekungan mereda di sisi darat tersebut. Puing-puing erosi dari pegunungan terakumulasi dengan cepat dalam kipas aluvial yang mengandung konglomerat dan batupasir terkait dan serpih. Subsidence pada cekungan ini mungkin sangat besar

15

sehingga kawasan mungkin tergenang oleh laut dangkal. Di sisi lautan sabuk gunung, jarak ke laut pendek dan tidak ada landas kontinen luas. Delta besar jarang formulir di mensubduksi margin benua karena DAS yang dianalisis kecil. Sebaliknya, sedimen diangkut dari gunung menuju batas terakumulasi dalam parit laut dalam yang berdekatan di mana turbidites yang umum. Beberapa sedimen dikonsumsi dengan piring turun. Namun, banyak sedimen kontinental dibatalkan off, dan bersama-sama dengan lumpur laut dalam dan basalt di piring turun, menempel terhadap benua. Pengendapan ini dicampur dikenal sebagai melange. Dengan demikian, kita melihat bahwa masing-masing pengaturan berbagai tektonik lembah rift benua, dibelah dan mereda margin benua, dasar laut dalam, dan batas-batas lempeng konvergen menghasilkan cekungan khas yang mengisi dengan jenis batuan sedimen yang unik. Dengan tidak langsung, tetapi juga mendalam tektonik pengendalian sedimentasi sebuah adalah menyimpang dari benua ke zona iklim yang berbeda. ini mempengaruhi pelapukan, termasuk tingkat dan sifat sedimen yang dihasilkan. Sebagai contoh, di daerah tropis, vegetasi rawa yang subur dapat membentuk batubara. Jika benua bergerak ke gurun lintang rendah, pasir tertiup angin diendapkan pada batubara. Jika benua terus ke utara, sedimen glasial akhirnya bisa disimpan di atas pasir gurun. Singkatnya, lempeng tektonik tidak hanya mempengaruhi berbagai jenis cekungan sedimen dimana sedimen terakumulasi, tetapi juga pola stratigrafi dasar dalam urutan batuan sedimen. Dari sudut pandang ilmiah, batuan sedimen adalah penting bagi sejarah geologi mereka melestarikan. Sebuah catatan tentang masa lalu ditulis dalam lapisanlapisan batuan sedimen. Dari catatan ini, kita bisa menafsirkan hal-hal seperti asalusul dan kehancuran sistem gunung tua, erosi benua, perubahan iklim, dan bahkan evolusi.

16

II. STUDI NIKEL LATERIT

2.1 Pengertian Nikel laterite merupakan sumber bahan tambang yang sangat penting, menyumbang terhadap 40% dari produksi nikel dunia. Endapan nikel laterite terbentuk dari hasil pelapukan yang dalam dari batuan induk dari jenis ultrabasa. Umumnya terbentuk pada iklim tropis sampai sub-tropis. Saat ini kebanyakan nikel laterite memang terbentuk di daerah ekuator. Negara penghasil nikel laterite di dunia diantaranya New Caledonia, Kuba, Philippines, Indonesia, Columbia dan Australia. Istilah "laterite" bisa diartikan sebagai endapan yang kaya akan iron-oxide, miskin unsure silica dan secara intensif ditemukan pada endapan lapukan di iklim tropis (eggleton, 2001). Ada juga yang mengartikan nikel laterite sebagai endapan lapukan yang mengandung nikel dan secara ekonomis dapat di tambang. Batuan induk dari endapan Nikel Laterite adalah batuan ultrabasa; umumnya harzburgite (peridotite yang kaya akan unsur ortopiroksen), dunite dan jenis peridotite yang lain.

2.2 Kondisi Mineralogy Endapan nikel laterite terbentuk baik pada mineral jenis silicate atau oxide. Kemiripan radius ion Ni2+ dan Mg2+ memungkinkan substitusi ion diantara

keduanya. Umumnya, mineral bijih dari jenis hidrous silicate seperti talc, smectite, sepiolite, dan chlorite terbentuk selama proses metamorphisme temperature rendah dan selama proses pelapukan dari batuan induk. Umumnya, mineral mineral tersebut mempunyai variasi ratio Mg dan Ni. Mineral garnierite dari jenis silicate mempunyai ciri poor kristalin, texture afanitik, dan berstuktur seperti serpentinite (Brindley,1978). (http://afitchan.multiply.com/journal/item/23/Nickel_Laterite) Batuan induk bijih nikel adalah batuan peridotit. Menurut Vinogradov batuan ultra basa rata-rata mempunyai kandungan nikel sebesar 0,2 %. Unsur nikel tersebut terdapat dalam kisi-kisi kristal mineral olivin dan piroksin, sebagai hasil substitusi

