diktat petro

Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM

I-1

Lecture Note

PETROGRAFI

Oleh :

Agus Hendratno, MT.

LABORATORIUM GEOLOGI OPTIKJURUSAN TEKNIK GEOLOGI

FAKULTAS TEKNIKUNIVERSITAS GADJAH MADA

Yogyakarta, 2005


I-0

BAB IPENDAHULUAN

I.1. PENGERTIAN DAN DEFINISI PETROGRAFI

Petrologi :

Merupakan cabang ilmu geologi yang mempelajari mengenai asal usul,

keterdapatan dan sejarah dari batuan.

Petrografi Batuan :

Merupakan bagian dari ilmu petrologi yang mempelajari tentang deskripsi dan

klasifikasi batuan dengan menggunakan bantuan mikroskopi polarisasi.

Deskripsi batuan secara petrografis, hal yang penting diperhatikan adalah

identifikasi komposisi mineral dan tekstur batuan. Pengelompokkan atau

pengklasifikasian batuan didasarkan pada hasil pengamatan tekstur dan

komposisi mineralogi utama (rock forming minerals).

I.2. REVIEW MINERAL OPTIK

Mikroskop yang dipergunakan untuk pengamatan sayatan tipis dari batuan,

pada prinsipnya sama dengan mikroskop yang biasa dipergunakan dalam

pengamatan biologi. Keutamaan dari mikroskop ini adalah cahaya (sinar) yang

dipergunakan harus sinar terpolarisasi. Karena dengan sinar itu beberapa sifat

dari kristal akan nampak jelas sekali. Salah satu faktor yang paling penting


I-1

adalah warna dari setiap mineral, karena setiap mineral mempunyai warna

yang khusus.

Untuk mencapai daya guna yang maksimal dari mikroskop polarisasi maka

perlu difahami benar bagian-bagiannya serta fungsinya di dalam penelitian.

Setiap bagian adalah sangat peka dan karenanya haruslah dijaga baik-baik.

Kalau mikroskop tidak dipergunakan sebaiknya ditutup dengan kerudung

plastik. Bagian-bagian optik haruslah selalu dilindungi dari debu, minyak dan

kotoran lainnya. Perlu kiranya diingat bahwa buttr debu yang betapapun

kecilnya akan dapat dibesarkan berlipat ganda sehingga akan mengganggu

jalannya pengamatan.

Mikroskop polarisasi ada beberapa model yang beredar, tetapi unsur-unsur

utamanya menunjukkan persamaan, salah satu contoh mikroskop polarisasi

seperti terlihat pada gambar 3.1. Bagian-bagian mikroskop harus diketahui

secara benar dan fungsi dari bagian tersebut adalah :

1. Kaki mikroskop, berbentuk tapal kuda (Leitz) atau bulat (Carl Zeiss).

2. Gigi mikroskop, berbentuk melengkung (Carl Zeiss) atau miring/tegak

(Leitz). Pada waktu pengamatan, ada yang gigimya berada di pihak

penelitian dan ada pula yang di seberang. Antara gigir dan kaki

mikroskop pada tipe Leitz dipasang sebuah kolom, sehingga gigir

mikroskop dapat diatur miring atau tegak sesuai dengan keinginan

sipemakai.


I-2

Gambar I. 1. Mikroskop Polarisasi tipe Leitz.

3. Tromol pengatur kasar dan halus yang umumnya terpisah. Gunanya

untuk mengatur jarak objektif dan preparat. Tromol pengatur yang halus

acapkali memiliki pembagian skala dan gunanya untuk mengukur selisih

ketinggian kedudukan obyektif.

4. Meja yang berbentuk piring dengan lubang di tengah-nya yaitu untuk

jalan cahaya yang masuk. Piring ini dapat diputar-putar pada porosnya

yang tegak, pada tepi meja mempunyai pembagian skala dari 0° sampai

360°, dan disertai pula dengan nonius. Ada beberapa lubang sekrup pada

meja tersebut, di antaranya untuk menempatkan penjiepit preparat (dua

Tromol pengatur kasar dan halus

Cermin

Kaki mikroskop

Gigir


I-3

buah) dan lubang-lubang untuk mendudukkan "mechanical stage" yaitu

suatu alat untuk menggerak-kan preparat pada dua arah yang saling

tegak lnrus.

5. Sekrup pemusat gunanya untuk mengatur agar sumbu putaran meja

tepat benar pada potongan salib rambut (cross hairs). Biasanya sekrup

pemusat merupakan bagian dari obyektif.

6. Tubus, yaitu bagian yang umumnya dengan pertolongan tromol

pengatur dapat diturun-naikkan. Tetapi pada mikroskop model Carls

Zeiss bila tromol pengatur diputar yang bergerak adalah mejanya,

sedangkan tubus tetap pada tempatnya. Sekalipun demikian efeknya

tetap sama, karena menurunkan meja sama dengan mengangkat tubus.

7. Cermm yang selalu terdiri dari cermin datar dan konvek. Masing-masing

gunanya untuk mendapatkan pantulan sinar sejajar dan sinar konvergen.

Pada beberapa jenis mikroskop tempat kedudukan cer'min ini digantikan

oleh sumber cahaya (lampu) yang memakai filter gelas biru.

8. Kondensor, yaitu bagian yang terdiri dari lensa cem-bung untuk

memberikan cahaya yang konvergen.

9. Diafragma iris, yaitu merupakan bagian untuk menga-tur jarak cahaya

yang masuk dengan jalan mengurangi atau menambah besamya

apetumya.

10. Merupakan bagian vital yang dibuat dari polaroid atau prisma nicol.

Arah getaran biasanya N — S, tetapi pada mikroskop model Carl Zeiss

justru E — W.


I-4

11. Obyektif juga merupakan bagian vital, biasanya paling sedikit disediakan

5 buah obyektif atau lebih yang pembesarannya berlainan.

Pada beberapa model mikroskop penggantian obyektif dapat dilakukan

dengan cepat berkat adanya sebuah revolver yang mudah diputar. Pada

revolver ini setiap obyektif didudukkan dalam keadaan siaga.

12. Lubang tempat komparator, yaitu lubang gepeng dimana komparator

dapat diselipkan dengan arah NW - ES.

13. Analisator, yaitu suatu bagian yang vital terbuat dari polaroid atau

prisma nicol. Arah getarannya selalu tegak lurus pada arah getaran

polarisator. Sekalipun demikian pada mikroskop penelitian arah getaran

analisator dapat diatur sekehendak kita. Bila arah getaran analisator dan

polarisator saling tegak lurus, maka disebut kedudukan nicol bersilang.

14. Lensa Bertrand merupakan lensa yang dapat dikeluar-masukkan pula.

15. Okuler, yaitu bagian mikroskop darimana mata kita melihat medan

bayangan. Ada okuler yang memakai pembagian skala (okuler

mikrometer) dan ada pula satu, dua atau lebih okuler tanpa pembagian

skala tetapi dengan pembesaran yang berbeda-beda.


I-5

Tabel I. 1. Petrological Analysis ChecklistTechnique Preferred Sample : nature and size Laboratory turn around in working

daysHelpful Information for the laboratory

Petrography Unweathered hand-specimen (>50 mm), orStandard thin-section, or Polished thin-section

15 (sample preparation) 5 (petrography) 5(combined petrography and mineragraphy)

Sample type, ie outcrop, float, colluvial, depth indrill-hole. Spatial relation of samples to each other.Comments on local geology.

Mineragraphy Unweathered hand-specimen (>50 mm), orPolished thin-section, or Polished fluidinclusion plate

10 (sample preparation) 5 (mineragraphy) As above. Geochemical data.

XRD Analyses Unweathered hand-specimen, or Crushedsample (> 1g)

2 (sample preparation) 3 (qualitative) 5(semi-quantitiative)

Whether analysis of clays or other minerals required.Comments on local geology.

Fluid Inclusion Analyses Clear secondary vuggy quartz crystalsSecondary calcite, anhydrite, barite, fluoriteand adularia crystals if optically clearSphalerite crystals

10 (sample preparation) 5 (fluid-inclusionanalysis)

Where two or more veins are present, cross-cuttingrelationships should be noted for determination ofparagenesis. Sample location including elevation.

Microprobe Analyses andSEM-EDAX

Unweathered hand-specimen, or Polished thin-section or mount

10 (sample preparation) 5 (microprobeanalysis)

Quantitative or semi-quantitative analysis required.Degree of alteration determined by thin-sectionexamination. Comments on local geology.

XRF or NA Analysis Hand-specimen. Bulk crushed powder(> 2g)

20-30 Purpose of analysis.

Mineral Stable IsotopeAnalyses

Hand-specimen.) Individual mineral crushedpowder (> lOOg)

50 Purpose of analysis. Paragenetic relationships.

Radiometric Dating Unweathered hand-specimen. Individualmineral crushed powder (> 250g)

Radiocarbon dating: 90 (standard) 20(express service) K/Ar, U/Pb and Rb/Srdating: 30 to 50 days

Degree of alteration determined by thin-sectionexamination. Purpose of analysis.

Heavy Mineral Separation Sand or pan concentrate (> Ig) 10 Regional geology. Purpose of analysis.Fission Track Dating Unweathered hand-specimen (> 1kg) 60-90 Geological setting. Purpose of analysis.Note: Sample sizes are minimum sizes. Hand specimens should be at least 2 x 2 cm


I-6

Tabel I. 2. Petrological Analysis InformationTechnique Information Obtained Purpose

Petrography Rock type/primary texture. Alteration and vein mineralogy. Tcxturalrelations eg brecciation, veinlng.

Primary lithology/history. Chemistry and temperature of alteration andmineralising fluids. Geological and alteration history, evidence of oredeposition, eg boiling.

Mineragraphy Opaque mineral identification. Ganguc mineral identification.Tcxtural/mineralogical relations.

Ore paragcnesis. Mineral pathfinders. Metallurgy.

XRD Analyses Crystal structure. Clay/zcolite/carbonate/sulphatc/feldsparidentification. Semi-quantative mineral identification.

Mineral identification. Chemistry and temperatures of alteration andmineralising fluids. Comparative abundance of clays indicating alteration.

Fluid Inclusion Analyses Homogcnisalion temperature. Homogenisation behaviour. Freezingtemperature. Daughter minerals. Degree of fill.

Temperature of fluid entrapment. Gas type and determination of boiling.Salinity of fluid. Fluid composition. Entrapment environment.

Microprobc Analyses andSEM-EDAX

Chemical composition (elements heavier than 0) for: Single pointanalyses. Scanning analyses. Microtcxtural relations.

Quantitative analysis of single mineral. Semi-quantitative analysis of mineraldistribution/zoning Micro-paragcnesis.

XRF or NA Analysis Bulk composition of rocks or minerals. Path-finder for trace elements. Help to interpret regional geology.

Mineral Stable IsotopeAnalyses

Isotope ratios of sulphur, carbon, hydrogen, oxygen anu strontium. Temperature of fluids and fluid genesis, ie magmatic or meteoric.

Radiometric Dating Radiocarbon dates (max. 75,000 years) K/Ar dates (min. 10,000years) from biotitc, feldspars, illite, alunitc, hornblende, rock U/Pbdates (typical min. 50,000,000 years) from plutonic minerals -zircon,monazlle Rb/Sr dates (min. 30,000,000 years) from micas,feldspars, and whole rocks.

Active hydrothcnnal system dating. Date of solidificalion of igneous rock,or date of alteration: suited to hydrothermal deposits, volcanic or plutonicrocks. Date of solidification of igenous rock, or date of alteration: suitedto older plutonic and mctamorphic rocks.Date of solidification of igneous rock, or date of alteration: suited to olderplutonic and mctamorphic rocks.

Heavy Mineral Separation Percentage and type of heavy mineral present in sample. Identification and distribution of minerals. Fingerprints regional geology.

Fission Track Dating Ratio of spontaneous fission-track density to induced fission-tracks(min. 20 years, max. 1,400,000,000 years).

Date of cooling of igneous rocks; burial/uplift history of mctamorphic orsedimentary rocks.


I-7


II-1

BAB IIBATUAN BEKU

II.1. MAGMA DAN KRISTALISASI MAGMA

Magma adalah cairan atau larutan silikat pijar yang terbentuk secara

alamiah, bersifat mudah bergerak (mobile), bersuhu antara 900oC – 1.100oC

dan berasal atau terbentu pada kerak bumi bagian bawah hingga selubung

bagian atas.

Pembentukan magma merupakan serangkaian proses kompleks yang

meliputi proses pemisahan (differentiation), percampuran (assimilation),

anateksis dan hibridisasi serta metamorfisma regional. Komposisi magma

ditentukan oleh komposisi bahan yang meleleh, derajat fraksinasi dan

jumlah pengotoran dalam magma oleh batuan samping (parent rock).

Senyawa kimiawi magma yang dianalisa melalui hasil konsolidasinya

dipermukaan dalam bentuk batuan gunungapi, dapat dikelompokkan

menjadi ;

a. Senyawa-senyawa volatil, yang terutama terdiri dari fraksi gas

seperti CH4, CO2 HCl, H2S, SO2, NH3 dan sebaginya. Komponen volatil

ini akan mempengaruhi magma, antara lain :

Kandungan volatil, khususnya H2O akan menyebabkan pecahnya

ikatan Si – O – Si yang akan mempengaruhi inti kristal. Apabila

nilai viskositas magma rendah maka difusi akan bertambah dan

pertumbuhan kristal pun terjadi.

Kandungan volatil khususnya H2O akan mempengaruhi suhu

kristalisasi sebagian besar fasa mineral. Pada beberapa jenis magma,


II-2

fasa mineral yang menghablur akan berubah sehingga terjadi

penyimpangan terhadap reaksi Bowen.

Volatil dalam magma menentukan besarnya tekanan selama proses

kenaikan magma tersebut ke permukaan.

Unsur-unsur volatil tersebut akan mempengaruhi jenis kegiatan

gunungapi seperti terbentuknya piroklastik, awanpanas, dan

sebagainya disamping tekstur dan bentuk kristal seperti lubang-

lubang gas (vesicles) dan glass-shard.

Unsur-unsur volatil akan mempengaruhi proses pemisahan unsur-

unsur tersebut dari magma. Apabila tekanan total (PL) lebih besar

dari tekanan uap air (PH2O) dalam magma, maka uap air atau gas

tidak akan terbentuk, sedangkan apabila tekanan total lebih besar

dari tekanan cairan atau fluida (PF) maka tidak akan terbentuk fasa

gas dan semua volatil berupa larutan.

b. Senyawa-senyawa yang bersifat non volatil dan merupakan

unsur-unsur oksida dalam magma. Jumlahnya yang mencapai 99% isi,

sehingga merupakan major element, terdiri dari oksida-oksida SiO2,

Al2O3, Fe2O3, FeO, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O, TiO2 dan P2O5.

c. Unsur-unsur lain yang disebut unsur jejak (trace

element)dan merupakan minor element seperti Rubidium (Rb), Barium

(Ba), Stronsium (Sr), Nikel (Ni), Cobalt (Co), Vanadium (V), Crom (Cr),

Lithium (Li), Sulphur (S) dan Plumbum (Pb).

Menurut beberapa ahli magma dapat terbagi menjadi beberapa jenis

berdasarkan dari kriteria-kriteria tertentu, diantaranya :


II-3

Berdasarkan kriteria kandungan SiO2 atau derajat keasaman (acidity)

JENIS MAGMA KANDUNGAN SiO2 (% berat)

Magma asam

Magma menengah

Magma basa

Magma sangat basa

> 66

52 – 66

45 – 52

< 45

Berdasarkan kriteria harga alkalilina index () menurut Peacock (1931)

JENIS MAGMA HARGA TIPE MAGMAAlkalicAlkali – calcicCalc – alkalicCalcic

5151 – 5656 – 61

61

Atlantik

Pasifik

Mekanisme evolusi magma dapat dikelompokkan menjadi pengertian

diferensiasi, asimilasi dan pencampuran magma. Diferensiasi magmatik

adalah meliputi semua proses yang mengubah magma dari asalnya yang

homogen dan dalam ukuran yang sangat besar menjadi massa batuan beku

dengan bermacam-macam komposisi.

Para ahli sepeti Bowen, Fenner, Niggli dan lainnya telah melakukan

penelitian dan membahas mengenai kristalisasi cairan silikat. Adapun hasil

penelitian mereka antara lain :

1. Kristalisasi adalah proses isotermik, dimana selama proses

pembekuan berlangsung akan dilepaskan sejumlah tenaga panas.

2. Pelelehan kristal merupakan proses endodermik, dimana proses

penyerapan panas digunakan untuk melelehkan kristal pada suhu

tetap. Jumlah panas yang dibutuhkan untuk mengubah 1 gram

mineral padat menjadi lelehan pada suhu tetap disebut latent heat


II-4

fusion. dan harga latent heat fusion sama dengan jumlah panas yang

dikeluarkan apabila mineral tersebut menghablur.

3. Pada suhu dan waktu tertentu, akan terjadi kristalisasi secara spontan

dari dua komponen yang mempunyai perbandingan tertentu, kondisi

ini disebut titik eutektik. Contoh percampuran antara 58% diopsid

dengan 42% anortit.

4. Beberapa mineral akan meleleh pada suhu tertentu secara inconcruent,

yaitu memisah lalu membentuk dua mineral yang berbeda.

Contoh, pada suhu 1.557oC akan terjadi pemisahan enstatit menjadi

olivin dan silika.

2MgSiO3 = MgSiO4 + SiO2

(silika) (olivin) (silika)

5. Pembekuan yang cepat tidak akan menghasilkan kristal sehingga

keadaan super cooled akan membentuk kaca. Suatu kristal dapat

berkembang dan tumbuh dengan baik didalam magma encer. Cairan

magma yang mempunyai viskositas tinggi akan mengkristal secara

lambat, sehingga magma basa pada umumnya akan membentuk

batuan bertekstur kristalin ; sedangkan magma asam pada kondisi

rate of cooling asam dapat saja super cooled dan membentuk kaca.

Pada proses pembekuan magma, terjadi beberapa perubahan seperti

penurunan suhu, perubahan viskositas, kristalisasi yang sesuai dengan

tahapannya, keluarnya gas dari magma dan perubahan tekanan gas.


II-5

II.2. EVALUASI MAGMA

a. Proses asimilasi

Proses percampuran/pengotoran dalam magma karena penekanan pada

dinding. Proses ini terutama terjadi pada country rocks batuan beku atau

batuan lainnya.

Kondisi :

a. Bila magma granitis (mineral alkali feldspar dan hornblende), sedang

dindingnya gabro (mineral augit dan labradorit) maka magma tidak

akan mampu mencerna dinding tersebut.

b. Bila magma penerobos lebih basa dari dinding reservoir, maka

magma akan mampu mencerna hingga terbentuklah batuan hybrid.

Contoh : magma dioritis berasimilasi dengan dinding gabro atau

limestone.

b. Mingling magma

Proses terbentuknya hybrid rocks (campuran batuan) dapat pula

terbentuk dari hasil pemisahan sebagian magma yang mengkristal.

Urutan terbentuknya kristal

Awal terjadi mineral anhidrous (tanpa OH-) karena terbentuk pada

T tinggi, disebut pyrogenetic.

Selanjutnya T menurun, terbentuklah komponen gas dan mineral

yang mengandung gugus hidroksil, disebut hydratogenetic.

Pyrogenetic :

Seluruh limestone kaya plagioklas

Seluruh piroksen kecuali aegirite


II-6

Olivin

Nepheline

Leucite

Mellinite

Magnesium

Ilmenite

Pyroksen

Hydratogenetic

Kuarsa

Ortoklas

Seluruh amphibol

Garnet

Aegirit

Sodolite

Concrinite

Analcime

II.3. GEOKIMIA MAGMA DAN POSISI TEKTONIK

Diagram perbandingan persentase berat Na2O + K2O dengan persentase

berat SiO2 oleh A. Harker bermanfaat menggambarkan komposisi batuan

volkanik daratan dan penamaannya. Diagram ini dasarnya yaitu Cox et al.

(1979), dan sesuai dengan apa yang dikeluarkan oleh subkomisi IUGS

mengenai sistematik batuan beku (Le Bas et al. 1986, dalam Wilson 1991).

Diagram yang sederhana seperti ini bermanfaat dalam mengklasifikasikan

batuan beku dan secara langsung dapat menentukan komposisi kimia

utama, yang dapat dilihat dari persen berat oksida-oksidanya.


II-7

Gambar 2.1. menunjukkan penamaan yang bisa digunakan pada deskripsi

batuan plutonik dan gambar 2.2. untuk batuan volkanik. Ini sesuai dengan

klasifikasi QAPF, yang didasarkan pada proporsi modal dari mineral-

mineralnya (Streckeisen, 1976, dalam Wilson 1991). Gambar 2.1. hanya bisa

digunakan untuk mengklasifikasikan batuan volkanik yang tidak potasik,

sedangkan yang agak potasik menggunakan tabel II.1. Jelasnya gambar 2.a.

hanya bisa digunakan untuk mengklasifikasi batuan volkanik yang tidak

termetasomatismekan dalam keadaan segar.

Berdasarkan gambar 2.1, batuan volkanik dibagi ke dalam dua seri magma

besar, yaitu alkali dan sub-alkali. Keduanya dipisahkan dengan garis tebal

pada diagram tersebut. Tiap-tiap seri magma ini terdiri dari batuan-batuan

dengan komposisi basa hingga asam, dan meskipun batas keduanya ditandai

dengan garis yang tebal tetapi kenyataannya ada gradasi. Komposisi batuan-

batuan volkanik yang ditunjukkan pada diagram ini merupakan akibat dari

dua proses yang mendasar yang ditunjukkan oleh panah, pelelehan parsial

dan kristalisasi fraksi, atau dengan dominasi salah satunya saja.

Gambar II. 1. Penamaan batuan beku (non-potassic) (Cox et al. 1979, dalamWilson 1991)


II-8

Potassic Normalleucitophyte phonolite

K-trachyte trachyte

K-rhyolite rhyolite

tristanite benmoreitelatite trachyandesite

leucitite nephelinite

leucite basanite basaniteleucite tephrite taplirite

absarokite ~i basalt

shosonite

Tabel II 1. Kesamaan antara batuan nonnal dengan batuan yang memilikinilai K yang tinggi (Wilson, 1991)

Diagram persentase berat Na20 + K2O dengan persentase berat SiO2 bisa juga

digunakan untuk menentukan deferensiasi antara anggota basalt dari seri

alkali dan subalkali (Middlemost, 1975, dalam Wilson 1991). Pada saat

contoh-contoh diplotkan dalam diagram dan terletak di daerah alkali dan

daerah subalkali maka contoh-contoh inilah yang disebut dengan basalt

transisi. Pada gambar 3, basalt sub-alkali bisa dibagi ke dalam jenis normal

dan rendah K.


II-9

Gambar II. 2. Klasifikasi dari alkali basalt dan subalkali dangan parameter (a)persen berat K2O Terhadap SiO2 (b) persen berat Na2OTerhadap SiO2 (Middlemost, 1975, dalam Wilson 1991)

Secara umum, magma seri subalkali dapat dibagi ke dalam seri alumina

tinggi atau kalk alkali dan toleiit rendah K, Anggota dari seri basalt ini secara

berturut-turut yaitu subalkali dan subalkali rendah K. Dua seri ini dapat

dipisahkan berdasarkan diagram AFM (Gambar II.3), dengan trend yang

besar maka toleiitik kaya akan besi pada awal pemisahannya, sedangkan seri

kalk alkali trendnya memotong diagram karena penumpukan besi pada saat

kristalisasi pertama oksida Fe-Ti. Perbedaan kimia yang utama dari seri

toleiitik dengan kalk alkali adalah kandungan Al2O3, basalt kalk alkali dan

andesit mengandung 16-29%, sedangkan toleiitiknya hanya mengandung 12-

16% Al2O3. Basalt kalk alkali dibagi lagi menjadi basalt kalk alkali rendah K,


II-10

sedang, dan tinggi berdasarkan pada diagram perbandingan K2O dengan

SiO2 di atas.

Gambar II. 3. Diagram AFM yang menunjukkan jenis toelitik dan kalk-alkali(Wilson, 1991)

Batuan-batuan dari seri magma alkali dibagi ke dalam jenis sodik, potasik,

dan K-tinggi pada pengeplotan K2O dengan Na2O. Anggota dari seri K-

tinggi mengandung sedikit silika dengan variasi nama absarokite, leusit

basalt, leusit basanit, dan leusit. Semuanya terdeferansiasi untuk membentuk

seri magma yang kaya K-tinggi pada beberapa kasus.

Tectonic setting Plate margin Within plateConvergent(destructive)

Divergent(constructive)

Iiitra-oceanic Intra-continental

volcanic feature island arc,activecontinentalmargin

mid oceanicridges, back-arcspreading centres

oceanic islands continental riftzone, continentalflood basaltprovinces

characteristicmagma series

tholeiitic tholeiitic tholeiitic tholeiiticcalc-alkaline - - -alkaline - alkaline alkaline

SiO2 range basalts anddifferentiates

basalts basalts anddifferentiates

basalts anddifferentiates

Tabel II 2. Karakteristik seri magma yang berhubungan dengan tatanantektonik tertentu (Wilson, 1991)


II-11

Tabel II. 2 menunjukkan karakteristik seri magma didasarkan atas klasifikasi

yang berhubungan dengan tiap lingkungan tektoniknya. Basalt subalkali

mempakan jenis yang paling umum dari batuan volkanik yang ditemukan

pada daratan dan cekungan samudera. Basalt subalkali rendah K atau basalt

toleiitik, merupakan magma dominan yang dihasilkan pada punggungan

tengah samudera dan pada beberapa wilayah aliran basalt (flood basalt

province). Dibandingkan tipe basalt yang lainnya basalt-basalt ini

mengandung K tinggi dan kation-kation lain seperti Rb, Ba, U, Th, Pb, Zr,

dan sedikit REE.

Analisis batuan volkanik dari lantai samudera menunjukkan komposisi yang

sangat beragam. Meskipun basalt toleiitik lebih dominan, transisi dan jenis

alkali juga terdapat di beberapa daerah, khususnya pada pemekaran

samudera yang lambat seperti Atlantik. Karakteristik kimia punggungan

tengah samudera (MOR) kelihatan bervariasi sebagai fungsi dari kecepatan

pemekaran dan elevasi punggungan kerak. Pemekaran lantai samudera juga

terjadi pada cekungan belakang busur {back arc basin) yang berhubungan

dengan subduksi, dan tekait dengan busur volkanik. Secara umum, erupsi

basalt sebanding dengan MOR dengan syarat karaktersitik unsur utama dari

unsur jejaknya berbeda.

Sekarang ini, magma seri kalk alkali seluruhnya dibatasi pada posisinya

yang berhubungan dengan subduksi. Akibatnya, pengenalan terhadap

karakteristik kalk alkali pada sikuen volkanik masa lalu merupakan

petunjuk yang sangat penting dalam petrogenesis. Produk-produk dari

volkanisme pada busur volkanik bervariasi sesuai dengan evolusi dari

busur, dalam beberapa hal, lateral sepanjang busur. Batuan volkanik bisa

dibagi ke dalam jenis toleiitk, kalk alkali, dan alkali yang semuanya

bergradasi. Jenis magma toleiitik bisanya terbentuk pada busur muda,


II-12

sedangkan magma kalk alkali pada busur yang lebih tua dan batas benua

aktif. Karakteristik kimia dari batuan-batuan busur volkanik lebih bervariasi

dibandingkan dengan MOR. Proporsi lavanya yang kaya SiO2 lebih besar,

khususnya pada sen kalk alkali dangan andesit yang lebih dominan.

Alkali basalt dan deferensiasinya umum dijumpai pada tatanan tektonik

antar lempeng seperti kepulauan samudera dan rekahan lempeng antar

benua dan jarang dijumpai pada beberapa subduksi. Kepulauan samudera

basalt (OIB) memiliki komposisi yang mungkin bervariasi mulai dari toleiitik

(Hawai, Iceland, dan Galapagos, alkali sodik (Pulau Canary dan St. Halena)

hingga alkali potasik (Tristan da Cunha dan Gough). Umumnya evolusi

magma lebih berkembang dibandingkan basalt, seringpula berupa kesatuan

basalt-trasit atau ponolit.

Basalt daratan sangat terbatas saat ini, dan dominasinya yaitu alkali pada

tahap awal dari pemekaran daratan. Meskipun begitu, pada wilayah kerak

dengan gaya tarik yang besar, umunya akan terdapat transisi dan toleiitik.

Wilayah aliran basalt toleiitik daratan mungkin sangat berarti di masa lalu,

berhubungan dengan fase utama pemekaran benua yang sempurna dan

pembentukan dari cekungan yang bam. Magma Kimberlit dan ultrapotasik

yang berasal dari magma alkali daratan yang sangat berbeda terbentuk pada

tatanan tektonik yang lebih luas.

II.4. MINERAL PEMBENTUK BATUAN

a. Mineral pembentuk batuan dengan indeks refraksi rendah

Name FormulaQuartz

Tridymit SiO2

Kristobalit

Sanidine


II-13

Ortoklas (K,Na)AlSi3O8

FELDSPAR Mikroline

Albite NaAl Si3O8

Anortit CaAl2Si2O8

Nepheline (Na,K)AlSiO4

Kalsilite (K,Na)AlSiO4

Leusit KAlSi2O6

Sodalite Na8Al6Si6O24Cl2

Analcite NaAlSi2O6H2O

Scapolite (Na,Ca,K)4Al3(Al,Si)3Si6O24(Cl,CO3SO4,OH)

Cordierite (Mg,Fe)2Al4Si5O18

b. Mineral pembentuk batuan dengan indeks refraksi tinggi

Name FormulaForsterite Mg2SiO4

Fayalite Fe2SiO4

Monticellite CaMgSiO4

Enstatite Mg2Si2O6

Ferrosilite Fe2Si2O6

Diopside CaMgSi2O6

Hedenbergite CaFeSi2O6

Augite (Ca,Mg,Fe,Al)2(Si,Al)2O6

Pigeonite (Mg,Fe,Ca)(Mg,Fe)Si2O6

Aegirine NaFe+3 Si2O6

Jadelite NaAlSi2O6

Wollastonite CaSiO3

Anthophylite (Mg,Fe)7Si8O22(OH,F)2

Gedrite (Mg,Fe)5Al2(Al2Si6)O22(OH,F)2

Cummingtonite (Mg,Fe)7Si8O22(OH,F)2

Tremolit-actinolit Ca2(Mg,Fe)7Si8O22(OH,F)2

FELDSPATOID

ORTOPIROKSEN

KLINOPIROKSEN

OLIVIN

AMPHIBOL


II-14

Hornblende Ca2(Mg,Fe,Al)5(SiAl)8O22(OH,F)2

Riebeckite Na2Fe3+2Fe2+3 Si8O22(OH,F)2

Glaucophane Na2Mg3Al2Si8O22(OH,F)2

Biotit K(Mg,Fe)3(AlSi3O10)(OH,F)2

Muscovite KAl2(AlSi3O10)(OH,F)2

Paragonite NaAl2(AlSi3O10)(OH,F)2

Pyrophyllite Al2Si4O10(OH)8

Talc Mg3Si4O10(OH)2

Chlorite (Mg,Al,Fe)6(Al,Si)4O10(OH)8

Serpentine Mg6Si4O10(OH)8

Pyrope Mg3Al2Si3O12

Almandine Fe3Al2Si3O12

Spessartine Mn3Al2Si3O12

Grossular Ca3Al2Si3O12

Andradite Ca3 (Fe+3,Ti)2Si3O12

Vesuvianite Ca19(Mg,Fe,Al)13Si18(O,OH,F)76

Andalusite

Kyanite Al2SiO5

Sillimanite

Mullite 3Al2O3.2SiO2

Staurolite Fe2Al9Si3,75O22(OH)2

Chloritoid (Fe+2,Mg,Mn)2(Al,Fe+3)Al3O2(SiO4)2(OH)4

EpidoteCa2Fe+3Al2O(S2O7)(SiO4(OH)

Clinozoisite Ca2AlAl2O(Si2O7)(SiO4(OH)

Lawsonite CaAl2(OH)2Si2O7H2O

Gehlenite Ca2MgSi2O7

Akermanite Ca2MgSi2O7

Soda melilite NaCaAlSi2O7

Calcite CaCO3

Dolomite CaMg(CO3)2

c. Mineral accesori

Name Formula

MICA

GARNET

MELILITE


II-15

Apatite Ca5(PO4)3(OH,F,Cl)

Zircon ZrSiO4

Sphene CaTiSiO5

Perovskite CaTiO3

Tourmalin Na(Mg,Fe,Al)3Al6Si6O18(BO3)3(OH,F)4

Corundum Al2O3

Rutile TiO2

Hematite Fe2O3

Ilmenite FeTiO3

Ulvospinel Fe2TiO4

Magnetit Fe3O4

Chromite FeCr2O4

Spinel MgAl2O4

Hercynite FeAl2O4

Fluorite CaF2

Pyrite FES2

Pyrrhotite Fe7S8 – FeS

Chalcopyrite CuFeS2

Sphalerite ZnS

Anhydrite CaSO4

Gypsum CaSO4.2H2O

Barite BaSO4

Beryl Be3Al2[Si6O18]

II.5. TEKSTUR BATUAN BEKU

Tekstur adalah cerminan hubungan antara komponen dari batuan yang

merefleksikan sejarah kejadian/petrogenesa.

a. Deskripsi Tekstur

Dalam mempelajari dan menginterpretasikan batuan beku hal yang

penting harus diperhatikan adalah membedakan mineral-mineral primer

SPINEL


II-16

(mineral yang terbentuk langsung dari magma) dari mineral-mineral

sekunder (mineral yang terbentuk dari hasil alterasi atau pelapukan),

karena dalam pengklasifikasian batuan beku didasarkan atas mineral-

mineral primer bukan mieral-mineral sekunder. Juga dijelaskan dalam

diskripsi bahwa mineral-mineral tertentu sudah mengalami perubahan

menjadi mineral sekunder. Prosentase mineral yang dipakai dalam

penentuan nama batuan adalah prosentase dari mineral-mineral primer

sebelum terjadi perubahan.

b. Tingkat Kristalinitas (crystalinite)

Holokristalin

terdiri dari kristal-kristal seluruhnya.

Hipokristalin/hypohyalin/merokristalin

terdiri atas sebagian kristal-kristal dan sebagian gelas.

Holohyalin

didominasi atas gelas

Gelas terbentuk karena :

Pendinginan cepat.

Viskositas tinggi.

Gas keluar dengan sangat cepat. Gas keluar akibat dari viskositas

tinggi sehingga terbentuk masa dasar gelas.


II-17

c. Ukuran Kristal

Macam – macam ukuran kristal batuan beku: > 3 cm..... : very coarse grain PLUTONIC

........................................................................... (deep seated intrusion) 5 mm – 3 cm ..............................................................................................:

coarse grain .............................................................................................. PLUTONIC

1 mm – 5 mm ...........................................................................................:medium grain........................................................................................... PLUTONIC

< 1 mm ...................................................................................................:fine grained .............................................................................................. VOLCANIC ROCK

(0,5 – 1) mm...............................................................................................:fine grained .............................................................................................. HYPABYSSAL

(0,01–0,2) mm............................................................................................:microcrystaline

< 0,01 mm ..................................................................................................:cryptocrystaline

Ditinjau dari ukuran butir mineral, tektur dapat dibedakan menjadi :

1. Mikrokristalin .........................................................................

Kristal-kristalnya dapat dibedakan dengan menggunakan

mikroskop.

2. Kriptokristalin

Kristal-kristalnya sangat halus, sulit dibedakan dengan mikroskop (

< 0,01 mm)

3. Equigranular

Kristal-kristalnya berukuran relatif seragam/sama besar.

4. Inequigranular


II-18

Kristal-kristalnya berukuran tidak seragam/sama (terdapat fenokris

dan masa dasar)

d. Bentuk Kristal

Bentuk-bentuk individu kristal :

1. Euhedral/idiomorf

Kristal-kristal mempunyai bentuk lengkap/baik, dan dibatasi oleh

bidang batas yang jelas.

2. Subhedral/hypidiomorf

Kristal-kristal mempunyai bentuk kurang baik dan dibatasi oleh

bidang batas yang tidak jelas.

3. Anhedral/fenomorf

Kristal-kristal mempunyai bentuk sendiri yang jelas.

Berdasarkan dari fabrik/kemasnya, tekstur equigranular dapat dibedakan

menjadi :

1. Idiomorfik granular :

Semua/hampir semua mineral berbentuk euhedral dengan ukuran

butir relatif sama dan mempunyai batas-batas yang jelas.

2. Hypidiomorfik granular :

Terdiri atas mineral-mineral yang subhedral (dominan) dengan besar

butir yang relatif sama.

3. Allotriomorfik granular :

Terdiri atas mineral-mineral yang berbentuk anhedral (dominan).


II-19

e. Macam – macam tekstur

1. Tekstur Glassy-Afanitik

Tekstur Trakhitik

Paralel mikrolit-mikrolit (plagioklas dan mikro-kripto kristalin)

Tekstur Pilotasitik

Sub-paralel mikrolit-mikrolit (plagioklas dan mikro-kripto kristalin)

Terbentuk akibat aliran magma dalam batuan volkanik

Tekstur Trachytoidal

Paralel kristal feldspar dalam batuan plutonik

2. Tekstur Porfiritik

Terdiri atas fenokris-fenokris yang tertanam dalam masa dasar halus

yang kristalin.

Kenampakan tekstur batuan beku dimana terdapat fenokris-fenokris

yang tertanam dalam masa dasar/matrik halus kristalin. Merupakan

tekstur penciri pada batuan beku intrusif dan ekstrusif. Contohnya :

(a). Riolit, Dasit

(b). Andesit

(c). Basalt Nepelin


II-20

3. Tekstur Tumbuh Bersama (Intergrowth)

Pertumbuhan bersama antara 2 mineral, umumnya adalah mineral

feldspar dengan kuarsa, dapat juga plagioklas dengan kuarsa, piroksen

dan plagioklas.

Tekstur Cumulus

Batuan beku yang tersusun atas kristal-kristal (satu atau lebih

mineral) yang terbentuk pada awal kristalisasi magma, pada proses

segregasi atau konsentrasi. Sering dijumpai pada batuan beku

ultramafik.

Tekstur Intergranular


II-21

Agregasi dari butir-butir mineral mafik yang euhedral (mineral-

mineral piroksen dan atau olivin) yang dijumpai diantara mineral-

mineral plagioklas yang memanjang secara random. Sering dijumpai

pada diabas dan basalt hypabisal.


II-22

Tekstur Intersertal

Seperti tekstur intergranular, tetapi diantara mineral-mineral

plagioklas yang memanjang secara random terisi oleh gelas atau

altersi gelas.

Sering dijumpai pada basalt

4. Tekstur Reaksi atau Corona (KELYPHITIC RIM)

Tekstur reaksi merupakan pembungkusan mineral dalam batuan beku,

olivine, mineral yang pertama terbentuk dalam deret diskontnue mungkin

dikelilingi oleh mineral yang terbentuk kemudian (piroksen atau

hornblende). Tekstur ini dapat pula terbentuk karena reaksi post magmatig

atau dapat terjadi akibat metamorfosa derajat rendah.

Tekstur Perthitic Kristal-kristal kecil yang tertanam secara

acak dalam kristal yang lebih besar


II-23

Tekstur Antiperthitic

Kristal-kristal piroksen tertanam secara acak dalam kristal plagioklas.

Disamping macam-macam tekstur diatas, dalam batuan beku juga

ditemukan beberapa tekstur khusus, antara lain :

a. Tekstur Poikilitik

Kristal-kristal kecil yang tertanam secara acak dalam kristal yang

lebih besar


II-24

b. Tekstur Ophitic

Kristal-kristal plagioklas tertanam secara acak dalam kristal yang

lebih besar olivin atau piroksen. Dijumpai pada gabro (b) dan basalt

c. Tekstur Sub-ophitic

Kristal-kristal plagioklas dan kristal olivin atau piroksen, tumbuh

bersama, Seperti tekstur ophitik, tetapi ukuran kirstal relatif sama

Dijumpai pada diabas (c)


II-25

d. Mikroporfiritik

Porfiritik terlihat di bawah mikroskop.

e. Vitrofirik

Fenokris tertanam dalam masa dasar gelas.

f. Felsofirik

Bila masa dasar terdiri atas intergrowth kuarsa dengan feldspar.

g. Poikilitik

Adanya inklusi-inklusi mineral secara random dalam suatu mineral

besar.

h. Hyalopilitik

Mikrolit-mikrolit plagioklas dijumpai bersama-sama dengan

mikrokristalin piroksen dengan arah yang random dalam masa

dasar gelas.


II-26

i. Pilotasitik

Mikrolit-mikrolit plagioklas menunjukkan kesejajaran (sub-paralel)

dan dijumpai bersama-sama dengan mineral-mineral mikrokristalin

atau kriptokristalin.

j. Felled texture

Apabila masa dasar terdiri dari mikrolit-mikrolit yang tidak

beraturan

k. Vesicular

Biasa dijumpai pada lava, merupakan lubang-lubang bekas gas

l. Amydaloid

Biasa dijumpai pada lava, merupakan bekas lubang gas yang telah

diisi oleh mineral-mineral sekunder seperti zeolit, opal, kalsedon,

klorit, kalsit dan lain-lain.

m. Tekstur Sperulit dalam Riolit

Bentuk radial dari kristal fibrus di dalam matrik gelas.