17

terhadap atom Fe dan Mg. Proses terjadinya substitusi antara Ni, Fe dan Mg dapat diterangkan karena radius ion dan muatan ion yang hampir bersamaan di antara unsur-unsur tersebut. Proses serpentinisasi yang terjadi pada batuan peridotit akibat pengaruh larutan hydrothermal, akan mengubah batuan peridotit menjadi batuan serpentinit atau batuan serpentinit peroditit. Sedangkan proses kimia dan fisika dari udara, air serta pergantian panas dingin yang bekerja kontinu, menyebabkan disintegrasi dan dekomposisi pada batuan induk. Pada pelapukan kimia khususnya, air tanah yang kaya akan CO2 berasal dari udara dan pembusukan tumbuh-tumbuhan menguraikan mineral-mineral yang tidak stabil (olivin dan piroksin) pada batuan ultra basa, menghasilkan Mg, Fe, Ni yang larut; Si cenderung membentuk koloid dari partikel-partikel silika yang sangat halus. Didalam larutan, Fe teroksidasi dan mengendap sebagai ferri-hydroksida, akhirnya membentuk mineral-mineral seperti geothit, limonit, dan haematit dekat permukaan. Bersama mineral-mineral ini selalu ikut serta unsur cobalt dalam jumlah kecil. Larutan yang mengandung Mg, Ni, dan Si terus menerus kebawah selama larutannya bersifat asam, hingga pada suatu kondisi dimana suasana cukup netral akibat adanya kontak dengan tanah dan batuan, maka ada kecenderungan untuk membentuk endapan hydrosilikat. Nikel yang terkandung dalam rantai silikat atau hydrosilikat dengan komposisi yang mungkin bervariasi tersebut akan mengendap pada celah-celah atau rekahan-rekahan yang dikenal dengan urat-urat garnierit dan krisopras. Sedangkan larutan residunya akan membentuk suatu senyawa yang disebut saprolit yang berwarna coklat kuning kemerahan. Unsur-unsur lainnya seperti Ca dan Mg yang terlarut sebagai bikarbonat akan terbawa kebawah sampai batas pelapukan dan akan diendapkan sebagai dolomit, magnesit yang biasa mengisi celah-celah atau rekahan-rekahan pada batuan induk. Dilapangan urat-urat ini dikenal sebagai batas petunjuk antara zona pelapukan dengan zona batuan segar yang disebut dengan akar pelapukan (root of weathering). (http://id.wikipedia.org/wiki/Nikel_laterit)

18

2.3 Proses Kimia Pembentukan Nikel Nikel terbentuk bersama mineral silikat kaya unsur Mg (ex;olivin). Olivin adalah jenis mineral yang tidak stabil selama pelapukan berlangsung. Saprolite adalah produk pelapukan pertama, meninggalkan sedikitnya 20% fabric dari batuan aslinya (parent rock). Batas antara batuan dasar, saprolite dan indikasi awal pelapukan (weathering front) tidak jelas dan bahkan perubahannya gradasional. Endapan nikel laterit dicirikan dengan adanya pelapukan mengulit bawang (speroidal weathering) dan umumnya tersebar di daerah sepanjang struktur kekar dan rekahan (boulder saprolite). Selama pelapukan berlangsung, Mg dan Silika larut bersama air tanah. Ini menyebabkan fabric dari batuan induknya berubah secara total. Hasilnya, oksida besi mendominasi dengan membentuk lapisan horizontal di atas saprolite yang sekarang kita kenal sebagai mineral oksida besi jenis Limonite. Nikel berasosiasi juga dengan mineral jenis oksida besi yang lain terutama dari jenis Goethite. Rata-rata nikel yang berasosiasi dengan oksida besi diatas berkadar 1,2 %.