Kemungkinan komposisi sperulit alkali felsdpar dan polymorf SiO2

n. Tekstur Graphic

kristal-kristal kuarsal yang tertanam secara acak dalam kristal K-

feldspar

o. Tekstur Mrymekite

Seperti tekstur graphic dimana bentuk kuarsa menyerupai cacing

dengan letak tak teratur


II-27

II.6. STRUKTUR BATUAN BEKU

Macam-macam struktur batuan beku, yaitu:

A. Intrusive (Blatt & Ehler 1980)

Memotong perlapisan batuan sedimen, menunjukkan batuan beku

terbentuk pd kurun waktu lebih muda

Batuan sedimen yg berada di dasar & di bagian atasnya terpanggang

—> Contac Effect

Tidak mengandung gelembung gas/fragmentasi pada bagian

atasnya

Fragmen-fragmen batuan beku tidak dijumpai pd sedimen diatasnya

Pelengkungan batuan sedimen diatasnya kerap kali lebih besar bila

dibandingkan dgn sudut maksimal lereng pengendapannya

Dijumpai inklusi

B. Ekstrusive

Umumnya bagian bawah tempat lava mengalir berbentuk tidak

teratur seperti hasil erosi

Kontaknya dapat paralel terhadap perlapisan / foliasi dari batuan yg

lebih tua (concordance)/bersudut (discordance)

Bagian atas batuan yang ditumpangi oleh batuan ekstrusif akan

memperlihatkan hasil proses pelapukan yang terjadi sebelum batuan

ekstrusif terbentuk diatasnya. Misal berupa soil (tanah) hasil oksidasi

/ hidrasi


II-28

Dijumpai material asing di dalam batuan beku yang biasa disebut

inklusi (xenolith 1 xenocryst), bersifat minor biasanya disertai dengan

efek panggang (baking effect)

Bagian permukaan atas lava yang tertimbun sedimen berbentuk tidak

teratur seperti hasil proses erosi

Beberapa lava mempunyai permukaan tidak teratur yg terbentuk

selama lava mengalir. Kontak dengan batuan sedimen dibawahnya

berupa hubungan discordance

Bagian atas suatu tubuh lava yang tertimbun sedimen dapat

menunjukkan lubang gas (kecil/medium). Struktur Vesiculer biasa

dijumpai

Erosi pada bagian atas lava dapat terjadi sebelum pengendapan

sedimen diatasnya. Lapisan soil dapat dijumpai sebagai hasil

dekomposisi lanjut (extremely weathered) —> “bukti hubungan

ketidakselarasan/unconformity

Macam – Macam Bentuk Tubuh Batuan Intrusif

Batuan Intrusif membeku di dalam batuan yang sudah ada lebih dahulu di

bawah permukaan bumi. Kontak umumnya berupa Concordance/discordance.

Jika batuan yang diterobos rapuh maka akan disertai terjadinya pemecahan

dan penyesaran. Kontak semacam ini biasanya terjadi pada tempat yang

dangkal. Di daerah yang lebih dalam beberapa km batuan yang diterobos

bersifat plastis/lentur. Hingga lapis/foliasinya cenderung tertekan paralel

terhadap pluton yag menerobosnya. Type intrusinya disebut diapirik dan

masa batuan/lelehan yang bergerak ke atas disebut diapir. Kontak

concordance dapat dijumpai pada tempat yang dangkal bila magma

menerobos membentuk kubah, atau kekuatan magma tidak menyebabkan


II-29

pemecahan batuan yang diterobos. Banyak intrusi terlihat concordance pada

singkapan yang terisolasi, yang merupakan fungsi skala pengamatan.

Beberapa intrusi yang terbentuk pada kedalaman > 100 km dan

mengandung fragmen-fragmen misalnya intan yang dibawa oleh sumber

magma/induk magma.

Tipe-Tipe Intrusia. SILL

Concordance, tubuh tabular

Tipis, menerobos ditempat yang dangkal, pada tempat yang relatif

tidak terlipat

derajat keenceran (viscosity) magma tinggi hingga menghasilkan

bentuk seperti lempengan.

Sifat keasaman basic intermediate

Sebagian besar berkomposisi basaltic

Biasanya kristal awal yang terbentuk termasuk mineral lebih berat

turun (settlement) di dasar hingga komposisinya bervariasi ke arah

atas membentuk perlapisan semu (pseudc stratification)

Ketebalannya beberapa - ratusan meter. Sill di Palisades (New

York) berumur Trias ketebalan 300 meter tersingkap sepanjang 800

km & lebar 2 km.

Sill Peneplain di Antartika berumur Jura berupa Diabase ketebalan

400 m luas singkapan 20.000 km2.


II-30

2. LACCOLITH

Bersifat concordance

Bentuknya seperti jamur, diameter sekitar 1-8 km, ketebalan maks

1000 meter

Terbentuk di dalam sedimen yang tidak terganggu di tempat yang

dangkal. Lacolite terbentuk sewaktu magma bergerak ke atas

menembus lapisan yang mendatar di dalam kerak bumi yang

bersifat lebih tahan/resistance hingga magma tersebar secara

lateral membentuk kubah di dalam lapisan yang berada di atasnya.

Jika berjumpa lapisan yang ketahanannya rendah untuk menyebar,

maka lacolith berkembang menjadi sill

Sebagian besar lacolith berkomposisi silisic atau intermediate

Contoh : lacolith diUtah (USA)

3. LOPOLITHS

Berbentuk lenticular yang besar, bagian tengahnya melesak,

umumnya concordance suatu masa intrusi berbentuk cerobong asap

/ cekungan

Sebagian besar dijumpai di daerah terlipat / sedikit terlipat

Tebal:20

1

10

1 dari lebarnya

Diameternya bervariasi dari puluhan - ratusan km dengan

ketebalan berkembang sampai ribuan meter

Umumnya kandungan min mafik-ultramafik, beberapa diantaranya

terdiferensiasi di bagian atasnya menjadi lebih silisic

Contoh : Ontario, Afrika Selatan


II-31

4. PHACOLITHS

Tubuh intrusi yang concordance berasosiasi dengan batuan terlipat

Bila terbentuk di dalam antiklin akan terjad! cembung double ke

arah atas. Sebaliknya bila di dalam sinklin akan terbentuk cembung

double ke arah bawah. Hal ini menunjukkan bahwa phacolith

merupakan intrusi yang pasif, magma mengisi daerah terbuka di

puncak dan di lembah antiklin & sinklin.

Intrusi berjalan di daerah bertekanan rendah, berkembang karena

pelengseran lapisan incompetent diantara lapisan yang lebih

competent atau pelengseran satu lapisan competent terhadap

lapisan competent yang lain

Pacolith umumnya terbentuk di daerah dalam & mempunyai batas

yang tajam, mengalami gradasi. Bila terjadi foliasi akan

paralel/hampir paralel terhadap sumbu lipatan

Komposisi batuannya bervariasi, meliputi daerah yang luas

mencapai puluhan km

5. DIKE & VEINS

Dike merupakan terobosan yang tabular & discordance memotong

foliasi/perlapisan country rocks. Intrusi ini dapat beralih tempat ke

dalam sistem kekar yang sudah ada terlebih dahulu, dapat tunggal

/ majemuk

Pada beberapa daerah Dike berhub erat dg volcanic necks/intrusi

dangkal (hypabyssal) & terbentuk secara radial

Banyak Dike bersifat lebih resistance terhadap erosi dibandingkan

dengan batuan yg diterobosnya


II-32

Kadang menerobos vertikal/miring membentuk lempengan,

kerucut tersebar bentuk oval/melingkar. Hal ini berkaitan dengan

proses pemecahan kubah tubuh

terobosan & hilangnya tekanan intrusi yang diikuti oleh

melesahnya country rocks bagian alas sehingga dapur magma

kosong

Vein adalah pengisian mineral/batuan di dalam pecahan host rocks

berbentuk tabular kecil/lempengan, kerapkali berasosiasi dengan

replacement host rocks

6. BATHOLITHS

Suatu tubuh pluton intrusif yang besar dengan dinding yang terjal

tanpa dasar yang dikenal

Umumnya berkomposisi silisik

Berukuran 100 - ribuan km2

Banyak batholith yang concordance terhadap struktur regional,

padahal bila dipetakan otete//sangat discordance

Pluton silisik yang besar kerap kali granit (deskripsi lapangan)

meskipun komposisinya kerap kati granodiorite atau monzonite

kuarsa

Struktur batuan beku adalah bentuk batuan beku dalam skala yang besar.

Seperti lava bantal yang terbentuk di lingkungan air (laut), lava bongkah,

struktur aliran dan lain-lainnya. Suatu bentuk dari struktur batuan sangat

erat sekali dengan waktu terbentuknya.


II-33

a. Struktur Bantal.

Struktur bantal (pillow structure) adalah struktur yang dinyatakan pada

batuan ekstrusi tertentu, yang dicirikan oleh masa yang berbentuk bantal.

Dimana ukuran dari bentuk lava ini pada umumnya antara 30 — 60 cm.

Biasanya jarak antara bantal berdekatan dan terisi oleh bahan-bahan yang

berkomposisi sama dengan bantal tersebut, dan juga oleh sedimen-

sedimen klastik. Karena adanya sedimen-sedimen klastik ini maka

struktur bantal dapat dianggap terbentuk dalam air dan umumnya

terbentuk di laut dalam.

b. Struktur Vesikular.

Di dalam lava banyak terkandung gas-gas yang segera dilepaskan setelah

tekanan menurun, ini disebabkan perjalanan magma ke permukaan

bumi. Keluamya gas-gas dari lava akan menghasilkan lubang-lubang

yang berbentuk bulat, clip, silinder ataupun tidak beraturan. Terak

(scoria) adalah lava yang sebagian besar terdiri dari lubang-lubang yang

tidak beraturan, hal ini disebabkan lava tersebut sebagian besar

mengandung gas-gas sehingga sewaktu lava tersebut membeku

membentuk rongga-rongga yang dulu ditempati oleh gas.

Biasanya pada dasar dari aliran lava terdapat gelembung-gelembung

berbentuk silinder yang tegak lurus aliran lava. Hal ini disebabkan gas-

gas yang dilepaskan dari batuan sedimen yang berada di bawahnya

karena proses pemanasan dari lava itu.

c. Struktur Aliran.

Lava yang disemburkan tidak ada yang dalam keadaan homogen. Dalam

perjalanannya menuju ke permukaan selalu terjadi perubahan seperti

komposisi, kadar gas, kekentalan, derajat kristalisasi. Ketidak homogenan


II-34

lava menyebabkan terbentuknya struktur aliran, hal ini dicer -minkan

dengan adanya goresan berupa garis-garis yang sejajar, perbedaan wama

dan tekstur.

Struktur aliran juga dijumpai pada batuan dimana perlapisan-perlapisan

digambarkan dengan perbedaan-perbedaan dalam komposisi atau

tekstur mineralnya. Struktur aliran dapat pula berbentuk sangat halus

dan disebut tekstur aliran. Dan untuk dapat melihatnya diperlukan

mikroskop, foto 8 lembar 5 memperlihatkan tekstur aliran pada batuan

yang berupa pengarahan dari mineral-mineral tertentu seperti plagioklas.

Bentuk mineral-mineral dalam batuan yang mempu-nyai bentuk

memanjang atau pipih akan condong untuk mengarah menjadi sejajar

dengan arah aliran lava pada waktu itu.

d. Struktur Kekar.

Kekar adalah bidang-bidang pemisah yang terdapat dalam semua jenis

batuan. Kekar biasanya disebabkan oleh proses pendinginan, tetapi ada

pula retakan-retakan yang disebabkan oleh gerakan-gerakan dalam bumi

yang

berlaku sesudah batuan itu membeku. Kenampakan di lapangan

menunjukkan bahwa kekar-kekar itu tersusun dalam sistem tertentu

yang berpotongan satu dengan yang lainnya.

Retakan-retakan ada yang memotong sejajar dengan permukaan bumi,

dan menghasilkan struktur periapisan, sedangkan yang tegak lurus

dengan permukaan bumi akan menghasilkan struktur bpngkah.

Perlapisan ini pada umumnya akan makin tipis pada bagian yang

mendekati permukaan bumi.


II-35

Retakan-retakan dapat pula membentuk kolom-kolom yang dikenal

dengan struktur kekar meniang (columnar jointing). Struktur ini

disebabkan karena adanya pendinginan dan penyusutan yang merata

dalam magma dan dicirikan oleh perkembangan empat, lima atau enam

sisi prisma, kemungkinan juga dipotong oleh retakan yang melintang.

Bentuk seperti tiang ini umumnya terdapat pada batuan basal, tetapi

kadang-kadang juga terdapat pada batuan beku jenis lainnya. Kolom-

kolom ini berkembang tegak lurus pada permukaan pendinginan,

sehingga pada sil atau lava aliran tersebut akan berdiri vertikal

sedangkan pada dike kurang lebih akan horizontal.

II.7. KLASIFIKASI BATUAN BEKU

Pengklasifikasian batuan beku diperoleh dengan berdasarkan pada :

1. Komposisi mineral, hal ini dapat menunjukkan kondisi magma pada

saat kristalisasi dan menggambarkan komposisi kimia.

2. Tekstur, hal ini dapat menunjukkan keadaan yang mempengaruhi

proses pembekuan, waktu/tempat pembekuan

Misal :

Granular

=> plutonik lambat

Porfiritik

=> ekstrusif cepat

Glassy

=> effusif cepat sekali

3. Komposisi kimia, hal ini dapat menunjukkan hubungan dan tipe

magma asal, kehadiran/tidaknya mineral tertentu.


II-36

Kombinasi antara komposisi mineral dan tekstur, dapat dibedakan :

Jumlah relatif antara mineral mafiks dan felsik

Kuarsa

Unsaturated minerals

Macam mineral mafiks


II-37

Gambar II. 4. Comparison Chart For Visual Percentage Estimation (AfterTerry and Chilingar, 1955).


II-38

Tabel II 3. General character and organization of principal igneous rocks (Wiiliam, Turner, & Gilbert, 1982)

Chapter 5Oversaturated rocks; Cl – 0 to 40

Alkali plagioklasfeldspar An 10-30

Chapter 4Saturated rocks; Cl – 0 to 40

Alkali plagioklasfeldspar An 30-50

Chapter 3Saturated and undersaturated;

Cl usually > 40plagioklas An 50-100

Chapter 8undersaturated;Cl – 90 to 100

plagioklas 0-10%

Alkaligranite

Syenite Monzonite Diorite

GabbroNoriteTroctoliteAnorthositeMg and CaMg pyroxenitesAlkaline gabbro

Feldspatic peridotite'

Plut

onic

Quartzsyenite

Quartzmonzonite

Quartzdiorite

Vol

kani

c

Rhyolite Dacite Trachyte Latite AndesiteThoelitic basalts and diabasesAlkali olvine basalts

Hawaiitemugearite

Chapter 7Feldspatoidal rocks; Cl – low to mediumAlkali feldspar

Chapter 8Feldspatoidal rocks; Cl – low to highPlagioklas feldspar

lacking

Feldspatoidal syenite

Nepheline syenite shonkiniteSodalite syenit

Feldspatoidal gabbrosEssxiteTheraliteAnalcime diabase

IjoliteAlkaline pyroxenite

Phonolite

TrachyandesiteTrachybasalt

WyomingiteNepheliniteLimburgite

Chapter 8Miscellaneous ultrabasic rocks

Vol

cani

c or

quas

i-vo

lcan

ic

LamprophyresBiotite and hornblendelamprophyresCamptoniteMonchiquite

Melilite-rich rocksMeliliteAlonoite

CarbonatiteKimberlite

Nonfeldspathic peridotite (plutonic)Komatitite

Quartz > 20%

adamellite Tona

lite

Grano-diorite

Quartz 5-20%

UltrabasicBasicIntermediete

Acid

Plut

onic

Vol

cani

c

TephriteLeucities

Basanites


III-1

II.8. Klasifikasi Kimia

Pembagian klasifikasi batuan beku berdasarkan kimiawi:

a. SiO2 (keasaman) Asam> 66 % Intermediet(52 – 56) % Basa(45 – 52) % Ultrabasa< 45 %

b. Kejenuhan terhadap silika beku Saturated rocks Saturated rocks Under saturated rocks

c. Kandungan alumina dalam batuan beku

Per alumina 122

32

CaOONaOK

OAl

Metaluminous

122

32

ONaOK

OAl

CaOONaOK

OAl

22

32

Sub aluminous 122

32

ONaOK

OAl

Per Alkaline 122

32

ONaOK

OAl

d. Kandungan Fe, Mg mafic Leucocratic rocks< 30 % Mesocratic rocks(30 – 60) % Melanocratic rocks(60-90) % Hypermelanic rocks> 90%

II.9. KLASIFIKASI MODE

a. Batuan Ultrabasa dan Basa (plutonik & volkanik)

Berdasarkan Komposisi Mineral


III-2

Gabro (Gabbro)

Plagioklas, diopsidic augite, olivin, hornblende

Norit (Norite)

Plagioklas, hipersten (orto- Px), augit (tidak melimpah), olivin (tidak

melimpah)

Tractolit (Tractolite)

Dominan plagioklas dan olivin

Anorthosit (Anorthisite)

Kaya plagioklas (dominan), minor hipersten dan augit (sering dijumpai)

Piroksenit (Magnesian-Calcmagnesian Pyroxenite)

Mg-orto Piroksen dan atau Clino- Piroksen

Gambar II. 5. IUGS clasification of phaneritic (plutonic) rocks


III-3

Gambar II. 6. Klasifikasi batuan beku plutonik mafik (IUGS)


III-4

b. Batuan Beku Intermediate (jenuh silika)

TIPE VOLKANIK :

Andesit

Tekstur : porfiritik, pilotasitik, fenokris plagioklas dan mineral-mineral

mafik ;olivine, augit, hipersten, hornblende dan biotit,

andesit olivin (olivine andesite) andesit basaltik (basaltic andesite)Transisi

basalt tholeiitik, komposisi mineralogi penciri ; olivin dan labradorit

andesit piroksen (pyroxene andesite)

Dominan mineral mafik piroksen ; hipersten, augit melimpah zoning

plagioklas, andesit hornblende dan andesit biotit

hornblende and biotit andesite

Latit (latite = trachyandesite)

Tekstur : porfiritik, pilotasitik,

fenokris plagioklas (andesin atau oligoklas), sering dijumpai sanidin

atau anorthoklas menyelimuti plagioklas

piroksen ; diopsidic augite , aigerin-augit menyertai augit dalam tipe

alkali..

Trakhit (trachyte)

Tekstur trakhitik (trachytic texture), alkali felsdpart > 80 % (modal) ;

sanidin atau anorthoklas plagioklas (oligoklas atau andesin) olivin (fayalit),

clino-piroksen, amfobol dan biotit

trakhit piroksen (pyroxene trachyte)

dominan mineral mafik piroksen ; diopsidic px atau aegerin-augit,

sanidin dominan, plagioklas (andesin atau oligoklas), andesit

hornblende dan andesit biotit


III-5

hornblende and biotit trachyte

trakhit melimpah sanidin dan sedikit oligoklas, hornblende, biotit dan

diopsid

trakhit peralkalin (peralkaline trachyte)trakhit dominan mineral mafik ;

aegerin, reibekit, arfvedsonit (atau cossyrit) dan sedikit fayalit

keratophyres

plagioklas ; albit-oligoklas, reibekit/aegerin, clorit, epidot, uralit

TIPE PLUTONIK :

Diorit

Tekstur : tekstur granitik (hypidiomorfic granular), poikilitik dan kadang

porfiritik, fenokris plagioklas ; andesin atau oligoklas dan mineral-mineral

mafik utama ; hornblende dan biotit

diorit porfir (diorite porphyries)tekstur porfiritik dengan fenokris zoning

plagioklas,hornblende, biotit, kadang-kadang quartz dalam masa dasar

anhedral- granular.

mafic diorit (meladiorites, IUGS) CI tipikal diorit, tetapi mengandung

hornblende dan plagioklas ; andesit atau oligoklas, Komposisi SiO2 (45

%)

hornblendite

diorit dengan kendungan hornblende tinggi

Monzonit = syenodiorit

Tekstur : tekstur granitik (hypidiomorfic granular), myrmekite, poikilitik

dan kadang porfiritik, 1/3 Ftot< KF<2/3 Ftot, Qz < 5 %, fenokris plagioklas;

andesin atau oligoklas dan mineral-mineral mafik utama ; hornblende, biotit

dan augit (jarang)


III-6

monzonit porfir (maonzonite porphyries)

tekstur porfiritik dengan fenokris zoning plagioklas, orthoklas, perhite,

mineral mafik jarang, .............................................................................masa

dasar integrowthsodic plagioklas dan orthoklas, hornblende, augit,

biotit, apatit, spene

Syenit

Tekstur : tekstur granitik (hypidiomorfic granular), poikilitik dan kadang

porfiritik KF > 2/3 Ftot,`Qz < 5 %, fenokris plagioklas ; andesin atau

oligoklas dan mineral-mineral mafik utama ; hornblende dan biotit,

aegerin-augit, aegerin spene, apatit, zircon

alkali syenit (porfir)

KF tinggi =< 95 % Ftot, Qz < 5 %, orthoklas, mikroklin, albit atau

oligoklas, micro-perhite Qz, Foid , minor.

alkali lime syenit

high sodic plagioclase (5 - 30) % modal feldspar mineral mafik;

hornblende, biotit, diopsidik augit.

c. Batuan Beku Asam (lewat jenuh silika)high modal Qz > 20 %

Alkali feldspar

Tipe Plutonik

Tipe Volkanik

< 10 % FtotTonalitDasit

10 - 35 % FtotGranodiorit

> 35 % FtotGranit

Riolit


III-7

Gambar II. 7. Klasifikasi batuan beku plutonik

TIPE PLUTONIK : GRANIT, GRANODIORIT, TONALIT

Tekstur : tekstur granitik, subhedrl granular (hypidiomorfic granular), graphic

(micrographic), granophyre, myrmekite, porphyry high modal Qz > 20 % (anhedral)

orthoklas, mikroklin, plagioklas, muskovite Granit

Komposisi mineralogi ; orthoklas dan mikroklin, Qz, calkalkalin granit

mengandung biotit, hornblende, piroksen jarang

alkali granit mengandung amphibol ; hastingsit, riebeckit dan arfvedsonit ---

----(anhedral)

adamelit ------- Alkali Feld. 35 - 65 % Ftot

granophyre ---------- granophric tekxture

mineral mafik hedenbergite, fayalite dan dlm batuanperalkalin dijumpai

reibeckit


III-8

GRANODIORIT dan TONALIT

Qz > 20 %

KF < 10 % Ftot (Tonalit)

KF 10 - 35 % Ftot (Granodiorit)

mineral-mineral mafik biotit, hornblende

Felsik Tonalit = trondhjemite

plagioklas (andesin aatau oligoklas), Qz, dan KF dan biotit

kelimpahan sedikit.