2.4 Tektonik Setting Nikel laterite berkembang di kompleks Ophiolite pada rentang waktu Phanerozoic, terutama Cretaseous-Miosen. Ophiolite ini telah mengalami fault dan joint sebagai efek dari tectonic uplift yang dapat memicu intensitas pelapukan dan perubahan pada water table level. Deposit Nikel lainnya ditemukan pada Archean Craton yang tergolong stabil berasosiasi dengan layer mafic complexes and komatiite (Butt,1975). Semakin banyak zona shear dan steep fault, semakin tinggi pula tingkat enrichment proses untuk menghasilkan grade Nikel yang tinggi. Sebaliknya, zona thrust fault berasosiasi dengan emplacement kompleks ophiolite dan bersama dengan greenstone membentuk zona serpentine milonite atau talc-carbonates-altered ultramafic rocks. Komposisi seperti itu tidak memungkinkan terbentuknya Nikel pada endapan residu (regolith/lapukan).

19

2.5 Genesa Nikel Laterit Proses pembentukan nikel laterit diawali dari proses pelapukan batuan ultrabasa, dalam hal ini adalah batuan harzburgit. Batuan ini banyak mengandung olivin, piroksen, magnesium silikat dan besi, mineral-mineral tersebut tidak stabil dan mudah mengalami proses pelapukan. Faktor kedua sebagai media transportasi Ni yang terpenting adalah air. Air tanah yang kaya akan CO2, unsur ini berasal dari udara luar dan tumbuhan, akan mengurai mineral-mineral yang terkandung dalam batuan harzburgit tersebut. Kandungan olivin, piroksen, magnesium silikat, besi, nikel dan silika akan terurai dan membentuk suatu larutan, di dalam larutan yang telah terbentuk tersebut, besi akan bersenyawa dengan oksida dan mengendap sebagai ferri hidroksida. Endapan ferri hidroksida ini akan menjadi reaktif terhadap air, sehingga kandungan air pada endapan tersebut akan mengubah ferri hidroksida menjadi mineral-mineral seperti goethite (FeO(OH)), hematit (Fe2O3) dan cobalt. Mineralmineral tersebut sering dikenal sebagai besi karat. Endapan ini akan terakumulasi dekat dengan permukaan tanah, sedangkan magnesium, nikel dan silika akan tetap tertinggal di dalam larutan dan bergerak turun selama suplai air yang masuk ke dalam tanah terus berlangsung. Rangkaian proses ini merupakan proses pelapukan dan leaching. Unsur Ni sendiri merupakan unsur tambahan di dalam batuan ultrabasa. Sebelum proses pelindihan berlangsung, unsur Ni berada dalam ikatan serpentine group. Rumus kimia dari kelompok serpentin adalah X2-3 SiO2O5(OH)4, dengan X tersebut tergantikan unsur-unsur seperti Cr, Mg, Fe, Ni, Al, Zn atau Mn atau dapat juga merupakan kombinasinya. Adanya suplai air dan saluran untuk turunnya air, dalam hal berupa kekar, maka Ni yang terbawa oleh air turun ke bawah, lambat laun akan terkumpul di zona air sudah tidak dapat turun lagi dan tidak dapat menembus bedrock (Harzburgit). Ikatan dari Ni yang berasosiasi dengan Mg, SiO dan H akan membentuk mineral garnierit dengan rumus kimia (Ni,Mg)Si4O5(OH)4. Apabila proses ini berlangsung

20

terus menerus, maka yang akan terjadi adalah proses pengkayaan supergen (supergen enrichment). Zona pengkayaan supergen ini terbentuk di zona saprolit. Dalam satu penampang vertikal profil laterit dapat juga terbentuk zona pengkayaan yang lebih dari satu, hal tersebut dapat terjadi karena muka air tanah yang selalu berubah-ubah, terutama dari perubahan musim. Dibawah zona pengkayaan supergen terdapat zona mineralisasi primer yang tidak terpengaruh oleh proses oksidasi maupun pelindihan, yang sering disebut sebagai zona Hipogen, terdapat sebagai batuan induk yaitu batuan Harzburgit. http://mheea-nck.blogspot.com/2010/06/genesa-nikel.html

Tabel 2.1. Scematic Laterit Profile

21

Umunya Nikel deposit terbentuk pada batuan ultrabasa dengan kandungan Fe di olivine yang tinggi dan Nikel berkadar antara 0.2% - 0.4% wt. Secara mineralogi nikel laterite dapat dibagi kedalam tiga kategori (Brand et all.,1998) a. Hydrous Silicate Deposits

Gambar 2.1 Profil dari type ini dari vertical dari bawah ke atas : Ore horizon pada lapisan saprolite (Mg-Ni silicate), grade Nikel antara 1.8% - 2.5%. Pada zona ini berkembang box-works, veining, relic structure, fracture dan grain boundaries dan dapat terbentuk mineral yang kaya akan Nikel; Garnierite ( max. Ni 40%). Ni terlarut (leached) dari fase limonite (Fe Oxyhydroxide) dan terendapkan bersama mineral silicate hydrous atau mensubtitusi unsure Mg pada serpentinite yang teralterasi (Pelletier,1996). Jadi, meskipun nikel laterite adalah produk pelapukan, tapi dapat dikatakan juga bahwa proses enrichment supergene sangat penting dalam pembentukan formasi dan nilai ekonomis dari endapan hydrous silicate ini. Type ini dapat ditemui dibeberapa tempat seperti di New Caledonia, Indonesia, Philippines.Dominika dan Columbia.

Gambar 2.2. Type hydrous silicate di New Caledonia-C.Butt 2007

22

b. Clay Silicate Deposits

Gambar 2.3 Pada jenis endapan ini, Si hanya sebagian terlarut oleh melalui groundwater. Si yang tersisa akan bergabung dengan Fe,Ni,dan Al untuk membentuk mineral lempung (clay minerals) seperti Ni-rich Notronite pada bagian tengah profil saprolite (see profile). Ni-rich serpentine juga dapat di replace oleh smectite atau kuarsa jika profile deposit ini tetap kontak dalam waktu lama dengan groundwater. Ni grade pada endapan ini lebih rendah dari Hydrosilicate deposit (1.2%;Brand et all,1998).

c. Oxide Deposits

Gambar 2.4 Type terakhir adalah Oxide. Profile bawah menunjukkan Protolith dari jenis harzburgitic peridotites (mostly mineral olivine,serpentine, piroksen), sangat rentan

23

terhadap pelapukan terutama di daerah tropis. Diatasnya terbentuk saprolite dan mendekati permukaan terbentuk limonite dan ferricrete (dipermukaan) ( see profile). Pada tipe deposit oxide ini, Nikel berasosiasi dengan Goethite (FeOOH) dan Mn Oxide. Sebagai tambahan, Nikel laterite sangat jarang atau tidak sama sekali terbentuk pada batuan carbonate mengandung mineral talc. (http://afitchan.multiply.com/journal/item/23/Nickel_Laterite)

2.6 Faktor-faktor yang memengaruhi pembentukan bijih nikel laterit: a. Batuan asal Adanya batuan asal merupakan syarat utama untuk terbentuknya endapan nikel laterit, macam batuan asalnya adalah batuan ultra basa. Dalam hal ini pada batuan ultra basa tersebut: - terdapat elemen Ni yang paling banyak diantara batuan lainnya - mempunyai mineral-mineral yang paling mudah lapuk atau tidak stabil, seperti olivin dan piroksin - mempunyai komponenkomponen yang mudah larut dan memberikan lingkungan pengendapan yang baik untuk nikel.

b. Iklim Adanya pergantian musim kemarau dan musim penghujan dimana terjadi kenaikan dan penurunan permukaan air tanah juga dapat menyebabkan terjadinya proses pemisahan dan akumulasi unsur-unsur. Perbedaan temperatur yang cukup besar akan membantu terjadinya pelapukan mekanis, dimana akan terjadi rekahan-rekahan dalam batuan yang akan mempermudah proses atau reaksi kimia pada batuan. http://id.wikipedia.org/wiki/Nikel_laterit Tempat tempat yang beriklim tropis seperti Indonesia, Columbia memungkinkan untuk terjadinya endapan Nikel laterite. Kondisi curah hujan yang tinggi,temperatur yang hangat ditambah dengan aktivitas biogenic akan

24

mempercepat proses pelapukan kimia, dimana Nikel laterite bisa mudah terbentuk. http://afitchan.multiply.com/journal/item/23/Nickel_Laterite

c. Reagen-reagen kimia dan vegetasi Yang dimaksud dengan reagen-reagen kimia adalah unsur-unsur dan senyawa-senyawa yang membantu mempercepat proses pelapukan. Air tanah yang mengandung CO2 memegang peranan penting didalam proses pelapukan kimia. Asam-asam humus menyebabkan dekomposisi batuan dan dapat mengubah pH larutan. Asam-asam humus ini erat kaitannya dengan vegetasi daerah. Dalam hal ini, vegetasi akan mengakibatkan: penetrasi air dapat lebih dalam dan lebih mudah dengan mengikuti jalur akar pohon-pohonan akumulasi air hujan akan lebih banyak humus akan lebih tebal Keadaan ini merupakan suatu petunjuk, dimana hutannya lebat pada lingkungan yang baik akan terdapat endapan nikel yang lebih tebal dengan kadar yang lebih tinggi. Selain itu, vegetasi dapat berfungsi untuk menjaga hasil pelapukan terhadap erosi mekanis.