TIPE VOLKANIK : Dasit dan Riolit (batuan volkanik asam)

Tekstur : porfiritik, afanitik atau glassy , aphrik, hylophitik Komposisi

mineral : Qz ( tridimit, kristobalit) fenokris plagioklas radialy fibrus

spherulites

dasit

fenokris ; plagioklas (lab- olig), Qz, sanidin, beberapa mineral mafik

piroksen, hornblende (cumingtonit), biotit masa dasar glas ...............

riolit..........................................................................................

potassic type..............................................................................

Sanidin, bipiramidal Qz, biotit, hornblende, diopsidic augit

sodic/peralkaline type................................................................

Sanidin, anarthoklas, albit , bipiramidal Qz


III-9

Gambar II. 8. Diagram Fase dari batuan beku asam (lewat jenuh silika)

d. Batuan Beku mafik felspathoid basa dan ultrabasa

e. Batuan Beku mafik & felsik feldspatoid


III-10

f. Batuan beku basa non-feldspathoid

Klasifikasi basalt normativ (yodar & tilley, 1962)

1. tholeiit

(a). thileiit lewat jenuh (oversaturated tholeiite) normativ quartz dan

hipersten

(b). tholeiit jenuh (saturated tholeiite) normativ hipersten

2. tholeiit olivin tak jenuh (undersaturated olivine tholeiite)

normativ hipersten dan olivin

3. tholeiit olivin (olivine tholeiite)/ basalt olivin (olivine basalt)

normativ olivin

4. basalt olivine alkali (alkali olivine basalt)

normativ olivine dan nefelin

5. Basanit (basanite)

normatif olivin dan nefelin


III-11

Gambar II. 9. Klasifikasi batuan beku basal tetrahedon (Yoder & Tilley, 1962)


III-12

Gambar II. 10. Reaksi seri bowen


III-13

Gambar II. 11. Klasifikasi batuan beku IUGS


III-14

A B C

Gambar II. 12. Rhyolitic Pitchstones dengan Microlites dan Crystallites

A. Isle of Arran, Scotland. Diam. 1 mm. Phenocrysts of quartz, augite, and magnetite in aglassy matrix crowded with arborescent microlites of green hornblende, around which theglass is clear.

B. Meissen, Saxony. Diam. 2 mm. Phenocrysts of quartz with corroded outlines and conchoidalfractures, in a matrix of glass showing perlitic cracks. Trains of spherical crystallitesemphasize the fluidal banding.

C. Turtle Mountains, California. Diam. 1 mm. Hornblende and sanidine phen-ocrysts lie in amatrix of glass rich in spherical and hairlike crystallites.

A B C

Gambar II. 13. Tekstur batuan Beku

A. Subhedral granular texture in granodiorite. Diam. 3 mm. Benton Range, Mono County,California. Euhedral and subhedral crystals of green hornblende and brown biotite, the.latter containing inclusions of apatite and secondary sphene. Subhedral crystals ofplagioclase, and more poorly formed crystals of partially altered onhoclase (stippled), withclear, anhedral, interstitial patches of quartz.


III-15

B. Porphyritic texture in mica lamprophyre. Diam. 2 mm. Boundary Butte, Navajo Reservation,Utah. Euhedral prisms of diopside and flakes of zoned biotite, in a matrix of altered sanidinemicrolites, opaque oxides, and calcite.

C. Anhedral granular texture in granite aplite. Diam. 3 mm. Near Wellington, Nevada.Interlocking anhedral grains of quartz, microcline, orthoclase, and albite, with accessoryhornblende and magnetite.

A B CGambar II. 14. Igneous Textures

A. Poikilitic texture in hornblende peridotite, Odenwald, Germany. Diam. 3 mm. A singlecrystal of hornblende encloses rounded granules ofserpentin-ized olivine and subhedralprisms of fresh diopside.

B. Ophitic texture in basalt, Kauai, Hawaiian Islands. Diam. 3 mm. Large plates of pigeonitepartly enclosing laths of labradorite, and granules of olivine marginally altered to iddingsice.

C. Subophitic texture in basalt, Medicine Lake, California. Diam. 2 mm. Crystals of augite partlyenveloping some of the feldspars and partly interstitial between them. One phenocryst andabundant small granules of olivine.

A B C


A. Micrographic texture in granophyre, Rosskopf, Vosges, Germany. Diain. 2 mm. Cuneiformintergrowth of quartz and altered orthoclase. In lower part of section are granules ofmagnetite and flakes of hematite and lithium mica.


III-16

B. Kelyphitic rims around green spinel in troccolite, Quebec. Diam. 2 mm. In upper part ofsection, green spinel is included in pyrope garnet; in lower part, the spinel is enveloped bya rim of anthophyllite and pale phlogopite, surrounded in turn by a radiating fibrousintergrowth of tremolite and actin-olite. These rims result from reaction between the spineland the labradorite that makes up the rest of the section.

C. Kelyphitic rim around olivine in gabbro, Quebec. Diam. 2 mm. The olivine is enclosed by ashell ofhypersthene, around which is a second shell composed of actinolite and greenspinel. The rest of the section consists of labradorite.

A B CGambar II. 16. Tekstur batuan Beku

A. Intergranular texture in picrite basalt, Kilauea, Hawaii. Diam. 2.5 mm. Corrodedphenocrysts of olivine rimmed with magnetite and hematite in an intergranular matrixcomposed of laths of labrodorite and interstitial grains of augite and pigeonite.

B. Intersertal texture in tholeiitic diabase, Northumberland, England. Diam. 2 mm. Augite andlabradorite occur in ophitic intergrowth; between them are irregular pools of dark-brownglass.

C. Hyaloophitic texture in basalt, Pedregal, Mexico. Diam. 2 mm. Olivine, green diopsidicaugite, and laths of labradorite lie in a matrix of dark, iron-rich glass.


III-17

A B C


A. Trachytic texture in trachyte, Castello d'lschia, Italy. Diam. 2 mm. Pheno-crysts of sanidineand of golden-yellow, oxidized aegirine-augite, in a fluidal groundmass of subparallelsanidine laths with intergranular aegirine-augite, aegirite, and iron oxides, plus accessoryapatite and sphene. Many triangular and polygonal spaces between the sanidine laths areoccupied in interserial fashion by analcite or sodalile.

B. Pilotaxitic texture in hypersthene andesite. Mount Rainier, Washington. Diam. 2 mm.Phenocrysts of hypersthene and labradorke, in a groundmass of andesine microlites withinterstitial cryptocrystalline material and specks ofaugite and iron oxides. The nuidalbanding is much less pronounced than in rocks of trachytic texture.

C. Hyalopilitic texture in pyroxene dacite, Weiselberg, northern Germany. Diam. 2 mm.Phenocrysts of labradorke, together with microlites of andesine-oligoclase and slenderprisms ofpigeonite of random orientation, in a matrix of clear brown glass.

A B C

Gambar II. 18. Basalts and Basaltic Andesite

A. Basaltic andesite, Paricutin, Mexico. Diam. 2.5 mm. Phenocrysts of olivine, some elongatedparallel to the base, and microlites oflabradorite in a vesicular matrix of black glass.


III-18

B. Glomeroporphyritic olivine-augite basalt, Copco Dam, northern California. Diam. 2.5 mm. Acluster of bytownite and olivine phenocrysts lies in a groundmass of labradorite laths,granular augite, and interstitial black glass.

C. Olivine-augite basalt. Craters of the Moon, Idaho. Diam. 2 mm. From the vesicular, glass-rich crust of a recent pahoehoe flow. Small crystals of olivine, augite, and labradorite,accompanied by abundant granular opaque iron oxides, in a base of clear, brown glass

A B C

Gambar II. 19. Diabases

A. Tholeiitic diabase. West Rock, New Haven, Connecticut. Diam. 2 mm. Colorless pigeonite,marginally altered to serpentine; fresh ophitic plates of pale-brown augite; laths oflabradorite; granules of opaque minerals; and interstitial chloride material. Not shown inthis section, but found elsewhere in the sill from which this specimen came, are a littleinterstitial biotite and mici;o-pegmatite. \

B. Alkali olivine diabase, Pigeon Point, Minnesota. Diam. 3 mm. Laths of calcic labradorite;olivine; ophitic, purplish augite; opaque minerals; reddish-brown biotite; and chlorite.

C. Tholeiitic diabase, Pwllheli, North Wales. Diam. 3 mm. A single plate of subcalcic augite (2V== 40°) ophitically encloses calcic plagioclase, which is almost entirely altered to calciteand prehnite and heavily stippled with granular leucoxene. The opaque grains close to theedge of the section are composed ofexsolution intergrowths ofilmenite and magnetite; nearthe center are two round patches of talc and serpentine after olivine; near the lower edge isan area of calcite.


III-19

A B C

Gambar II. 20. Differensiasi dalam Tholeiitic Diabase Sill, New Jersey

A. Specimen 3 m above the base. Diam. 3 mm. Composed of labradorile, cli-nopyroKenes, anda little hypersthene, ilmenite, and bioiite.

B. Olivine-rich specimen, 15 m above the base. Diam. 3mm. Consists ofolivine, ophiticpigeonite, labradorite laths, ilmenite, and, close together, accessory biotite andmicropegmatiie.

C. Specimen from upper part of sill. Diam. 3 mm. The chief constituents are pyroxene, alteredlabradorite, and iron-titanium oxides. Deuteric hornblende and biotite border the pyroxeneand oxides; patches of interstitial micropegmatite near center and right edge of section;prism of apatite adjoins upper-right edge.

A B

Gambar II. 21. Basalts

A. Mugearite, Isle of Skye, Scotland. Diam. 3 mm. Essentially composed of olivine, oligoclase,and iron oxide, with accessory augite, apatite, and orthoclase. The smaller olivines areelongated along [100], the larger ones, terminated by domes, are elongated along [001].


III-20

B. Picrile basalt, Kauai, Hawaiian Islands. Diam. 3 mm. Abundant large grains ofolivine,rimmed with iddingsite and magnetite, in an intergranular matrix ot labradorite laths,subhedral augite, and magnetite.

A B C

Gambar II. 22. Batuan Spilitic

A. Spililic diabase, Weilburg, Lahn, Germany. Diam. 2 mm. Cloudy laths of oligoclase in anintersertal matrix composed of chlorite, calcite, granular ilmenite, and leucoxene.

B. Amygdaloidal basalt. Coast Ranges, California. Diam. 2mm. Laths of cloudy oligoclase and afew of albite, with relic granules of augite, in a matrix of chlorite, calcite, ilmenite, andleucoxene. Amygdules filled by calcite and chlorite.

C. Variolitic basalt, Mount Tamalpais, California. Diam. 2 mm. Specimen from a pillow sill.Subradiating laths of albite and slender prisms of augite, in a groundmass of calcite,chlorite, and leucoxene. Amygdules of calcite and chlorite.

A B CGambar II. 23. Gabbros dan Troctolite

A. Gabbro, Volpersdorf, Saxony. Diam. 3 mm. Labradorite and diallage are the chief primaryminerals; the latter shows kelyphitic fringes of tremolite. The remainder consists ofserpentine and talc.


III-21

B. Gabbro, Glen More ring dike, Mull, Scotland. Diam. 3 mm. Chiefly composed of labradorueand augite ophitically intergrown. Accessory constituents include serpentinized olivine,needles of apatite, flakes of biotite bordering plates of ilmenite, and, in the upper-leftportion, a micrographic patch of quartz and K-feldspar.

C. Troctolite, Volpersdorf, Saxony. Diam. 6 mm. Essentially an olivine-labra-dorite rock. Theolivine is almost entirely converted to serpentine, and the surrounding feldspar is criss-crossed by expansion cracks. Accessory augite is partly embedded in the feldspar and alsoforms fringes around the olivine.

A B CGambar II. 24. Norites dan Ferrogabbro

A. Olivine norite, Aberdeen, Scotland. Diam. 3 mm. All the visible hypersthene is opticallycontinuous; it encloses grains of olivine and is intergrown ophit-ically with calcic labradorite.Iron ore and biotite are accessory constituents.

B. Ferrogabbro, Iron Mine Hill, Rhode Island. Composed of labradorite, iron-rich olivine, andopaque oxides containing specks of green spinel. The opaque grains are exsolutionintergrowths of magnetite and ilmenite.

C. Quartz norite, Sudbury, Ontario. Diam. 3 mm. Around the large hypersthene crystals arereaction rims of green hornblende and brown biotite. Biotite also envelops accessory ironoxides. The rest of the rock is composed ofsubhedral laths of labradorite and anhedralquartz. Elsewhere, but not shown here, bluish-green arfvedsonite forms fringes aroundsome of the hornblende.


III-22

A B

Gambar II. 25. Tipe Adirondack Anorthosite

A. Anorthosite, Frontenac County, Quebec. Diam. 1 cm. An anhedral granular intergrowth oflabradorite and accessory green hornblende.

B. Andesine anorthosite from same locality. Diam. 1 cm. Interlocking anhedra of calcicandesine; large crystal of corundum fringed with iron oxide, green spinel, talc, andclinozoisite.

A B C

Gambar II. 26. Andesites

A. Pyroxene andesite, Crater Lake, Oregon. Diam. 3 rnm. Phenocrysts of zoned. labradorite-andesine, with inclusions of glass and ofhypersthene and augite, in a groundmasscomposed of oligoclase microlites, specks of opaque oxide and pyroxene, and interstitialcryptocrystalline material.

B. Hornblende andesite. Black Butte, Mount Shasta, California. Diam. 3 mm. Phenocrysts ofoxyhornblende, pleochroic from gold to russet, fringed with granular magnetite; also


III-23

phenocrysts of zoned labradorite. Pilotaxitic groundmass of microlitic andesine andinterstitial cryptocrystalline material stippled with magnetite and fumarolic hematite.

C. Hornblende andesite, Stenzelberg, Siebengebirge, Germany. Diam. 3 mm. The hornblendephenocrysts are completely replaced by granular opaque oxides and augite. These, togetherwith phenocrysts of diopsidic augite and calcic andesine, lie in a cryptocrystallinegroundmass.

A B C

Gambar II. 27. Diorite-Tonalite Spectrum

A. Hornblende diorite, near Stockholm, Sweden. Diam. 3 mm. Roughly equant subhedralcrystals ofandesine-oligoclase; a little microcline, hornblende, and biotite; accessory ironoxides, apatite, and sphene.

B. Felsic tonalite (trondhjemite), Castle Towers batholith, British Columbia. Diam. 2.5 mm.Main constituent is oligoclase showing oscillatory zoning and borders of myrmekile; next inabundance is quartz, then orthoclase. Accessory constituents are biotite, apatite, ironoxides, and sphene.

C. Tonalite, Adamello, Italy. Diam. 2.5 mm. Subhedral and euhedral zoned crystalsofandesine-oligoclase, locally rimmed with orthoclase; anhedral patches of quartz; greenhornblende and brown biotite; allanite partly fringed with epidote (lower right); accessorymagnetite, apatite, and sphene.


III-24

A B C

Gambar II. 28. Monzonites and Plagioclase-Rich Granite (Adamellite)

A. Monzonite, Monzoni, Tyrol, diam. 2.5 mm. Euhedral laths of andesine; anhedral, turbidsodic orthoclase, and a little interstitial quartz. Diopsidic augite, partly bordered by greenhornblende and brown biotite. Accessory minerals are opaque oxides, apatite, and sphene.

B. Quartz-bearing hornblende monzonite, Pine Nut Range, Nevada. Diam. 2.5 mm. Euhedralcrystals of andesine, large anhedra of altered orthoclase, and smaller ones of quartz. Darkconstituents are hornblende, sphene, ahd opaque oxides. Accessory needles of apatite.

C. Granite (adamellite), Shap Fell, Westmorland, England. Diam. 2.5 mm. Euhedral, alteredcrystals of oligoclase; anhedral quartz and slightly altered orthoclase. The Hakes of biotiteshow alteration to chlorite with liberation of secondary sphene. Accessory constituents areprimary sphene, apatite, Huor-ite (near center), and allanite (near bottom).

A B C

Gambar II. 29. Syenites

A. Quartz-bearing syenite (nordmarkite), Oslo, Norway. Diam. 2.5 mm. Large crystals ofmicroperthite, locally veined and fringed with albite; a little quartz and biotite; accessoryopaque oxides, zircon, and sphene.


III-25

B. Syenite, Ymir, British Columbia. Diam. 3 mm. The main constituents are biotite, uralitizedaugite and altered orthoclase. Minor constituents are small euhedral andesines and apatite.

C. Alkali syenite, Cilaor, Reunion Island. Diam. 2.5 mm. The feldspar is altered perthite; andthere is a little interstitial quartz. The mafic minerals are aegi-rine-augite (palest), aegirine(darkest), and barkevikitic hornblende,

A B C

Gambar II. 30. Porphyries

A. Pneumatolyzed granite porphyry, Cornwall, England. Diam. 5 mm. Euhedral phenocrysts ofquartz and altered perthite in a microgranular groundmass of tlie same mineralsaccompanied by abundant muscovite, topaz (near top), fluorite (right edge), and twogenerations of tourmaline.

B. Granodiorite porphyry, Paiyenssu, northwestern Yunnan, China. Diam. 3 mm. Large crystalsof quartz and calcic oligoclase, with smaller ones of hornblende and biotile, in amicrogranular matrix of quartz and alkali feldspar with accessory sphene and epidote.

C. Hornblende diorite porphyry, Carrizo Mountain laccolith, northeastern Arizona. Diam. 3 mm.Phenocrysts ofandesine, partly altered to calcite and clay minerals, and of greenhornblende, some of which are twinned on the front pinacoid. The groundmass consistschiefly of microgranular feldspar with minor quartz and accessory grains of apatite andzircon. This rock might also be called and/site porphyry.


III-26

A B C

Gambar II. 31. Granites

A. Hornblende "granite," Plauen, near Dresden, Saxony. Diam. 3 mm. Composed of greenhornblende, orthoclase, oligoclase, and quartz, with accessory magnetite, apatite, sphene,and allanite. Note that some of the oligoclase is enclosed poikilitically by hornblende andorthoclase, and, left of center, there is a little myrmekite at the contact between twoorthoclase crystals. With decreasing quartz, the rock grades into syenite.

B. Biotite granite, Rockport, Maine. Diam. 3 mm. Euhedral and subhedral crystals ofniicrocline-perthite; strained anhedral crystals of quartz. Two generations of biotite; theearlier in large flakes; the later in radiating tufts occupying cracks and veins. The laterbiotite is darker and richer in iron and is associated with pneumatolytic fluorite.

C. Peralkaline riebeckite-aegirine granite, Quincy, Massachusetts. Diam. 3 mm. Euhedral andsubhedral crystals ofmicroperthile, and anhedral quartz; dark constituents are riebeckite,aegirine, and allanite.

A BGambar II. 32. Peralkaline Granite Porphyry

A. Riebeckite granite porphyry, Lake Brunner, New Zealand. Diam. 3 mm. Phenocrysts ofquartz and sodic orthoclase (latter not shown), in a graphic groundmass of the same twominerals accompanied by acicular riebeckite.


III-27

B. Riebeckite granite porphyry, Ailsa Craig, Scotland. Diam. 2 mm. Essentially composed ofsodic orthoclase with interstitial riebeckite and quartz.

A B C

Gambar II. 33. Pneumatolyzed Granites

A. Tourmalinized granite, Cornwall, England. Diam. 3 mm. Clusters of radiating blusih-greentourmaline needles, some of them bordering a corroded phenocryst of primary browntourmaline. The remainder of the rock consists of microperthite and quartz, the latterinvading the former. At the upper right are several tourmaline needles that terminateagainst a ghost boundary which marks the edge of a vanished quartz or feldspar crystal.

B. Greisen, Geyer, Erzgebirge, Germany. Diam. 5 mm. Composed of topaz, lithium mica, anddusty quartz.

C. Greisen, Grainsgill, Cumberland, England. Diam. 3 mm. Composed essentially of quartz andmuscovite, with accessory rutile, apatite, and arsenopyrite. The large flakes of muscoviteare relics from the original granite; the plumose muscovite is secondary after orthoclase;the minute, densely packed scales of muscovite are secondary after plagioclase. Otheraccessory minerals in this rock, not shown, are tourmaline and molybdenite.


III-28

A B C

Gambar II. 34. Granite and Granodiorites

A. Biotite granite, Conway, New Hampshire. Diam. 3 mm. The feldspars are micropenhite andaltered oligoclase; quartz is anhedral. Dark minerals are biotite, allanite, and a littlemagnetite. Two crystals of apatite near center.

B. Hornblende-biotite granodiorite, Yosemite, California. Diam. 3 mm. Approximately half therock consists of normally zoned plagioclase (Anso-zo), and a quarter of quartz. Theremainder is composed ofperthite, hornblende, and biotite, with accessory magnetite.

C. Basic inclusion in granodiorite from the same locality. Diam. 3 mm. Richer in hornblende,biotite, plagioclase, sphene, and apatite, but poorer in quartz and potassic feldspar than theenclosing rock.

A BGambar II. 35. Tonalites

A. Tonalite, Adamello, Italy. Diam. 2.5 mm. Subhedral and euhedral zoned crystals ofandesine-oligoclase, locally rimmed with orthoclase; anhedral patches of quartz; greenhornblende and brown biotite; allanite partly fringed with epidote (lower right); accessorymagnetite, apatite, and sphene.

B. Felsic tonalite (trondhjemite). Castle Towers batholith, British Columbia. Diam. 2.5 mm.Main constituent is oligoclase showing oscillatory zoning and borders of myrmekite; next in


III-29

abundance is quartz, then orthoclase. Accessory constituents are biotite, apatite, iron oxide,and sphene.

A B C

Gambar II. 36. Granite Pegmatites

A. Garnetiferous fine-grained pegmatite, Pala, California. Diam. 2 mm. Composedofspessartine, lithium mica, albite, microcline, quartz, and a little deep-blue tourmaline.

B. Tourmaline pegmatite, Pala, California. Diam. 2 mm. Large crystals of colorless elbaite,scattered in a matrix of lithium mica, albite, and quartz.

C. Tourmalinized pegmatite, Tuolumne Canyon, Yosemite, California. Diam. 2 mm. Largecrystal of zoned blue tourmaline; abundant granulated quartz and strained microcline;accessory muscovite and spessartine.

A B C DGambar II. 37. Granite-Gabbro Reaction Series, Lake Manapouri, New Zealand

A. Granite, diam. 3 mm. Composed mainly of microcline-perthite, quartz, albite, and biotite.The dark clot is a gabbro relic now composed of biotite, sphene-rimmed opaque oxide, andacicular apatite.


III-30

B. Transitional rock. Diam. 3 mm. The constituents, in order of abundance, are oligoclase,biotite, orthoclase, hornblende, quartz, sphene, apatite, epidote, and iron oxide. In thisspecimen most of the hornblende of the original gabbro has been replaced by biotite.

C. Transitional rock, nearer the gabbro contact. Diam. 3 mm. ChieHy andesine andhornblende, the latter in process of replacement by biotite. Iron oxide partly replaced bysphene, abundant apatite, and a little quartz and epidote.

D. Metagabbro. Diam. 3 mm. Least-altered material. Only difference from unaltered gabbro isthe presence of a little introduced quartz. Bulk of rock consists of andesine and hornblende,with accessory epidote, sphene, while mica, chlorite, and opaque oxide.

A B C

Gambar II. 38. Dacites

A. Hyalodacite, near Lassen Peak, California. Diam. 3 mm. Phenocrysts of glass-charged,zoned andesine, quartz, green hornblende, biotke, and hyper-sthene, in a glassygroundmass stippled with crystallites.

B. Basic inclusion in dacite, Lassen Peak, California. Diam. 3 mm. Laths of labradorite andcalcic andesine, and prisms of reddish-brown oxyhornblende largely replaced by magnetiteand hematite. Interstitial colorless glass and cristobalite; some of the latter also occurs inspheroids.

C. Pumiceous dacite obsidian. Rock Mesa, near Three Sisters, Oregon Cascades. Diam. 2 mm.Microphenocrysts ofhypersthene and corroded, glass-charged andesine, in a matrix ofcolorless vesicular glass.


III-31

A B C

Gambar II. 39. Rhyolite and Dacites

A. Rhyolite, Climax, Colorado, diam. 4 mm. Phenocrysts of quartz, orthoclase, oligoclase, andbiotite, in a cryptocrystalline base stippled with minute flakes of white mica, larger, spongygranules of topaz, and (lower right) grains of fluorite and pink garnet.

B. Dacite, Sidewinder Mountain, near Barstow, California. Diam. 3 mm. Corroded phenocrystof quartz; other phenocrysts of andesine and of resorbed biotite and hornblende.Groundmass composed chiefly of quartz and K-feld-spar (microfelsite). The feldspar ispartly altered; piedmontite clusters occur inside the porphyritic andesine; and smallerspecks are visible inside the hornblende and biotite crystals as well as in the felsiticgroundmass.

C. Tridymiie-rich hypersthene dacite. Crater Lake, Oregon. Diam. 3 mm. Phenocrysts ofhypersthene rimmed with magnetite and hematite resulting from fumarolic oxidation; alsophenocrysts of andesine. Cryptocrystalline ground-mass stippled with hematite dust;irregular patches of tridymite with characteristic fan-shaped twins.


III-32

A B C

Gambar II. 40. Rhyolites

A. Rhyolite pitchstone, near Shoshone, California. Diam. 2.5 mm. Phenocrysts of brownish-green hornblende and of andesine, in a base of banded glass showing perlilic cracks andabundant curved crystallites.

B. Spherulitic biotite rhyolite, Apati, Hungary. Diam. 3 mm. Phenocrysis of quartz, sanidine,andesine, and reddish-brown biotite in a devitrified spher-ulitic groundmass containingamygdules of opal and radiating chalcedony.

C. Sodic rhyolite (pantellerite), Santa Rosa, California. Diam. 2 mm. Phenocrysts of sodicsanidine or anorthoclase, corroded quartz, and deep-brown enig-matite. Groundmass ofquartz and sanidine with needles and mosslike patches of arfvedsonite, subordinate needlesof aegirine, and anhedral specks of enigmatite. In other specimens from this locality therhyolite contains abundant opal and tridymile lining pores.

A B CGambar II. 41. Phonolites

A. Mafic pseudoleucite phonolite, Bearpaw Mountains, Montana. Diam. 3 nini. Phenocrysts ofpseudoleucite composed of sanidine, cloudy zeolites, and a little nepheline; also of biotite


III-33

and diopsidic augite, the latter partly fringed with aegirine. Groundmass consists chiefly ofaegirine needles, biotite, and anhedral sanidine.

B. Nosean phonolite, Wolf Rock, Cornwall, England. Diam. 2 mm. Phenocrysts of sanidine andzoned nosean, in a groundmass of euhedral nepheline, aci-cular aegirine, a few sanidinemicrolites, and a little interstitial turbid anal-cinie.

C. Aegirine phonolite. Lead, South Dakota. Diam. 2 mm. Kuhedral neplielines and poikiliticpatches of aegirine, in a matrix composed mainly of sanidine microlites.

A B C

Gambar II. 42. Ultramafic Rocks

A. Melilitite, Ellioll County, Kentucky. Diam. 3 nun. Partly serpeiilini/ed phen-ocrysisofolivine,flakes of pale-brown phlogopite, plates of melilite with clear rims that polarize in ultra-blue,granules of perovskite and chromite, and, near top of section, a grain of pyrope garnet witha reaction rim. The dense matrix consists of iron oxide, perovskite, antigorite, and calcite,some of which is coarse grained and fills irregular pores.

B. Lherzolite, Haute Garrronne, France. Diam. 3 mm. Diallage (at bottom), bron-zite, andgranular olivine, with accessory green spinel (upper right) and picotite (lower right).

C. Pyroxenite, Hope, British Columbia. Diam. 3 mm. Approximately equal amounts of orthopyroxene and diopsidic augite. Some of the former contains lamellar inclusions ofclinopyroxene. A little poikilitic hornblende (near lop of section) and pyrrhotke.


III-34

BAB IIIBATUAN PIROKLASTIK

III.1. TEKTONIK DAN PEMBENTUKAN GUNUNGAPI

Proses pembentukan gunungapi awalnya terjadi dari suatu tumbukan antar

lempeng terutama untuk lempeng benua dengan lempeng samudera dan

lempeng samudera dengan lempeng samudera, daerah pemekaran dan hot spot.

Pada umumnya proses pembentukan gunungapi dapat dibedakan dari

kedudukan tektonik lempengannya, yaitu:

1. Daerah pemekaran

Daerah pemekaran yang disebut juga sebagai daerah divergen disebabkan

karena adanya aktifitas tektonik yang menghasilkan pemekaran pada

lempeng samudera. Magma keluar melalui celah pada daerah lemah dan

membentuk punggungan.

Pemekaran ini menghasilkan sifat magma berupa umafik hingga ultramafik.

Sifat magma yang cenderung basa dikarenakan mantel dari lempeng

samudera sendiribersifat basa hingga ultrabasa. Tipe batuan yang

dihasilkan bersifat basa. Pada kerak kontinen juga dapat terjadi proses

pemekaran dan menghasilkan tipe batuan dengan sifat batuan dengan sifat

basa sama dengan magma yang keluar dari pemekaran kerak samudera.

2. Daerah penunjaman

Daerah ini terjadi penunjaman salah satu lempeng atau dengan sebutan

daerah konvergen. Umumnya lempeng samudera menyusup dibawah

lempeng samudera mempunyai berat jenis yang lebih besar dari pada berat

jenis lempeng benua. Daerah ini dapat menghasilkan sifat magma yang


III-35

beragam mulai dari asam hingga basa. Variasi sifat magma ini dipengaruhi

dari sudut penunjaman saat proses tumbukan lempeng samudera dengan

lempeng benua. Semakin kecil sudut penunjaman maka akan menghasilkan

magma yang bersifat asam sementara semakin besar sudut penunjaman

maka akan menghasilkan magma yang bersifat basa.

3. Hot spot (Intraplate volcanism)

Pembentukan gunungapi dari aktifitas hot spot dikarenakan adanya

terobosan magma dari atmosfer menuju ke lithosfer dan pada bagian bawah

kerak lithosfer magma ini melewati celah yang mempunyai kedudukan

lateral. Komposisi magma bila keluar di lempeng samudera akan bersifat

basa, hal ini sama dengan produk magma yang keluar dari pemekaran

lempeng samudera, bila magma keluar di kontinen maka sangat

berpotensial menjadi magma yang bersifat sama.

Pembentukan gunungapi daerah ini berbeda dengan proses pemebntukan

daerah subduksi dan pemekaran, karena daerah ini mempunyai pusat

magma yang tetap.


III-36

Gambar III. 1. Proses tektonik dan vulkanisme

Volcanisme pada setiaptatanan tektonik

Volcanisme Pada Volcanic Arc bataskontinental aktif

volcanisme pada intraplit(hotspot)

volcanime pada zona subduksibusur kepulauan

volcanime pada pusatpemekaran tengah samudera


III-37

III.2. PRODUK ERUPSI GUNUNGAPI

Batuann piroklastik merupakan batuan yang dihasilkan oleh erupsi gunung api

dengan ciri-ciri yang khas. Untuk mempelajari material piroklastik, terlebih

dulu kita harus memahami tentang aktivitas vulkanisne baik proses maupun

produknya. Pemahanan itu secara umum meliputi pemahaman tentang :

1. Erupsi gunung api.

2. Material hasil aktivitas gunung api.

Gambar III. 2. Produks erupsi vulkanik

1. Erupsi Gunung Api

Menurut Muzil Anwar, 1981 erupsi gunung api adalah suatu manifestasi gejala

vulkanisme ke arah permukaan atau suatu aspek kimiawi dari perpindahan

energi ke arah permukaan yang tergantung pada kandungan energi dalam

dapur magma yang mencakup panas sewaktu pendinginan magma dan

tekanan gas selama pembekuan/ pendinginan.


III-38

Sehingga dapat disimpulkan bahwa erupsi gunung api merupakan gejala awal

munculnya gunung api baru atau aktifnya gunung api lama.

Sifat erupsi gunung api dapat terjadi karena adanya tekanan dari dalam bumi

yang cukup besar sehingga mampu mengalahkan tekanan beban diatasnya.

Berdasrkan sumber kejadiannya erupsi vulkanik dibedakan (Fisher, 1984) :

1. Erupsi piroklastik

Erupsi yang terjadi akibat kegiatan magma itu sendiri. Jadi prosesnya

berkisar dari pemisahan gas (degassing) dari fase magma, naiknya

tekanan ruang magma hingga melebihi tekanan beban sumbat

gunungapi sampai terjadi ledakan/erupsi.

2. Erupsi hidrovulkanik

Erupsi ini lebih kompleks dari erupsi piroklastik. Eruspsi hidrovolkanik

sistem magmatik berinteraksi erat dengan lingkungan sehingga

menghasilkan suatu rangkaian proses yang rumit dan terjadi dalam

waktu yang relatif sangat singkat.

Erupsi hidrovulkanik secara umum didefinisikan sebagai erupsi yang

terjadi karena kontak antara air dan magrna. namun demikian, adanya

kontak antara air dan magma belum tentu menimbulkan letusan. Dalam hal

ini ada beberapa syarat agar adanya kontak antara air dengan magma

tersebut menghasilkan letusan, yaitu :

Proses Superheating

Yaitu proses pemanasan air oleh magma atau sumber panas lain seperti

aliran lava, aliran piroklastik dan sebagainya. Superheating

menyebabkan pondidihan air yang menghasilkan penguapan total di

seluruh bagian air yang terpanaskan. Penguapan ini disertai ekepansi

gelombang gas, sehingga tekanan gas naik dengan cepat.


III-39

Hasil akhir dari rangkaian proses ini adalah kenaikan tekanan yang

dapat menimbulkan ledakan sebagai reaksi keseluruhan sistem untuk

mencapai kesetimbangan.

Lapisan Penahan.

Proses superheating akan menghasilkan tekanan tinggi bila kenalkan

suhu berada pada kondisi isovolume. Kondisi semacam ini bisa dicapai

bila air berada pada tempat dengan volume ruang yang konstan, Di

alam tempat tersebut terjadi bila air berada dalam lapisan porous

impermeabel. Bila tekanan yang dihasilkan melampaui besamya tekanan

litostatis lapisan penahan maka akan terjadi letusan.

Perbandingan Air dengan Magma.

Timbulnya lotuean hidrovulkanik dikontrol oleh perbandingan air dan

magma. Yang berpengaruh pada jumlah pemanasan dan derajat

fragmentasi yang dihasilkan oleh peralihan energi. Perbandingan air

dengan magma terlalu besar menyebabkan superheating tidak

berlangsung sempurna sehingga hanya diperoleh energi yang kecil.


III-40

Gambar III. 3. Sketsa mekanisme erupsi hidrovolkanik (Djoko, 1985)

2. Material hasil aktifitas gunungapi

Secara umum produk dari erupsi gunungapi bisa dibedakan atas:

a. Gas Volkanik

Pada waktu erupsi gas dikeluarkan dalam jumlah besar dengan gaya yang

kuat. Gas-gas tersebut dihasilkan oleh proses degassing sebelum terjadi

erupsi. Menurut "Volcanoes" gas-gas yang dikeluarkan oleh erupsi gunung

api biasanya berupa campuran uap air, hidrogen, karbonmonooksida,


III-41

karbondioksida, hidrogen sulfida, sulfur dioksida, sulfur trioksida, klorin

dan asam klorida, dalam berbagai proporsi. Untuk mengidentifikasi gas-gas

yang dikeluarkan suatu gunung api saat erupsi sangat sulit dilakukan,

karena biasanya gas-gas tersebut telah bereaksi dengan udara. Namun dari

baunya dapat diperkirakan gas-gas yang dominan keluar saat erupsi adalah

gas-gas belerang seperti SO2 dan H2S.

b. Aliran Lava.

Lava adalah magma yang keluar dari permukaan bumi. Tingkat keenceran

lava akan mempengaruhi morfologi dari aliran lava yang dibentuknya.

Lava dengan viskositas rendah akan meleleh dengan pelamparan luas tapi

tidak tebal. Sedang lava yang agak kental maka pemekarannya berjalan

lambat dengan penyebaran tidak begitu luas tapi sangat tebal. Lava kental

akan membentuk morfologi "volcanic dome" yaitu penimbunan ke atas dari

celah ke sisi tebing. Dan jika magmanya sangat kental akan membentuk

"plug dome".

Aliran lava bisa terjadi jika lava yang keluar saat erupsi adalah lava encer

atau sangat encer. Kadang-kadang pada aliran lava dijumpai suatu lapisan-

lapisan yang dibentuk oleh adanya perbedaan fase pembekuan lava

tersebut.

Bantuk-bentuk dan struktur hasil penbekuan lava memiliki ciri-ciri berbeda

tergantung sifat-sifat lavanya. Untuk lava yang membeku didarat, bentuk

dan strukturnya dipengaruhi oleh jarak aliran dan viskositasnya, antara

lain:

Lava Pahoe-hoe.

Dicirikan oleh bentuk yang terlipat-lipat pada permukaar.ya. Bentuk inl

terjadi oleh adanya aliran atau gerak lava di bawah bagian yang

membeku. Biasanya terjadi pada lava basalt dengan viskositas rendah.


III-42

Lava AA

Dicirikan oleh permukaan yang tidak teratur, runcing-runcing dan

permukaan kasar. Permukaan runcing ini terbentuk oleh pecahan

permukaan lava saat pembekuan. Lava AA bisa terbentuk dari

kelanjutan pembentukan lava pahoe hoe atau tanpa melalui fase lava

pahoe hoe.

Lava Blok.

Dibedakan dari lava AA karena bentuk yang sudah lebih teratur dan

mempunyai permukaan yang halus. Pembetukan blok-blok pada jenis

ini juga dipengaruhi oleh pemecahan permukaan lava yang sedang

membeku pada aliran lava (autobreksiasi).

Komposisi lava ini adalah lebih silikaan dan lebih kental dari komposisi

yang membentuk lava AA, sehingga hasil autobreksiasinya lebih teratur

dan halus permukaannya dalam bentuk blok-blok.

Untuk aliran lava bawah laut dibatasi oleh tekanan air sehingga

keenceran lava dapat terpelihara yang mengakibatkan aliran lebih jauh

dan lebih tipis dibanding aliran lava darat.

c. Volkaniklastik

Merupakan seluruh material lepas yang dibentuk oleh proses

fragmentasi, dihamburkan oleh berbagai macam agen transportasi,

diendapkan pada berbagai lingkungan atau tercampur dengan fragmen

non volkanik.


III-43Gambar III. 4. Proses vulkanisme

VOLCANICERUPTION

3

EFFUSIVE

Lava flows(Syn-Volcanic

4

EXPLOSIF

Mass flow suspensiontraction

Pyroclasticflow deposit

Pyroclasticsurge deposit

Pyroclasticfall deposit

Coherent lava(or intrusion) Autoclastic

deposit

WeldedNon welded Non welded

WeldedNon welded

4

RESEDIMENTATION


Resedimended (syn-eruption) volcaniclastic deposits

4

WEATHERING, EROSION,REWORKING AND (POST-ERUPTIVE) RESEDIMENTATION


Volcanogenic sedimentary deposits

Encircled number:relevant part of guideBoxes: processItalics: deposit


III-44

III.3. ENDAPAN KLASTIKA GUNUNGAPI

Berdasarkan pengertian tersebut maka istilah vulkaniklastik mencakup

bermacam-macam batuan vulkanik, yaitu:

a. Material Piroklastik

Akumulasi material piroklastik atau sering pula disebut sebagai tephra

merupakan hasil banyak proses yang berhubungan dengan erupsi vulkanik

tanpa memandang penyebab erupsi dan asal dari materialnya. Fisher, 1984

menyatakan bahwa fragmen piroklastik merupakan fragmen "seketika"

yang terbentuk secara langsung dari proses erupsi vulkanik. Material

piroklastik saat dierupsikan gunung api memiliki sifat fragmental, dapat

berujud cair maupun padat. Dan setelah menjadi massa padat material

tersebut disebut sebagai batuan piroklastik.

b. Material Hidroklastik

Material ini dihasilkan oleb suatu erupsi hidrovulkanik yakni erupsi yang

terjadi karena kontak air dengan magma.

Berdasarkan cara transportasi sebelum diendapkan, akumulasi material

hidroklastik dapat dibedakan menjadi 2, yaitu:

- Endapan Hidroklastik Jatuhan

Endapan hidroklastik jatuhan adalah endapan yang terjadi dari

akumulasi material hidroklastik yang dilemparkan dari pusat erupsi

ke udara dan kemudian jatuh di tempat pengendapannya. Cara

transportasi material hidroklastik jatuhan dapat dibedakan menjadi 2

yaitu transportasi gerak peluru (trajectory) dan turbulensi awan

erupsi.


III-45

- Endapan Hidroklastik Aliran.

Endapan ini terjadi dari akumulasi material hidroklastik yang

terlempar dari pusat erupsi, kemudian bergerak sepanjang

permukaan bumi menuju tempat pengendapannya.

c. Material Autoklastik

Material ini di alam dijumpai sebagai breksi vulkanik autoklastik yaitu

bentuk fragmentasi padat karena letusan gas-gas yang ada di dalamnya

karena oleh penghancuran lava (Wright, 1963 vide Willard, 1968). Jadi

material ini merupakan gesekan oleh penghancuran lava sebagai hasil dari

perkembangan lanjut dari pembekuan.

d. Material Alloklastik

Material ini sering disebut sebagai breksi vulkanik alloklastik yaitu breksi

yang dibenbuk oleh fragmentasi dari beberapa batuan "preexisting" oleh

proses vulkanik bawah permukaan (Wright; 1963 vide Willard; 1968). Jadi

proses breksiasi dari batuan ini terjadi di dalam gunung api baru kemudian

ekstrusion sebagai aliran breksi. Breksiasi inl mungkin dihasilkan oleh

pengembangan gas atau oleh runtuhnya gunung api yang kemudian

terbentuk rongga-rongga dan akhirnya diikuti erupsi. Aliran breksi pada

tipe ini terjadi pada derajat kemiringan dan bergerak dari gunung api

dengan media air menjadi lahar. Proses yang seperti ini mengakibatkan

batuan ini sukar dibedakan dengan breksi laharik. Ciri dari breksi ini

adalah ketebalannya yang besar dan tidak berlapis, material penyusunnya

sangat kasar dan tidak tersortasi. Fragmen mempunyai ukuran beraneka

ragam, heterolitologi. Fragmen pumis, skoria dan batuan afanitik jarang

dijumpai.