d. Struktur Struktur yang sangat dominan yang terdapat didaerah Polamaa ini adalah struktur kekar (joint) dibandingkan terhadap struktur patahannya. Seperti diketahui, batuan beku mempunyai porositas dan permeabilitas yang kecil sekali sehingga penetrasi air sangat sulit, maka dengan adanya rekahanrekahan tersebut akan lebih memudahkan masuknya air dan berarti proses pelapukan akan lebih intensif.

e. Topografi dan Morfologi Keadaan topografi setempat akan sangat memengaruhi sirkulasi air beserta reagen-reagen lain. Untuk daerah yang landai, maka air akan bergerak

25

perlahan-lahan sehingga akan mempunyai kesempatan untuk mengadakan penetrasi lebih dalam melalui rekahan-rekahan atau pori-pori batuan. Akumulasi andapan umumnya terdapat pada daerah-daerah yang landai sampai kemiringan sedang, hal ini menerangkan bahwa ketebalan pelapukan mengikuti bentuk topografi. Pada daerah yang curam, secara teoritis, jumlah air yang meluncur (run off) lebih banyak daripada air yang meresap ini dapat menyebabkan pelapukan kurang intensif. (http://id.wikipedia.org/wiki/Nikel_laterit) Dua faktor tersebut sangat penting dalam endapan nikel laterit karena kaitannya dengan posisi water table, stuktur dan drainage. Zona enrichment nikel laterite berada di topografi bagian atas (upper hill slope,crest, plateau, atau terrace). Kondisi water table pada zona ini dangkal,apalagi ditambah dengan adanya zona patahan n shear or joint. In consequence, akan mempercepat proses palarutan kimia (leaching processes) yang pada akhirnya akan terbentuk endapan saprolite mengandung nikel yang cukup tebal. Kondisi seperti ini dapat dijumpai di beberapa tempat sepeti Indonesia,New Caledonia, Ural (Russia) dan Columbia. Sebaliknya, pada topografi yang rendah, water table yang dalam akan menghambat proses pelarutan unsur unsur dari batuan induk (baca:enrichment proses). (http://afitchan.multiply.com/journal/item/23/Nickel_Laterite)

f. Waktu. Waktu yang cukup lama akan mengakibatkan pelapukan yang cukup intensif karena akumulasi unsur nikel cukup tinggi. (http://id.wikipedia.org/wiki/Nikel_laterit)

26

III. STUDI BATUBARA

3.1 Definisi Batubara Batubara adalah batuan sedimen yang mudah terbakar dimana lebih dari 50%70% volumenya merupakan bahan organik yang merupakan material karbonan (Raharjo,2007). Bahan utamanya yaitu tumbuhan yang dapat berupa jejak kulit pohon, daun, akar, struktur kayu, spora, dammar, dan lain-lain. Selanjutnya bahan organik tersebut mengalami pembusukan (dekomposisi) sehingga menyebabkan perubahan sifst-sifat fisik maupun kimia baik sebelum ataupun sesudah tertutup oleh endapan lainnya. Unsur-unsur utamanya terdiri dari karbon (C), hidrogen (H2), oksigen (O2). Analisa unsur memberikan rumus empiris seperti C137H97O9NS untuk bituminus dan C240H90O4NS untuk antrasit.

3.2 Proses Pembentukan Batubara Proses pembentukan batubara terdiri dari 2 tahap yaitu tahap biokimia (penggambutan) dan tahap geokimia (pembatubaraan). Tahap penggambutan adalah tahap dimana sisa-sisa tumbuhan yang terakumulasi tersimpan dalam kondisi reduksi di daerah rawa dengan sistem pengeringan yang buruk dan selalu tergenang air pada kedalaman 0,5-10 m. Material tumbuhan yang busuk ini melepaskan H, N, O, dan C dalam bentuk senyawa CO2, H2O, dan NH3 untuk menjadi humus. Selanjutnya, oleh bakteri anaerobik dan fungi diubah menjadi gambut (Stach, 1982 dalam Susilawati 1992). Pembentukan batubara dimulai sejak periode pembentukan karbon dikenal sebagai zaman batubara pertama yang berlangsung antara 360 juta sampai 290 juta tahun yang lalu. Kualitas dari setiap endapan batubara ditentukan oleh suhu dan tekanan serta lama waktu pembentukan, yang disebut sebagai maturitas organik. Proses awalnya, endapan tumbuhan berubah menjadi gambut (peat) dan selanjutnya berubah menjadi lignite atau disebut batubara cokelat. Setelah mendapat pengaruh suhu dan tekanan yang terus menerus selama jutaan tahun, maka lignite akan