III-46

e. Material Epiklastik.

Material ini merupakan hasil dari pelapukan dan erosi dari batuan

vulkanlk dan umumnya bukan merupakan hasil vulkanisme yang seumur.

Karena endapan epiklastik ini merupakan hasil proses rework dan telah

mengalami transportasi maka pada umumnya fragmen-fragmennya lebih

rounded dan material piroklastik maupun hidroklastik. Fragmen-fragmen

tersebut; dapat terbentuk oleh proses-proses non vulkanik atau proses

epigenik sehingga membentuk modifikasi butiran yang agak membulat.

Material epiklastik di alam sering dijumpai sebagai breksi laharik.

III.4. TIPE ENDAPAN PIROKLASTIK

Endapan piroklastik menurut Mc Phie et al (1993) adalah endapan

volkaniklastik primer yang tersusun oleh partikel (piroklas) terbentuk oleh

empsi yang eksplosif dan terendapkan oleh proses volkanik primer (jatuhan,

aliran, surge). Proses erupsi ekplosif yang terlibat dalam pembentukan endapan

piroklastik meliputi tiga tipe utama yaitu : erupsi letusan magmatik, erupsi

freatik dan erupsi freatomagmatik. Ketiga tipe erupsi ini mampu menghasilkan

piroklas yang melimpah yang berkisar dari abu halus (< 1/16 mm) hingga blok

dengan panjang beberapa meter. Termasuk dalam tipe endapan piroklastik

meliputi:

1. Piroklastik aliran.

2. Piroklastik jatuhan.

3. Piroklastik surge.

1. Piroklastik Aliran

Piroklastik aliran adalah aliran panas dengan konsentrasi tinggi, dekat

permukaan, mudah bergerak, berupa gas dan partikel terdispersi yang

dihasilkan oleh erupsi volkanik (Wright et al 1981, vide Mc Phie et al 1993).


III-47

Fisher & Schmincke (1984) menyebutkan bahwa piroklastik aliran adalah

aliran densitas partikel-partikel dan gas dalam keadaan panas yang

dihasilkan oleh aktifitas volkanik. Aliran piroklastik melibatkan semua aliran

pekat yang dihasilkan oleh letusan atau guguran lava baik besar maupun

kecil.

2. Piroklastik Jatuhan

Piroklastik yang dilontarkan secara ledakan ke udara sementara akan

tersuspensi, yang selanjutnya jatuh ke bawah dan terakumulasi membentuk

endapan piroklastik jatuhan. Endapan merupakan produk dari jatuhan

baiistik dan konveksi turbulen pada erupsi kolom (Lajoie, 1984).

Karakteristik dari endapan dapat yang diamati antara lapisan piroklastik

jatuhan dan piroklastik aliran dapat dilihat pada tabel III.1.

Tabel III. 1. Perbedaan yang dapat diamati dari lapisan antara endapanpiroklastik jatuhan dan piroklastik aliran (Lajoie, 1984)

Piroklastik Jatuhan Piroklastik aliran

Sortasi Sortasi baik (well sorted) Sortasi buruk (poorly sorted)

Ketebalanlapisan

Teratur dan mengikutipermukaan yang ditutupi(mantle bedding)

Tidak teratur, menipis padatinggian, menebal padacekungan, menipis secaralateral terhadap batas saiuran

Gradasi danlaminasi

Lapisan massif jarang;gradasi normal Jarang, tapidapat hadir, tidak adastruktur traksi yang tegasseperti laminasi paralleldan laminasi ob!ique, tetapicrude strait umum.

Lapisan massif. Gradasiterbalik umum pada endapanyang terakumulasi darisuspensi laminar (aliran debrisdan butiran). Gradasi normaibanyak dijumpai pada endapanyang berasal dari suspensiturbulen dan itu umumnyaditemukan mendasari ataumenutupi bagian laminasi.


III-48

Struktur primeryang lain

Bomb - surge dan acretionarylapilli umum dijumpai padaendapan subaerial atau shallowwater. Lubang/pipa gas-escapetidak ada.

Acretionary lapilli dihasilkan padalapisan atas pada beberapasubaerial nuees ardentes. Jarangatau tidak ada padaendapan subagueous.

Sekuen strukturprimer. (Phmarysructureseguence)

Tidak ada Lubang/pipa gas-escapeumum dijumpai Umum, danumumnya itu jarang teramatipada sedimen transportasimassa (mass-transported sediments)yang lain.

3. Piroklastik Surge

Piroklastik surge adalah ground hugging, dilute (rasio partikel gas rendah),

aliran purticulate yang diangkut secara lateral di dalam gas turbulen (Fisher

1979 vide Mc Phie e/ al 1993). Piroklastik surge dibentuk secara langsung

oleh erupsi freatomagmatik maupun freatik (base surge) dan asosiasinya

dengan piroklastik aliran {ash cloud surge dan ground surge).

Tempat yang dilalui oleh pengendapan lapisan sangat tipis atau laminasi

biasanya disebut sebagai bed set.


III-49

Piroklastik Jatuhan

Piroklast terlontar ke athmosfir dan jatuh ke bawah

Aliran Piroklastik

Konsentrasi partikel relatif tinggi yang bergerak di dasar/lereng volkan

Gelombang Piroklastik

Konsentrasi partikel relatif rendah yang bergerak menuruni dasar/lereng

volkan.

Gambar III. 5. Jenis endapan piroklastik


III-50

Gambar III. 6. Karakteristik endapan yang berasal dari erupsi eksplosif(endapan piroklastik primer) Mc Phie et al, 1983.


III-51

III.5. KLASIFIKASI

Pembuatan klasifikasi batuan piroklastik sudah banyak dibuat oleh para ahli,

tetapi masih terjadi kekurangan maupun perbedaan tentang batuan piroklastik.

Klasifikasi berdasarkan perkembangan terbentuknya batuan piroklastik sangat

sulit, sedangkan saat ini klasifikasi didasarkan pada:

Asal – usul fragmen

Ukuran fragmen

Komposisi fragmen

a. Klasifikasi berdasarkan asal – usul fragmen

Batuan piroklastik yang merupakan hasil endapan bahan volkanik dari letusan

tipe eksplosif maka Johnson dan Levis (1885), lihat Mac Donald (1972)

membuat klasifikasi sebagai berikut:

- Essential : fragmen berasal langsung dari pembekuan magma

segar

- Accessor : fragmen berasal dari lava atau piroklastik yang

terdapat pada kerucut volkanik

- Accidental : fragmen yang berasal dari batuan lain yang tidak

menunjukkan gejala pembekuan, metamorfisme

Klasifikasi berdasarkan ukuran dari fragmen. Klasifikasi ini dibuat pertama kali

oleh Grabau (1924) dalam Carozzi (1975) :

- > 2,5 mm : Rudyte

- 2,5 – 0,5 mm : Arenyte

- < 0,5 mm : Lutyte


III-52

Klasifikasi batuan piroklastik dari Wenworth dan Williams (1932) dalam

Pettijohn banyak dipakai, tetapi kisaran yang dipakai tidak sama antara batuan

sedimen dan piroklastik :

- Breksi volkanik : Tersusun dari fragmen-fragmen diameter > 32 mm,

bentuk fragmen meruncing

- Aglomerat : Fragmen berupa bom-bom dengan ukuran > 32 mm

- Lapili/tuf lapili: Fragmen tersusun atas Lapili yang berukuran antara 4

mm – 32 mm

- Tuf kasar : Fragmen-fragmen tersusun atas abu kasar dengan

ukuran butir terletak antara 0,25 mm – 4 mm

- Tuf halus : Fragmen-fragmen tersusun atas abu halus dengan

ukuran < 0,25 mm

b. Klasifikasi berdasarkan komposisi fragmen

Klasifikasi yang telah dibuat digunakan untuk tuf, yaitu

0,25 –4 mm : tuf kasar

< 0,25 mm : tuf halus

Menurut Williams, Turner dan Gilbert (1954), tuf dapat diklasifikasikan

menjadi :

1. Vitric Tuff : tuf dengan penyusun utama terdiri dari gelas

2. Lithic Tuff : tuf dengan penyusun utama terdiri dari fragmen batuan

3. Crystal Tuff : tuf dengan penyusun utama kristal dan pecahan –pecahan

kristal


III-53

Pettijohn (1975) membuat klasifikasi tuf, dengan membandingkan prosentase

gelas dengan kristal, yaitu:

1. Vitric Tuff:

Tuf mengandung gelas antara 75% - 100% dan kristal 0% - 25%.

2. Vitric crystal tuff:


3. Crystal vitric tuff:


4. Crystal tuff :



III-54

Tabel III. 2. Grain size-based genetic nomenclature for common types ofvolcaniclastic deposits. Modified from Fisher(1961)&Schmidt (1981)

GRAIN

SIZE

VOLCANICLASTICDEPOSITS INGENERAL and

VOLCANOGENICSEDIMENTARY

DEPOSITS

AUTOCLASTIC DEPOSITSRESEDIMENTED AUTOCLASTIC

DEPOSITSHyaloclastite Autobreccia

Mixture oruncertain

origin

<1/16mm volcanic mudstone fine

hyaloclastite?

autoclasticmudstone

resedimented fine hyaloclastite,resedimented autoclastic mudstone

1/16-2mm volcanic sandstone hyaloclastite

sandstoneautoclasticsandstone

resedimented hyaloclasiitesandstone, resedimented autoclasticsandstone

2-4mm

volcanicconglomerate,

volcanic breccia

granularhyaloclastite

granularautobreccia

granularautoclasticbreccia

resedimented granular hyaloclastite,resedimented granular autobreccia,resedimented granular autoclasticbreccia

4-64mm hyaloclastite

brecciaautobreccia

autoclasticbreccia

resedimented hyaloclastite breccia,resedimented autobreccia,resedimented autoclastic breccia

> 64mm

coarsehyaloclastite

breccia

coarseautobreccia

coarseautoclasticbreccia

resedimented coarse hyaloclastitebreccia, resedimented coarseautobreccia, resedimented coarseautoclastic breccia

GRAINSIZE

PYROCLASTIC DEPOSITS PYROCLAST-RICH DEPOSITS

Unconsolidatedtephra

Consolidatedpyroclastic

rock

RESEDIMENTED SYN-ERUPTIVE

Post-eruptive resedimented orreworked, or uncertain origin

<1/16mm fine ash fine tuff resedimented ash-rich

mudstone tuffaceous mudstone

1/16-2mm coarse ash coarse tuff resedimented ash-rich

sandstone tuffaceous sandstone

2-64mm lapilli tephra

lapillistone (orlapilli tuff ortuff-breccia)

resedimented pyroclast-richlapillistone, resedimentedpumice lapillistone,resedimented pumice andlithic lapillistone

tuffaceous conglomerate,tuffaceous breccia

>64mm

bomb (fluidalshape) tephra,block (angular)

tephra

agglomerate(bombs

present),pyroclastic

breccia

resedimented pyroclast-richbreccia, resedimentedpumice breccia,resedimented pumice andlithic breccia


III-55

Tabel III. 3. Terms to be used for mixed pyroclastic-epiclastic rocks (after Schmid,1981,).

Average clast sizein mm. Pyroclastic Tuffites (mixed

pyroclastic-epiclastic)Epiclastic (volcanic and/or

nonvolcanic)

> 64Agglomerate,pyroclasticbreccia

Tuffaceous conglomerate,tuffaceous breccia Conglomerate, breccia

64 - 2 Lapilli tuff2 - 1/16 coarse Tuffaceous sandstone Sandstone1/16 - 1/256 fine Tuffaceous siltstone Siltstone

< 1/256 Tuffaceous mudstone,shale Mudstone, shale

Amountpyroclasticmaterial

100% to 75% 75% to 25% 25% to 0%

Gambar III. 7. Klasifikasi tuff (after, Schmid, 1981)


III-56

Tabel III. 4. Classification and nomenclature of pyroclasts and well-sorted pyroclasticdeposits based on clast size (after Schmid, 1981).

Clast size inmm

PyroclastPyroclastic deposit

Mainly unconsolidated tephra Mainly consolidatedpyroclastic rock

> 64 bomb, block agglomerate bed of blocks orbomb, block tephra

agglomerate pyroclasticbreccia

64 to 2 lapillus layer, bed of lapilli or lapillitephra lapilli tuff

2 to 1/16 coarse ashgrain coarse ash coarse (ash) tuff

< 1/16 fine ash grain fine ash (dust) fine (ash) tuff

Gambar III. 8. Klasifikasi batuan piroklastik (Fisher, 1986)


III-57

Heinrich (1956) selama pengendapan tuf bisa bercampur dengan material

sedimen yang bermacam-macam. Material sedimen yang paling banyak dapat

dipakai untuk pemberian nama tuf. Misal serpihan atau mengandung gamping,

tuf gampingan dan sebagainya.

Batuan sedimen non volkanik, bisa tercampuri oleh tuf hasil letusan gunung

berapi, sehingga membentuk campuran dua bahan pembentuk batuan yang

mempunyai sumber dan proses pembentukan yang tidak sama. Pettijohn

(1975), adanya tuf di dalam batuan sedimen bisa dipergunakan untuk pemerian

tambahan. Sehingga akan diperoleh penamaan seperti batupasir tufa, serpih

tufan dan lainnya.

Klasifikasi berdasarkan komposisi sangat penting untuk analisa tuf. Batuan

yang berdasarkan ukuran fragmen dengan mudah dan sederhana dapat

dimasukkan ke dalam kelompok tuf ini, ternyata mempunyai komposisi yang

cukup berariasi. Variasi komposisi tersebut dikelompokan lagi.

Vitric Tuff

Menurut Heinrich (1956), penyusun utama terdiri atas gelas. Tuf vitrik

merupakan hasil endapan primer material letusan gunungapi. Komposisi

umumnya bersifat riolitik, meskipun juga dijumpai berkomposisi dasitik,

trasitik, andesitik dan basaltik.

Kepingan gelas umumnya mempunyai bentuk meruncing. Inklusi-inklusi

magnetit banyak dijumpai dalam gelas. Gelas biasanya tidak berwarna,

tetapi apabila berkomposisi basaltik berwarna kuning sampai coklat.

Fragmen-fragmen berupa kristal dan fosil terkadang dijumpai, walaupun

dalam prosentase yang kecil. Mineral-mineral bisa berupa mineral

penyusun riolit, andesit dan lain-lain. Mineral skunder yang hadir antara

lain kalsit, opal, kalsedon, kuarsa, oksida-oksida besi dan lain-lain.


III-58

Beberapa tuf vitrik yang mengendap dalam tubuh air tersemen oleh kalsit,

Heinrich (1956).

Tuf vitrik umumnya bertekstur vitroclastic, yaitu kepingan-kepingan gelas

terletak dalam matrik yang berupa abu gelas yang sangat halus, Williams,

Turner dan Gilbert (1954).

Macam-macam tuf vitrik:

Tuf palagonit

Penyusun utama gelas basa, dengan warna kuning kehijauan sampai

coklat tua. Tuf palagonit umumnya mengandung kristal-kristal

plagioklas, olivin, piroksen dan bijih besi, lubang-lubang banyak

terisi kalsit atau zeolit, Heinrich (1956).

Porselanit atau batu cina

Penyusun berupa abu gelas yang sangat halus, sering disebut tuf

lempungan.

Welded tuff atau ignimbrit

Penyusun terdiri atas kepingan-kepingan gelas yang terelaskan,

Heinrich (1956).

Tuf pisolit

Penyusun terdiri atas pisolit-pisolit abu gelas yang sangat halus,

Williams, Turner dan Gilbert (1954).

Crystal tuff

Komposisi dominan terdiri atas kristal, sedangkan gelas dijumpai

berjumlah sedikit.

Tuf kristal riolitik, yaitu kristal kuarsa, sanidin, biotit, hornblende, lain yang

terkadang dijumpai seperti augit. Tuf kristal yang mengandung tridimit.


III-59

Tuf kristal dasitik, yaitu kristal hornblende, hipersten, andesin, magnetit

dan augit banyak dijumpai pada trasit. Sedangkan pada tuf kristal basaltik,

tersusun atas olivin, augit, magnetit dan labradorit.

Lithic tuff

Penyusun dominan berupa fragmen-fragmen batuan. Gelas dijumpai dalam

jumlah yang relatif sedikit. Fragmen tersebut biasanya berupa fragmen

batuapung, skoria, obsidian, andesit, basalt, granofir, batuan beku hipo-

abisik bertekstur porfiritik atau halus. Kadang terdapat fragmen batuan

plutonik, metamorfik maupun sedimen, Heinrich (1956).

Bahan piroklastik yang dikeluarkan dari ventral volkan, sebelum

terendapkan mengalami berbagai proses, baik cara terangkuntnya dan

media transportasi, maupun material yang terendapkan.


III-60

III.6. PETROGRAFI

Ignimbrit/endapan aliran pumis (ignimbrites : pumice-flow deposit)

IGNIMBRIT - endapan aliran piroklastik didominasi pumis.

Gambar III. 9. Kenampakan ignimbrit di lapangan

welded ignimbrite - ignimbrite terelaskanUnwelded ignimbrite - ignimbrit tak terelaskan


III-61

Tekstur mikroskopi ignimbrit (nonwelded texture)

Tekstur mikroskopi ignimbrit (welded texture)

Nonwelded tuff dengankenampakan glass shards

Nonwelded tuff dengankenampakan unbroken glass bubbles

(a). Welded tuffs dari SE Idaho

(b). Welded tuffs dari Vales, N.Mex-nampak penjajaran kristal denan glas shards

(c). Nampak kompaksi yang kuat dan perlipatan yang berlawanan dengan arah kristal


III-62

Tekstur mikroskopi ignimbrit (welded texture)

(a). Kristal welded tuffs(b). Fragmen batu welded tuffs yang lebih tua, dikungkung oleh ignimbrit

yang lebih muda


VI-20

A B C

Gambar III. 10. Feldspathoidal Lavas

A. Nephelinite, Mikeno, East Africa. Diam. 1 mm. Microphenocrysts of green augite andnepheline, in a matrix of dark-brown glass with granules of iron oxide, and slendermicrolites of sanidine.

B. Leucite basanite, Vesuvius, Italy. Diam. 3 mm. Phenocrysts of olivine, green diopsidicaugite, and leucite, in an intergranular matrix of labradorile laths, iron oxide, and augite.Locally there are minute interstitial grains of sanidine.

C. Hauynophyre, Tahiti. Diam. 1 mm. Microphenocrysts of deep-sky-blue hauyne with websofrutile; slender prisms of pale-green diopsidic augite and euhedral granules of iron oxide, ina matrix of pale glass.

A B CGambar III. 11. Volcanic Ashes


VI-20

A. Andesitic crystal ash erupted from the volcano Santa Maria, Guatemala, in 1902. Diam. 2mm. Broken crystals of plagioclase, dark-green hornblende, paler-green pyroxenes, roundedbioiite Hakes, magnetite, and a few lithic chips, of andesile.

B. Dacilic vilric ash showing pumiceous texture. Uiam. 2 mm. Product of the culminatingexplosions of Mount Mazama, which led to the formation of Crater Lake, Oregon. Shreddedand cellular bits of pumiceous glass accompanied by fewer broken chips of plagioclase andsmall prisms of hypersthene.

C. Basaltic ash (Pele's Hair), Kilauea, Hawaii. Diam, 2 mm. Threads of brown basaltic glasscontaining bubbles of gas. Material discharged by lava fountains in the form of spray.

A B C

Gambar III. 12. Tuffs

A. Rhyolilic vitric tuff, Shasta Valley, California. Diarri. 2 mni. Shows typical vitroclastic texture.Arcuate shards of glass lie in a matrix of almost impalpable glass dust.

B. Rhyolitic crystal tuff, Etsch valley, Italy. Diam. 2 mm. Broken crystals ofquail/. and sodicplagioclase, together with small Hakes ofbiotile, in a matrix of glass dust and pumicefragments.

C. Andesitic lithic tuff, near Managua, Nicaragua. Diam. 2 mm. Fragments of various kindsofandesite predominate; between these lies a matrix made up of plagioclase and pyroxenecrystals and pale-brown glass dusi.


VI-20

A B C

Gambar III. 13. Rhyolitic Pumice and Ignimbrite

A. Rhvolitic pumice, Lipari Island, Italy. Diani. 3 mm. Entirely composed of extremely vesicularglass.

B. Incipiently welded ignimbrile, near Bishop, California. Diam. 3 mm. Specimen from theunwelded top of an ignimbrite. Crystals of quartz and sanidine, in a matrix of undeformedglass shards and dust, with well-'preserved vitro-clastic texture.