27

mengalami perubahan secara bertahap menambah muturitas organiknya dan mengubah menjadi (sub-bituminus) . Perubahan kimiawi dan fisika terus berlangsung hingga batubara menjadi lebih keras dan warnanya lebih hitam seingga membentuk bittuminus atau antrasit ( Raharjo, 2007) Berdasarkan tingkat proses pembentukannya yang dikontrol oleh tekanan, panas, dan waktu batubara umumnya dibedakan dalam lima kelas, yakni : 1. Antrasit, adalah kelas batubara tertinggi dengan warna hitam berkilauan (luster) metalik, mengandung antara 86%-98% unsur karbon (C) dengan kadar air kurang dari 8%. 2. Bituminus, mengandung 68%-86% unsure karbon (C) dan berkadar air 8%-10%. 3. Subbituminus, mengandung banyak karbon (C) dan sedikit air, karena itu menjadi sumber panas yang kurang efisien dibandingkan bituminus. 4. Lignit atau batubara cokelat, adalah batubara lunak yang mengandung air 35%75% dari beratnya. 5. Gambut, berpori, dan memiliki kadar air di atas 75% serta nilai kalori yang paling rendah.

3.3 Material Pembentuk Batubara Batubara tidak hanya disusun oleh materi organik tetapi ada juga materi anorganik yang menjadi bagian dari batubara. Materi organik yang menyusun batubara yaitu: 1. Maseral merupakan bagian terkecil dari batubara yang bisa teramati dengan mikroskop. Maseral dikelompokkan berdasarkan tumbuhan atau bagian tumbuhan penyusunnya menjadi tiga grup, yakni: a. Vitrinit Vitrinit ialah hasil dari proses pembatubaraan materi humic yang berasal dari selulosa (C6H10O5) dan lignin dinding sel tumbuhan yang mengandung serat kayu (woody tissues) seperti batang, akar, dan daun. Vitrinit adalah bahan utama penyusun batubara di Indonesia (80%). Di bawah mikroskop, kelompok maseral

28

ini memperlihatkan warna pantul yang lebih terang daripada kelompok liptinite, namun lebih gelap dari kelompok inertinite, berwarna mulai dari abuabu tua hingga abuabu terang. Kenampakan di bawah mikroskop tergantung dari tingkat pembatubaraannya (rank), semakin tinggi tingkat pembatubaraan maka warnanya akan semakin terang. Kelompok vitrinite mengandung unsur hidrogen dan zat terbang yang persentasenya berada diantara inertinite dan liptinite. Mempunyai berat jenis 1,31,8 dan kandungan oksigen yang tinggi serta kandungan volatille matter sekitar 35,75%. b. Liptinit Liptinit tidak berasal dari materi yang dapat terhumifikasikan melainkan berasal dari sisa tumbuhan atau dari dari jenis tanaman tingkat rendah seperti spora, ganggang (algae), kutikula, getah tanaman (resin) dan serbuk sari (pollen). Berdasarkan morfologi dan bahan asalnya, kelompok liptinite dibedakan menjadi sporinite (spora dan butiran pollen), cutinite (kutikula), resinite (resin/damar), exudatinite (maseral sekunder yang berasal dari getah maseral liptinite lainnya yang keluar pada proses pembatubaraan), suberinite (kulit kayu/serat gabus), fluorinite (degradasi dari resinite), liptodetrinite (detritus dari maseral liptinite lainnya), alginite (ganggang) dan bituminite (degradasi material algae). Relatif kaya dengan ikatan alifatik sehingga kaya akan hidrogen atau bisa juga sekunder, terjadi selama proses pembatubaraan dari bitumen. Sifat optisnya yakni memiliki reflektivitas rendah dan fluoresense tinggi, dari liptinit mulai gambut dan batubara pada rank rendah sampai pada batubara sub bituminus relatif stabil (Taylor et.al., 1998). Di bawah mikroskop, kelompok liptinite menunjukkan warna kuning muda hingga kuning tua di bawah sinar fluoresence, sedangkan di bawah sinar biasa kelompok ini terlihat berwarna abu-abu sampai gelap. Liptinit mempunyai berat jenis 1,01,3 dan kandungan hidrogen yang paling tinggi dibanding dengan maseral lain, sedang kandungan volatille matter sekitar 66%.