C. Welded tuff, from same locality. Diam. 3 mm. Specimen from the welded interior portion ofthe same ignimbrite. Constituents as in B, but here the glass shards are deformed andflattened.

A B CGambar III. 14. Basaltic Tuffs

A. Palagonite luff, Oamaru, New Zealand. Diam. 4 mm. Fragments of palagon-ile, pale buffwithin and deep gold at the margins, including crystals of olivine and labradorite. Betweenthese fragments is a matrix of calcite.


VI-20

B. Palagonite,tuff, Oahu, Hawaiian Islands. Diam. 4 mm. The cores of the vesicular fragmentsconsist of fresh pale-buff palagonite including crystal's of olivine; the rims of the fragmentsare fibrous and birefringent and largely composed of smectite. Between the fragments is amatrix of zeolites.

C. Hornblende andesite scoria, product of the last ash flows from Mount Mazama (Crater lake),Oregon. Diam. 4 mm. Phenocrysts of hornblende and labradorite, embedded in extremelyvesicular, brown-to-black andesitic glass.

A B

Gambar III. 15. Volcanic Sandstones

A. Volcanic wacke (Eocene), Tyee Formation, Umpqua River, Oregon: Diam. 1.2 mm. Poorlysorted angular and subangular grains of coarse silt and sand tightly packed in anargillaceous matrix colored green by chloritic material. About half of the grains are particlesof volcanic rocks, chiefly andesite; about 30% are plagioclase, chiefly andesine (lightlystippled, with cleavage); and about 20% are quartz (clear).

B. Miocene arenite, 3700 m below surface, south of Lost Hills, California. Diam. 1.2 mm.Loosely packed, subangular grains of andesite, plagioclase (lightly stippled, with cleavage),and quartz firmly cemented by coarse calcite (stippled, with two cleavages). Single calcitecrystal in center encloses many sand grains.


VI-20

BAB IVBATUAN SEDIMEN KLASTIK

IV.1. PENGERTIAN BATUAN SEDIMEN KLASTIK

Asal mula mula batuan sedimen klastik adalah akibat dari proses-proses yang

menyangkut siklus sedimentasi (pelapukan – erosi - transport - sedimentasi -

diagenesa).

Dalam batuan sedimen kelompok mineral penyusunnya adalah :

a. Mineral autigenic

Terbentuk di daerah sedimentasi dan langsung diendapkan

Contoh : gipsum, kalsit, anhidrit, halit

b. Mineral allogenic

Tidak terbentuk pada daerah sedimentasi/pada saat sedimentasi.

Telah mengalami transportasi dan kemudian diendapkan di daerah

sedimentasi

Syarat :

Tahan pelapukan

Tahan pengikisan selama transportasi sampai pengendapan


VI-20

Stabilitas mineral dalam batuan sedimen :

1. Mineral tak stabil

Merupakan mineral yang berada pada transportasi, tetapi jarang sampai

pada pengendapan.

a. Mineral yang umumnya allogenic (jarang sekali/tidak pernah authigenic)

OlivinPiroksenPlagioklas basaHornblendePlagioklas asamEpidotAndalusitStaurolitKianitSilimanitMagnetitIlmenitGarnetSpinel

b. Mineral yang umumnya authigenic

GypsumKarbonatGlaukonitPlagioklas asamK. Feldspar

Makin stabil

Makin stabil


VI-20

2. Mineral stabil

Mineral yang tetap ada mulai dari transportasi sampai dengan

pengendapan.

Lempung (clay mineral)KuarsaChertMuskovitTourmalinZirkonRutileBrookitAnatase

IV.2. PROSES PEMBENTUKAN BATUAN SEDIMEN KLASTIK

Dalam pembentukan batuan sedimen klastik ada 2 fase proses yaitu :

1. Fase pembentukan endapan

2. Fase pembentukan batuan sedimen klastik

1. Fase pembentukan endapan

Fase ini meliputi :

Proses pelapukan

Proses erosi

Proses transportasi

Proses pengendapan

2. Fase pembentukan batuan sedimen klastik

Fase ini sedimen yang telah terendapkan akan mengalami beberapa proses

yaitu:


VI-20

Sementasi, endapan tersemenkan oleh larutan kimia (karbonat, silika,

oksida besi)

Pemadatan (compaction), memadatnya massa endapan karena

pengisian semen

Pemampatan (desication), keluarnya air dari rongga-rongga batuan

Pembatuan (litification), membatunya endapan yang telah kompak

Berdasarkan proses yang terjadi dalam pembentukan batuan sedimen maka

dapat dibagi menjadi 3 yaitu:

1. Batuan sedimen hasil proses mekanis, dengan media air, angin dan es.

Dicirikan oleh banyaknya mineral allogenik, mineralnya detritus,

bertekstur klastik, dibedakan :

berbutir kasar, misalnya: breksi, konglomerat

berbutir sedang, misalnya batupasir

berbutir halus, misalnya batulempung, batulanau

2. Batuan sedimen hasil proses kimia, banyak mengandung mineral

autogenik, komposisi material non detritus, teksturnya non klastik,

dibedakan :

sedimen evaporasi, misalnya gipsum, anhidrit, garam

sedimen karbonat, misalnya batugamping, dolomit

3. Batuan sedimen yang dihasilkan akibat aktifitas jasad kehidupan (proses

organis), misal batubara, diatome, batugamping terumbu.


VI-20

Cara pengendapan :

Secara mekanis, ini menghasilkan sedimen detritus (sedimen klastik)

Secara kimia, dengan reaksi anorganik (langsung) ataupun dengan reaksi

organik (dibantu oleh organisme)

Lingkungan pengendapan adalah direfleksikan oleh mineral – mineral

dalam batuan.

Untuk menghasilkan batuan sedimen, tergantung pada:

1. Litologi batuan asal

2. Stabilitas dari mineral –mineral yang ada

3. Kecepatan erosi : merupakan banyaknya materal sedimen yang

dapat diangkut / ditransport, sehingga turut menentukan

banyaknya material yang dapat/akan diendapkan.

Transport akan menghasilkan :

Sorting/pemilahan

Roundness/kebundaran, yaitu ukuran butiran menjadi

kecil/lebih kecil

Proses diagenesa :

Dapat mengubah tekstur batuan sedimen

Dapat mengakibatkan rekristalisasi


VI-20

IV.3. KOMPONEN DASAR KLASIFIKASI BATUAN SEDIMEN KLASTIK

Komponen komposisi pada batuan sedimen terbagi atas:

1. Komposisi kimia

2. Komposisi mineral

Faktor yang mempengaruhi susunan komposisi batuan sedimen :

a. Besar butir

Serpih/lempung (Al2O3, K3O, FeO)

Pasir halus > SiO2

b. Tingkat maturity/kedewasaan

Keadaan batuan sedimen dibandingkan dengan batuan induknya

Tingkatan :

Super mature

Mature

Sub mature

Immature

Tingkatan tersebut dilihat berdasarkan :

Tekstur

Mineral

komposisi


VI-20

Makin tinggi tingkat maturitynya maka makin banyak mineral stabil yang

dikandungnya.

Mineral-mineral yang umum adalah sebagai berikut:

1. Mineral Utama

Mineral yang terbentuk sebagai penyusun batuan sedimen

Kuarsa

Feldspar

Mika

Lempung

Karbonat

2. Mineral ikutan/tambahan

Jumlahnya sedikit

Zirkon

Garnet

Magnetit

Tourmalin

Piroksen

Manfaat dari komposisi mineral:

Menunjukkan komposisi batuan induk

Memberi nama batuan

Mengetahui proses pembentukannya

Mengetahui lingkungan sedimentasinya (environment)

Kepentingan ekonomi


VI-20

IV.4. TEKSTUR DAN STRUKTUR BATUAN SEDIMEN KLASTIK

a. Tekstur batuan klastik

Batuan sedimen yang terbentuknya berasal dari hancuran batuan lain,

kemudian tertranportasi dan terdeposisi, selanjutnya mengalami diagenesa,

sehingga terbentuk batuan tersebut, misalnya : batupasir.

Khusus batuan sedimen klastik untuk penelitian harus diperhatikan mengenai

ukurannya, bentuk (shape), kebundaran (roundness), tekstur permukaan,

orientasi dan komposisi mineralnya.

Shape adalah bentuk daripada butiran tersebut, dapat dibedakan menjadi 4

macam, yaitu:

Golongan I ..............................................................................oblate/tabular

Golongan II .............................................................................equent/equiaxial

Golongan III ............................................................................bladed/triaxial

Golongan IV............................................................................prolate/rod shape

Sphericity, pengukurannya dengan cara membandingkan luas permukaan bola

yang berisi obyek yang volumenya sama dengan volume bola tersebut.

Roundness yaitu derajat kebulatan dari butiran tersebut atau bisa juga disebut

dengan keruncingan dari bola tersebut.


VI-20

Bentuk dari pada sedimen sangat dipengaruhi oleh bentuk semula, struktur,

daya tahan, media transportasi, jarak transportasi dan lama tertransport.

Orientasi butir adalah susunan dari pada butiran tersebut, yang mencerminkan

proses pengendapannya.

Tekstur permukaan yaitu morfologi dari butiran akibat pengaruh media

transportasi dan proses setelah transportasi.

Maturity yaitu derajat kedewasaan diketahui dengan membandingkan

komposisi mineral pada suatu tempat dengan mineral yang terdapat pada

batuan asalnya.


VI-20

Gambar IV. 1. Derajat kebundaran


VI-20

b. Struktur batuan sedimenStruktur batuan sedimen klastik terbagi atas :

1. Struktur Syngenetik (terjadi bersamaan dengan terjadinya sedimentasi)

a. Proses fisik

Eksternal struktur yaitu kelihatan dari luar

Misal ukuran dan bentuk dari tubuh sedimen.

Contoh : bentuk lembaran (sheet), lensa, lidah, delta dan shoestring.

Ada juga yang hubungannya berupa konkresi, interfingering dan

intertongue.

Internal struktur yang tercermin pada batuan sedimen itu tersendiri

Perlapisan dan laminasi (bedding dan lamination)

o Normal current bedding yaitu perlapisan karena arus normal,

misal: perlapisan sejajar. Berdasarkan ukurannya dibedakan

menjadi :

- laminasi, bila tebal lapisan < 1 cm

- stratum, bila tebal lapisan lebih dari 1 cm

- bed, kumpulan dari beberapa laminer dan straith

o cross bedding (perlapisan silang siur) yang terjadi akibat adanya

perubahan arah arus.

o Graded bedding (perlapisan tersusun), yang terjadi karena

adanya pemilahan ukuran butir halus ke kesar atau sebaliknya


VI-20

Freature of bedding planes yaitu bentuk dari permukaan

lapisan selama proses sedimentasi.

- Ripplemark yaitu bentuk permukaan bergelombang karena

adanya proses arus satu arah

- Mud crack yaitu bentuk retak-retak pada lapisan lumpur,

biasanya berbentuk segi lima.

- Rain drops prints yaitu bekas titik-titik air hujan pada permukaan

batuan

- Swash and riil marks yaitu jejak binatang pada permukaan lapisan

- Flute cast yaitu bentuk gerusan pada permukaan lapisan yang

bentuknya seperti seruling

- Load cast yaitu lekukan pada batas perlapisan yang diakibatkan

oleh gaya tekan dari muatan yang ada diatasnya.

Deformational structure

Yaitu terjadinya perubahan struktur batuan pada saat sedimen

terendapkan karena adanya tekanan.

o Post deposisional slump feature

Yaitu struktur luncuran yang terjadi akibat adanya desakan

yang tinggi

o Intraformationalkonglomerat

Yaitu struktur hancuran yang menyerupai konglomerat karena

adanya pergerakan pada sedimen sebelum mengalami litifikasi


VI-20

b. Struktur sedimen yang terbentuk akibat proses biologi

External structure

Biostromes

Bioherm

Keterangan menurut Cuming (1932) Bioherm adalah merupakan

panggul bukit, lensa atau yang serupa yang mempunyai penyebaran

terbatas, terdiri atas kerangka organisme yang belum tertransportasi

dan dikelilingi oleh litologi yang berbeda.

Biostromes menurut Cuming (1932) berupa struktur batugamping

yang berlapis sebagaimana shellbed , cronoid, coral bed, yang berupa

akumulasi sisa organisme yang belum tertransport dan tidak

menunjukkan pembengkaan seperti tanggul bukit atau lensa.

Biostromes menurut Lingk (1950) merupakan batugamping yang

berlapis dan terdiri dari organisme yang merambat dan membentuk

lapisan keras.

Internal structure

Misal fosil dalam batuan

2. Struktur epigenetik terjadi setelah batuan tersebut terbentuk)

a. Karena proses fisik (mekanis)

External structure

Batas antara tiap lapisan

o Batas tegas atau gradual


VI-20

o Batas selaras atau tak selaras

Lipatan dan sesar

Internal structure

Clastic dike yaitu terjadi karena adanya tekanan hidrostatika yang

kuat sehingga material seperti diinjeksikan

b. Karena proses kimia atau organisme

Corroion zone

Concretions

Stilolites

Cone in cone

Cristal mold and cast

Seins and dike


VI-20

IV.5. KLASIFIKASI BATUAN SEDIMEN KLASTIK

Sandcobbles Mud (clay and fine silt)

Gambar IV. 2. Classification of Sandstones

Sandymudstone


VI-20

Figure modified after Dolt, journal of Sedimentary Petrology, vol. 34 (1964): p. 629.Three mineral components of sand—quartz [Q), feldspar (F), and lithic grains(L)—and represented by the three apices of the triangles; points within thetriangles represent relative proportions of these three components. Percentageof argillaceous matrix is represented by a vector extending toward [he rear ofthe diagram. The term arenite is restricted to sandstones that are essentially freeof matrix material; all others are argillaceous (muddy) sandstone, or wacke.

IV.6. PETROGRAFI BATUAN SEDIMEN KLASTIK

A B

Gambar IV. 3. Recent Sands as Seen in Thin Section

A. Firm beach sand, Point Reyes, California. Impregnated with plastic before collection in orderto preserve texture. Diam. 3 mm. Uncompacted sub-rounded grains very well sorted;porosity very high—about 30%. This is a lithic sand with high feldspar content; it containsabundant chert grains (heavily stippled), quartz (lightly stippled), feldspar (shown withcleavage lines), and various rock fragments.

B. Sand from channel of jacalitos Creek, Coalinga, California. Impregnated with plastic beforecollection in order to preserve texture. Diam. 3 mm. Uncompacted subangular grains fairlywell sorted; porosity very high; finer-grained layer at bottom. This is a lithic sand derivedfrom a mixed sedimentary terrane including volcanic sandstones; it contains about 40%chips of andesite, argillite, shale, chert, and serpentine, 35% quartz, and 25% feldspar.


VI-20

A B

Gambar IV. 4. Uncemented Sandstones as Seen in Thin Section

A. St. Peter Sandstone (Ordovician), Beloit, Wisconsin. Diam. 2.5 mm. Very well-sortedsandstone consisting of subrounded quartz grains, a quartz arenite. The texture is veryporous, but grains have been compacted until they are in close contact. Compare texture inFigure 11—4A.

B. Temblor arkosic sandstone (Miocene), 2500 m below surface, Kettleman Hills, California.Diam. 2.5 mm. Moderately sorted sandstone consisting of abundant subangular grains ofquartz and feldspar (with cleavage), together with fewer biotite flakes (lined) and rockparticles (heavily stippled). Texture very porous, but deep burial has caused rearrangementand compaction of grains. Compare the texture in Figure 11—4B. Note deformed biotitepinched between compacted grains.

A B C

Gambar IV. 5. Cements in Sandstones


VI-20

A. Lithic arenite (Miocene, Temblor Formation), 2500 m below surface, Kettle-man Hills,California. Diam. 1 mm. Lithic grains, quartz, and plagioclase enclosed in and cemented by asingle barite crystal. Note uniformly oriented right-angle cleavages in barite.

B. Volcanic arenite (Miocene, Temblor formation), 1000 m below surface, Jacal-itos Field,California. Diam. 1 mm. Cement is chlorite. A micronbrous fringe rims each grain, but in thecenters of pores the chlorite appears microgranular.

C. Arkose (Miocene, Topanga Formation), Santa Monica Mountains, California. Diam. 1 mm.Calcile replacing plagioclase, irregular patches of uniformly oriented feldspar being enclosedwithin a single calcite crystal. An adjacent quartz-feldspar grain (upper left) is not replaced.

A B C

Gambar IV. 6. Cements in Sandstones

A. Pennsylvanian sandstone, Zuni Mountains, New Mexico. Diam. 1.5 mm. Quartz and turbidrock particles coated with ferric oxide (black), locally covered in turn by clear euhedralovergrowths of quartz, and the whole cemented by calcite (stippled). Note trains of globularopaque inclusions in quartz grains.

B. Cretaceous arkosic arenite, Gualala, California. Diam. 0.5 mm. Local clear euhedralovergrowths of authigenic quartz on detrital quartz (center, lower right, and left). Quartzovergrowths covered and remaining pores filled by the zeolite laumontite (cleavage lines butno stippling).

C. Lithic sandstone (Miocene, Temblor Formation), Reef Ridge, California. Diam. 0.75 mm. Anincomplete cement of uniformly oriented calcite (stippled, with cleavage lines); voids fringedwith microfibrous chlorite covering both calcite and detrital grains alike; chloritic fringecovered with opal (blank).


VI-20

A B C

Gambar IV. 7. Graywacke

A. Ordovician lithic graywacke (Fortune Formation), Lawrence Harbor, Newfoundland. Diam.1.5 mm. An unsorted aggregate of angular grains of sand and coarse silt set in an abundantargillaceous matrix. Grains are quartz (clear or lightly stippled), feldspar (chiefly plagioclase,shown with cleavage), a few shreds of mica, and particles of phyllite, argillite, chert, andandesite or basalt. Long dimensions of most grains lie roughly parallel to bedding planewhich is nearly normal to the section.

B. Franciscan graywacke, Mendocino County, California. Diam. 1.5 mm. Generally similar to A,but shows less orientation of grains, slightly less matrix, and more grains of feldspar andbasalt. This specimen is typical of many Franciscan sandstones thai fall near the boundarybetween lithic and feld-spathic types.

C. Precambrian feldspathic graywacke, Hurley, Wisconsin. Diam. 1.3 mm. Texturally like B,except that the margins of the grains are corroded. Quartz grains are very abundant,feldspar is common, and rock chips are sparse. This is a well-known chemically analyzedgraywacke (U.S. Geological Survey Bulletin, vol. 150 (1898): pp. 84-87).

A B C

Gambar IV. 8. Arkosic Sandstones


VI-20

A. Arkose (Tertiary), Lake Manapouri, New Zealand. Diarn. 2.5 mm. Unsorted angular grains oforthoclase and oligoclase (with cleavage) and of quartz (clear), accompanied by large andsmall unoriented flakes of biotite and a grain of sphene (upper left), all bound together by amortar of silty clay slightly stained with limonite. Essentially residual, resting on granitic rockfrom which it was derived.

B. Arkose (Pennsylvanian, Fountain Formation), Boulder, Colorado. Diam. 2.5 mm. Poorlysorted angular grains of quartz, turbid oligoclase, and microdine (both feldspars stippled andshowing cleavage), and accessory flakes of muscovite, all bound together by a matrix ofsilty clay stained red by ferric oxides. The deposit has been transported but suggests a near-by granitic source.

C. Torridonian arkose (Precambrian), Loch Assynt, Scotland. Diam. 2.5 mm. Poorly sortedsubangular grains of quartz (clear and very slightly stippled) and of microcline, orthoclase,and oligoclase, firmly bonded in a matrix of micaceous clay. Feldspars are in part fresh(shown with cleavage) and in part very turbid (stippled). A few rock fragments (schist) arenot shown.

A B C

Gambar IV. 9.Arkosic Sandstones

A. Miocene arkosic arenite, or arkose, 3000 m below surface, near Simmler, California. Diam. 2mm. Very tightly packed angular and subangular grains: not well sorted, but free from clay.Consolidated by compaction without cement. Plagioclase, orthoclase, and microcline (alllightly stippled) and quartz (blank) are about equally abundant; grains ofcalcite (heavily,stippled) and biotite are accessory. Note pinched and contorted mica.

B. Micaceous arkosic arenite, or arkose (Triassic), Portland, Connecticut. Diam. 2 mm. Fairlywell-sorted angular to subangular grains of feldspar (lightly stippled) and quartz (blank);abundant parallel oriented flakes of muscovite and chloritized biotite, larger than othergrains, lie parallel to the bedding. The rock is lightly cemented by scattered grains of calcite(heavily stippled and showing cleavage) and secondary quartz overgrowths (separated fromdetrital quartz by dotted lines). Porosity high. A few schist particles, not shown in this field.


VI-20

C. Red arkosic wacke, or arkose (Triassic), Mt. Tom, Massachusetts. Diam. 3 mm. Unsortedangular-to-subangular grains of quartz and turbid feldspar, in a very abundant matrix offerruginous clay.

A B C

Gambar IV. 10. Lithic Arenite and Lithic Graywacke

A. Calcareous lithic arenite (Miocene Modelo Formation), Santa Monica Mountains, California.Diam. 2.5 mm. Fairly well-sorted sandstone consisting of subangular and subrounded slateand schist fragments and smaller angular grains of quartz and feldspar (trace only)cemented with fine-grained calcite.