29

c. Inertinit Inertinit disusun dari materi yang sama dengan vitrinit dan liptinit tetapi dengan proses dasar yang berbeda. Kelompok inertinite diduga berasal dari tumbuhan yang sudah terbakar dan sebagian lagi berasal dari hasil proses oksidasi maseral lainnya atau proses decarboxylation yang disebabkan oleh jamur dan bakteri. Kelompok ini mengandung unsur hidrogen paling rendah dan karakteristik utamanya adalah reflektansi yang tinggi diantara dua kelompok lainnya. Pemanasan pada awal penggambutan menyebabkan inertinit kaya akan karbon. Sifat khas inertinit adalah reflektivitas tinggi, sedikit atau tanpa flouresense, kandungan hidrogen, aromatis kuat karena beberapa penyebab, seperti pembakaran (charring), mouldering dan penghancuran oleh jamur, gelifikasi biokimia dan oksidasi serat tumbuhan. Sebagian besar inertinit sudah pada bagian awal proses pembatubaraan. Inertinit mempunyai berat jenis 1,52,0 dan kandungan karbon yang paling tinggi dibanding maseral lain serta kandungan volattile matter sekitar 22,9%. Maseral menghasilkan materi yang mudah menguap (volatile matter). Materi ini banyak dihasilkan oleh liptinit yaitu sekitar 66% sedangkan vitrinit menghasilkan 35,75% dan inertinit menghasilkan 22,9%.

2. Mikrolitotip merupakan asosiasi antara satu dan lebih maseral lain. Adapun susunan komposisinya sebagai berikut : a. Monomaseral Vitrite > 95% Liptite L > 95% Inertite I > 95%. b. Bimaseral Clarite V+L > 95% Vitrinertite V+I >95% Durite I+L > 95%. c. Trimaseral Duroclarite V > I,L Vitrinertoliptite L > I,V Clorodurite I > V,L.

30

3. Litotip ditujukan untuk membedakan secara makroskopi penyusun lapisan batubara berdasarkan kilap, warna dan tipe perlapisannya. Ada enam litotip yang dibagi menjadi dua tipe berdasarkan genesa, unsur kimia dan petrografinya. Tipe Humic Coal dibentuk oleh vegetasi yang tumbuh di atas permukaan tanah atau air (rawa). Tipe Spropelic Coal terbentuk dari akumulasi pengendapan vegetasi yang mengambang di bawah permukaan air, seperti alga.

Adapun materi anorganik yang menyusun batubara menurut pembentukannya dibagi dalam 3 kategori, yaitu: 1. Syngenetic anorganik matter Merupakan materi anorganik yang berasal dari tumbuhan pembentuk batubara. Contoh: Silika. 2. Syngenetic inorganic/organic complexs Materi anorganik yang terbentuk selama tahap awal penggambutan, berasal dari luar yang terbawa oleh air atau angin kedalam gambut. Contoh: Mineral zirkon(ZrSiO4) dan pertukaran hidrogen dalam karbonat menjadi kalsium karbonat. 3. Epigenetic minerals Terbentuk setelah proses konsolidasi batubara oleh kristalisasi dalam rekahan atau lubang atau oleh alterasi mineral yang terendapkan secara primer. Contoh: Pirit dan mineral karbonat.

3.4 Tempat Terbentuknya Batubara Pembentukan batubara memerlukan kondisi-kondisi tertentu dan hanya terjadi pada era-era tertentu sepanjang sejarah geologi. Batubara terbentuk dengan cara yang sangat kompleks dan memerlukan waktu yang lama (puluhan sampai ratusan juta tahun). Untuk menjelaskan tempat terbentuknya batubara dikenal dua macam teori:

31

1. Teori Insitu Teori ini mengatakan bahwa bahan-bahan pembentuk lapisan batubara, terbentuknya di tempat di mana tumbuh-tumbuhan asal itu berada. Dengan demikian maka setelah tumbuhan tersebut mati, belum mengalami proses transportasi segera tertutup oleh lapisan sedimen dan mengalami proses coalification. Jenis batubara yang terbentuk dengan cara ini mempunyai penyebaran luas dan merata, kualitasnya lebih baik karena kadar abunya relatif kecil. Batubara yang terbentuk seperti ini di Indonesia di lapangan batubara Muara Enim (Sumatera Selatan).

2. Teori Drift Teori ini menyebutkan bahwa bahan-bahan pembentuk lapisan batubara terjadinya di tempat yang berbeda dengan tempat tumbuhan semula hidup dan berkembang. Dengan demikian tumbuhan yang telah mati diangkut oleh media air dan berakumulasi di suatu tempat, tertutup oleh batuan sedimen dan mengalami proses coalification. Jenis batubara yang terbentuk dengan cara ini mempunyai penyebaran tidak luas, tetapi dijumpai di beberapa tempat, kualitas kurang baik karena banyak mengandung material pengotor yang terangkut bersama selama proses pengangkutan dari tempat asal tanaman ke tempat sedimentasi. Batubara yang terbentuk seperti ini di Indonesia didapatkan di lapangan batubara Mahakampurba, Kalimantan Timur.

3.5 Batubara di Indonesia dan Dunia Di Indonesia, endapan batu bara yang bernilai ekonomis terdapat di cekungan Tersier, yang terletak di bagian barat Paparan Sunda (termasuk Pulau Sumatera dan Kalimantan), pada umumnya endapan batu bara ekonomis tersebut dapat dikelompokkan sebagai batu bara berumur Eosen atau sekitar Tersier Bawah, kirakira 45 juta tahun yang lalu dan Miosen atau sekitar Tersier Atas, kira-kira 20 juta tahun yang lalu menurut Skala waktu geologi.

32

Batu bara ini terbentuk dari endapan gambut pada iklim purba sekitar khatulistiwa yang mirip dengan kondisi kini. Beberapa diantaranya tegolong kubah gambut yang terbentuk di atas muka air tanah rata-rata pada iklim basah sepanjang tahun. Dengan kata lain, kubah gambut ini terbentuk pada kondisi dimana mineralmineral anorganik yang terbawa air dapat masuk ke dalam sistem dan membentuk lapisan batu bara yang berkadar abu dan sulfur rendah dan menebal secara lokal. Hal ini sangat umum dijumpai pada batu bara Miosen. Sebaliknya, endapan batu bara Eosen umumnya lebih tipis, berkadar abu dan sulfur tinggi. Kedua umur endapan batu bara ini terbentuk pada lingkungan lakustrin, dataran pantai atau delta, mirip dengan daerah pembentukan gambut yang terjadi saat ini di daerah timur Sumatera dan sebagian besar Kalimantan. Endapan batubara Eosen yang telah umum dikenal terjadi pada cekungan berikut: Pasir dan Asam-asam (Kalimantan Selatan dan Timur), Barito (Kalimantan Selatan), Kutai Atas (Kalimantan Tengah dan Timur), Melawi dan Ketungau (Kalimantan Barat), Tarakan (Kalimantan Timur), Ombilin (Sumatera Barat) dan Sumatera Tengah (Riau). Endapan batubara Miosen yang ekonomis terutama terdapat di Cekungan Kutai bagian bawah (Kalimantan Timur), Cekungan Barito (Kalimantan Selatan) dan Cekungan Sumatera bagian selatan. Batubara Miosen juga secara ekonomis ditambang di Cekungan Bengkulu. Selain itu batubara Miosen di beberapa lokasi juga tergolong kelas yang tinggi, seperti pada Cebakan Pinang dan Prima (PT KPC), endapan batubara di sekitar hilir Sungai Mahakam, Kalimantan Timur dan beberapa lokasi di dekat Tanjungenim, Cekungan Sumatera bagian selatan. Selain di Indonesia, potensi batubara juga ditemukan di beberapa negara di belahan bumi lainnya yang dikenal sebagai negara pengekspor batubara, seperti Australia, Amerika Serikat, Afrika Selatan, Uni Soviet, Polandia, Kanada, Republik Rakyat Cina, dan Amerika Selatan.

33

DAFTAR PUSTAKA

http://afitchan.multiply.com/journal/item/23/Nickel_Laterite http://id.wikipedia.org/wiki/Batu_bara http://id.wikipedia.org/wiki/Nikel_laterit Earth Dynamic System - pdf book - Earth's Dynamic Systems-Sedimentary Rocks