B. Bragdon lithic graywacke (Mississippian), Trinity County, California. Diam. 2.5 mm. Anunsorted aggregate of angular grains set in a dark argillaceous matrix. Less matrix than ingraywackes of Figure 13-5. Grains are largely chert and devitrified rhyolites (stippled),andesile, and slate; there are fewer angular quartz grains (clear) and a trace of plagioclase(with cleavage). No preferred orientation of grains is visible.

C. Volcanic graywacke (Triassic), southern New Zealand. Diam. 2.5 mm. An unsortedaggregate of angular and subangular grains in a matrix containing much microcrystallinechlorite. Grains are chiefly fragments of andesilic or basaltic rocks; plagioclase grains (withcleavage) are common; and quartz (clear) is subordinate.


VI-20

A B C

Gambar IV. 11. Miscellaneous Lithic Sandstones

A. Andesite arenite (Upper Miocene, Neroly Formation), Mount Diablo, California. Diam. 2.5mm. Well-sorted, loosely packed, subangular grains of andesite rock, andesine (clear, withcleavage), hypersthene (center and top), and hornblende (lower left and right). Each grainenclosed in a thin fibrous rim of smectite. Hypersthene and hornblende are euhedral, buthypersthene has been etched by intrastratal solutions after development of smectite rims.This is an epiclastic arenite, not a tuff or a tuffaceous arenite.

B. Calcareous tuffaceous sandstone (Oligocene, Tunnel Point Formation), Coos Bay, Oregon.Diam. 3 mm. A mixture of pyroclastic and epiclastic material deposited in a marineenvironment, where it was mixed with glauconite and cemented with very fine-grainedcalcite (stippled). Curved glass shards and detrital quartz and feldspar are clear; turbidfragments of meta-andesite and phyllite, and spheroidal pellets of glauconite, are darklystippled.

C. Calcareous serpentine arenite (Eocene), southeastern Monterey County, California. Diam. 3mm. Angular and subangular grains of serpentine (line pattern), together withmicrocrystalline carbonate pellets (stippled), firmly cemented with finely granular calcite.Note two unbroken foraminifers.

A B C

Gambar IV. 12. Lithic Arenites


VI-20

A. Triassic sandstone, Boonton, New Jersey. Diam. 2 mm. Not well soned, but contains little orno clay. Composed of angular and subangular grains derived from sedimentary and low-grade metamorphic rocks. Rock fragments of shale, slate, argillite, and limestone (lower leftand right); also ragged grains of quartz and very few of feldspar.

B. Chico Sandstone (Cretaceous), near Chico, California. Diam. 1 mm. Finegrained, well-sortedarenite consisting of subangular grains; poorly consolidated and very porous. Rockfragments are slate and Hne schist, with a littlt-chert; quartz (clear or slightly stippled) isabundant, and feldspar (with cleavage), both fresh and cloudy, is common; hornblende andepidote (darkly stippled, with cleavage, in upper left and at bottom) are present in everythin section; a bent flake ofbiotite in upper left.

C. Triassic sandstone (Keuper), Stuttgart, Germany. Diam. 1 mm. Tightly packed subangulargrains; porosity relatively low. Abundant schist and micro-granular rock particles (lined andstippled); abundant quart/, and feldspar (lightly stippled with cleavage), both orthoclase andplagioclase; some mica flakes. Grains of mica schist are commonly oriented parallel tobedding and give the rock a very micaceous aspect in hand specimen.


VI-20

BAB VBATUAN SEDIMEN KARBONAT

V.1. PENGERTIAN BATUAN SEDIMEN KARBONAT

Batuan karbonat didefinisikan sebagai batuan dengan kandungan material

karbonat lebih dari 50 % yang tersusun atas partikel karbonat klastik yang

tersemenkan atau karbonat kristalin hasil presipitasi langsung (Reijers & Hsü,

1986). Bates & Jackson (1987) mendefinisikan batuan karbonat sebagai batuan

yang komponen utamanya adalah mineral karbonat dengan berat keseluruhan

lebih dari 50 %. Sedangkan batugamping, menurut definisi Reijers & Hsü (1986)

adalah batuan yang mengandung kalsium karbonat hingga 95 %. Sehingga

tidak semua batuan karbonat merupakan batugamping.

V.2. KARAKTERISTIK KOMPONEN BATUAN KARBONAT–MIKROFASIES

Menurut Tucker (1991) komponen penyusun batugamping dibedakan atas non

skeletal grain, skeletal grain, matrix, dan cement.

1). Non Skeletal Grain, terdiri dari :

a. Ooid dan Pisolid

Ooid adalah butiran karbonat yang berbentuk bulat atau elips yang

mempunyai satu atau lebih struktur lamina yang konsentris dan

mengelilingi inti. Inti penyusun biasanya partikel karbonat atau butiran

kuarsa. Ooid memliki ukuran butir < 2 mm dan apabila memiliki ukuran >

2 mm disebut pisoid.


VI-20

b. Peloid

Peloid adalah butiran karbonat yang berbentuk bulat, elipsoid atau

meruncing yang tersusun oleh micrite dan tanpa struktur internal.

Ukuran dari peloid antara 0,1 – 0,5 mm.

c. Pellet

Pellet merupakan partikel berukuran < 1mm berbentuk spheris atau elips

dengan komposisi CaCO3. Secara genetis pellet merupakan kotoran dari

organisme.


VI-20

d. Agregat dan Intraklas

Agregat merupakan kumpulan dari beberapa macam butiran karbonat

yang tersemen bersama-sama oleh semen mikrokristalin atau tergabung

akibat material organik. Sedangkan intraklas ialah fragmen dari sedimen

yang sudah terlitifikasi atau setengah terlitifikasi yang terjadi akibat

pelepasan air lumpur pada daerah pasang surut/tidal flat.

2). Skeletal Grain.................................................................................................

Merupakan butiran cangkang penyusun batuan karbonat yang terdiri dari

seluruh mikrofosil, butiran fosil ataupun pecahan dari fosil-fosil makro.

Cangkang ini merupakan allochem yang paling umum dijumpai dalam

batugamping.

3). Lumpur Karbonat dan Micrite.

Micrite adalah matriks yang biasanya berwarna gelap. Pada batugamping

hadir sebagai butir yang sangat halus. Micrite memilliki ukuran butir kurang

dari 4 um. Micrite dapat mengalamai alterasi dan dapat tergantikan oleh

mosaik mikrospar yang kasar.

4). Semen

Semen terdiri dari material halus yang menjadi pengikat antar butiran dan

mengisi rongga pori yang terendapkan setelah fragmen dan matriks. Semen

dapat berupa kalsit, silika, sulfat atau oksida besi.

V.3. KLASIFIKASI BATUAN KARBONAT

Dalam praktikum ini digunakan 4 macam klasifikasi yaitu klasifikasi untuk

batugamping yaitu klasifikasi Dunham (1962) yang kemudian dikembangkan

menjadi klasifikasi Embry & Klovan (1971), klasifikasi Folk (1959) dan


VI-20

klasifikasi untuk batuan campuran silisiklastik-karbonat yaitu Klasifikasi Mount

(1985).

a. Klasifikasi Dunham (1962) dan Embry & Klovan (1971).........................

Klasifikasi Dunham (1962) didasarkan pada tekstur deposisi dari

batugamping. Karena menurut Dunham, dalam sayatan tipis, tekstur

deposisional merupakan aspek yang tetap. Kriteria dasar dari tekstur

deposisi yang diambil Dunham (1962) berbeda dengan Folk (1959).

Dasar yang dipakai oleh Dunham untuk menentukan tingkat energi adalah

fabrik batuan. Bila batuan bertekstur mud supported diinterpretasikan

terbentuk pada energi rendah karena Dunham beranggapan lumpur

karbonat hanya terbentuk pada lingkungan yang berarus tenang. Sebaliknya

Dunham berpendapat bahwa batuan dengan fabrik grain supported terbentuk

pada energi gelombang kuat sehingga hanya komponen butiran yang dapat

mengendap.

Batugamping dengan kandungan beberapa butir (< 10 %) di dalam matrikss

lumpur karbonat disebut mudstone, dan bila mudstone tersebut mengandung

butiran tidak saling bersinggungan disebut wackestone. Lain halnya bila

antar butirannya saling bersinggungan disebut packstone atau grainstone;

packstone mempunyai tekstur grain-supported dan biasanya memiliki matriks

mud. Dunham memakai istilah boundstone untuk batugamping dengan

fabrik yang mengindikasikan asal-usul komponen-komponennya yang

direkatkan bersama selama proses deposisi (misalnya : pengendapan

lingkungan terumbu). Dalam hal ini boundstone ekuivalen dengan istilah

biolithite dari Folk.


VI-20

Klasifikasi Dunham (1962) memiliki kemudahan dan kesulitan.

Kemudahannya adalah tidak perlunya menentukan jenis butiran dengan

detail karena tidak menentukan dasar nama batuan. Kesulitan adalah di

dalam sayatan petrografi, fabrik yang menjadi dasar klasifikasi kadang tidak

selalu terlihat jelas karena di dalam sayatan hanya memberi kenampakan

dua dimensi, oleh karena itu harus dibayangkan bagaimana bentuk tiga

dimensi batuannya agar tidak salah dalam penafsirannya.

Embry dan Klovan (1971) mengembangkan klasifikasi Dunham (1962)

dengan membagi batugamping menjadi dua kelompok besar yaitu

autochtonous limestone dan allochtonous limestone berupa batugamping yang

komponen-komponen penyusunnya tidak terikat secara organis selama

proses deposisi.

Pembagian allochtonous dan autochtonous limestone oleh Embry dan Klovan

(1971) telah dilakukan oleh Dunham (1962) hanya saja tidak terperinci.

Dunham hanya memakainya sebagai dasar penglasifikasiannya saja antara

batugamping yang tidak terikat (packstone, mudstone, wackestone, grainstone)

dan terikat (boundstone) ditegaskan. Sedangkan Embry dan Klovan (1971)

membagi lagi boundstone menjadi tiga kelompok yaitu framestone,

bindstone,dan bafflestone, berdasarkan atas komponen utama terumbu yang

berfungsi sebagai perangkap sedimen. Selain itu juga ditambahkan nama

kelompok batuan yang mengandung komponen berukuran lebih besar dari

2 cm > 10 %. Nama yang mereka berikan adalah rudstone untuk component-

supported dan floatstone untuk matrix supported. Klasifikasi Embry & Klovan

(1971) dapat dilihat pada Gambar V.1.


VI-20

Tabel V. 1. Klasifikasi Embry & Klovan (Reijers & Hsü, 1986)

Kelebihan yang lain dari klasifikasi Dunham (1962) adalah dapat dipakai

untuk menentukan tingkat diagenesis karena apabila sparit dideskripsi

maka hal ini bertujuan untuk menentukan tingkat diagenesis.

Tabel V. 2. Klasifikasi Dunham (1962)


VI-20

b. Klasifikasi Folk (1959)

Dasar klasifikasi Folk (1959) yang dipakai dalam membuat klasifikasi ini

adalah bahwa proses pengendapan pada batuan karbonat sebanding dengan

batupasir, begitu juga dengan komponen-komponen penyusun batuannya,

yaitu :

a. Allochem

Analog dengan pasir atau gravel pada batupasir. Ada empat macam

allochem yang umum dijumpai yaitu intraklas, oolit, fosil dan pellet

b. Microcrystalline calcite ooze

Analog dengan matrik pada batupasir. Disebut juga micrite (mikrit) yang

tersusun oleh butiran berukuran 1- 4 μm.

c. Sparry calcite (sparit)

Analog sebagai semen. Pada umumnya dibedakan dengan mikrit karena

kenampakannya yang sangat jernih. Merupakan pengisi rongga antar

pori.


VI-20

Tabel V. 3. Klasifikasi Folk (1959)

c. Klasifikasi Mount (1985)

Klasifikasi Mount (1985) merupakan klasifikasi deskriptif. Menurutnya

sedimen campuran memiliki empat komponen :

(1) Silisiclastic sand (kuarsa, feldspar yang berukuran pasir),

(2) Mud campuran silt dan clay),

(3) Allochem butiran karbonat seperti pelloid, ooid, bioklas, dan

intraklas yang berukuran >20 µm), dan lumpur karbonat atau mikrit

(berukuran <20 µm).


VI-20

Komponen-komponen tersebut suatu tetrahedral yang memiliki pembagian

delapan kelas umum dari sedimen campuran. Nama-nama tiap kelas

menggambarkan baik tipe butir dominan maupun komponen antitetik

yang melimpah sebagai contoh : batuan yang mengandung material

silisiklastik >50 % berukuran pasir dengan sedikit allochem maka disebut

allochemical sandstone. Diagram klasifikasi Mount (1985) dapat dilihat pada

Gambar V. 3.

SILISICLASTIC >CARBONATE ?

SAND >MUD ?

ALLOCHEMS >MICRITE ? NAME

yes yes allochemical sandstoneno micrite sandstone

yes

no yes allochemical mudrockno micrite mudrock

yes yes sandy allochem limestoneno sandy micrite

no

noyes muddy allochem limestoneno muddy micrite

Tabel V. 4. Klasifikasi Mount untuk penamaan batuan campuran silisiklastik-karbonat (Mount,1985)

V.4. TIPE-TIPE POROSITAS/PERMEABILITAS

Ada beberapa ahli geologi yang mencoba memberikan klasifikasi mengenai

tipe-tipe porositas tersebut. Salah satu di antaranya adalah Choquette & Pray

(1970) dalam Reeckmann & Sanders (1981). Klasifikasi ini mencoba

menghubungkan ukuran pori, bentuk dengan kemas dari batuan tersebut.

Adapun klasifikasi dari Choquette & Pray (1970) adalah sebagai berikut :


VI-20

1. Porositas pada batuan karbonat, sepenuhnya dikontrol oleh kemas

batuan yang disebut sebagai fabric selective dan dibagi menjadi:

a. Interparticle :

Bisa termasuk dalam porositas primer yaitu merupakan pori – pori yang

terdapat di antara partikel atau intergranular, dan biasanya tidak

mengalami sementasi. Porositas ini bervariasi tergantung pada sortasi,

kemas, dan ukuran butiran.

b. Intraparticle :

Pori–pori yang terdapat di dalam butiran, bisa terbentuk sebagai

porositas primer atau bisa terbentuk pada awal diagenesis, oleh proses

yang dikenal sebagai maceration, dimana material organik yang ada,

dibusukkan di antara skeletal. Jenis porositas ini juga bisa disebabkan

oleh proses perpindahan dari interior butiran yang tidak terlalu

mengalami kalsitifikasi. Melalui proses ini tertinggal bagian cortex-nya

saja.

c. Intercrystalline :

Merupakan pori–pori yang terdapat diantara kristal–kristal yang relatif

sama ukurannya, yang tumbuh karena adanya proses rekristalisasi atau

dolomitisasi. .

d. Mouldic :

Suatu rongga yang terbentuk karena proses pelarutan fragmen dalam

batuan. Porositas ini termasuk porositas sekunder dan termasuk dalam

fabric selective. Untuk membentuk tipe porositas ini, dibutuhkan

perbedaan tingkat kelarutan antara butiran dan struktur yang ada.


VI-20

Terbentuk dalam batuan monomineralik berhubungan dengan

perbedaan kristalinitas, ukuran kristal, inklusi organik, porositas primer

dan lain-lain.

e. Fenestral :

Merupakan variasi dari interparticle porosity yang terbentuk pada

lingkungan yang khusus, seperti supratidal levee. Terbentuk sebagai

akibat hilangnya beberapa butir pembentuk batuan sehingga terbentuk

rongga–rongga yang besar.

f. Shelter :

Merupakan variasi dari interparticle porosity, dimana adanya butiran

yang berbentuk lempeng, menjadi semacam payung bagi area di

bawahnya, untuk melindungi dari pengisian sedimen yang mengendap.

g. Growth framework :

Pertumbuhan kerangka seperti kerangka koral, yang mengakibatkan

rongga yang diisi oleh koral, menjadi terbuka.

2. Porositas batuan karbonat tersebut tidak dipengaruhi atau dikontrol oleh

kemas (fabric) batuan, disebut sebagai not fabric selective, yaitu

porositas:

a. Fracture :

Rongga yang berbentuk rekahan, yang terbentuk akibat adanya tekanan

luar, dan biasanya terjadi setelah pengendapan, serta berasosiasi dengan

proses perlipatan, pensesaran ataupun salt doming. Terjadi pada batuan


VI-20

karbonat yang relatif brittle, biasanya homogen, seperti kapur dan

dolomit.

b. Channel :

Saluran antar rongga yang terbentuk akibat pelarutan.

c. Vug :

Lubang yang terbentuk sebagai akibat proses pelarutan, seperti

gerowong.

d. Cavern :

Pelarutan lubang yang bisa membesar, sehingga dapat dimasuki

manusia.

.

Tabel V. 5.


VI-20

3. Porositas batuan karbonat yang dapat bersifat sebagai kedua–duanya,

disebut sebagai fabric selective or not. Tipe porositas ini antara lain :

Breccia :

Terbentuk karena adanya proses retakan yang menyebabkan batuan

hancur menjadi bongkah-bongkah kecil dan terbentuklah pori-pori yang

berada di antaranya.

Boring :

Pori-pori yang terbentuk karena adanya aktivitas pemboran oleh

organisme.

Burrow :

Porositas yang terbentuk karena penggalian organisme.

Shrinkage :

Penciutan, dimana sedimen yang telah diendapkan, menjadi kering dan

menciut, sehingga terjadi rekahan-rekahan yang dapat menimbulkan

pori.

V.5. DIAGENESA BATUAN KARBONAT

a. Lingkungan Diagenesis

Diagenesis di bawah air laut : laut dangkal, bagian laut dalam

Meteoric diagenesisfreshwater diagenesis : diatas muka air tanah, di bawah

muka air tanah


VI-20

b. Lingkup dan proses diagenesis

Lingkup diagenesis : pengisian pori, lithifikasi, neomorphisme dan

pelarutan

Proses diagenesis

1. Pengisian pori dengan mikrit/lumpur karbonat

2. Mikritisasi oleh ganggang

3. Pelarutan

4. Sementasi

5. Polimorfisme

6. Rekristaliasi

7. Pengubahan/penggantian

8. Dolomitisasi

9. Slisifikasi

Sementasi : proses perekatan antar butir batuan akibat adanya proses

pelarutan dan pembatuan

V.6. TEKSTUR BATUAN SEDIMEN KARBONAT

Pada umumnya batuan terdiri dari mineral – mineral authigenic. Batuan

memperlihatkan gejala diagenesa pada tekanan (P) dan temperatur (T) tertentu,

maka porositas batuan menjadi sangat rendah atau hilang.

Batuan karbonat dicirikan oleh porositas yang rendah dan ditandai oleh tekstur

mozaic. Contoh : batugamping


VI-20

Terdiri dari kristal – kristal kalsit dan tidak memperlihatkan porositas /

porositas rendah. Butiran – butiran kalsit dapat berupa polygon – polygon atau

bergerigi. Butiran kalsit yang bergerigi menunjukkan adanya rekristalisasi yang

terjadi pada saat diagenesa. Sebelum rekristalisasi, ada pori sehingga menjadi

ada porositas. Pada non klastik kadang - kadang ada butiran – butiran yang

amorf :

o Kalsedon

o Opal

Ciri yang penting pada batuan karbonat, butiran – butiran yang mula – mula

halus, pada diagenesa akan menjadi bertambah besar.

Ada 3 unsur tekstur :

Butiran (grain)

Butiran klastik (yang tertransport), disebut sebagai fragmen

Massa dasar (matrix)

Lebih halus dari butiran/fragmen, diendapkan bersama-sama dengan

fragmen

Semen (cement)

Berukuran halus, merekat butiran/fragmen dan matriks : diendapkan

kemudian (setelah fragmen dan massa dasar)

Sorting/pemilahan

Sorting baik

Besar butir merata (matriks hanya sedikit/tidak ada)

Sebagai semen


VI-20

Sorting buruk

Besar butir tak merata dan matriks cukup banyak

Rounding/kebundaran

Merupakan sifat permukaan dari pada butiran

Disebabkan oleh pengaruh transport terhadap butiran yang akibatnya

menjadi butiran membundar

Terbagi atas :

- Angular (menyudut)

- Sub angular (menyudut tanggung)

- Sub rounded (membulat tanggung)

- Rounded (bulat)

- Well rounded (sangat bulat)

V.7. FAMILI BATUGAMPING

Ada tiga tipe famili batugamping, yaitu:

1. Sparry allochemical rocks/mud-free allochems

Batugamping tipe ini merupakan batugamping yang tersaring dan identik

dengan konglomerat dan batupasir yang well rounded dan pada umumnya

terbentuk pada kondisi pengendapan yang dipengaruhi oleh arus yang

mempunyai tenaga yang penuh. Daerah pengendapanseperti itu misalnya

daerah pantai, bar ataupun daerah submarin yang dangkal.


VI-20

Tapi biarpun demikian dapat juga sparry allochemical rocks terbentuk pada

lingkungan dengan arus yang lebih lemah.

2. Microcrystalline allochemical rocks

Batugamping tipe ini identik dengan batupasir lempungan ataupun

konglomerat dan terbentuk pada lingkungan pengendapan yang dipengaruhi

oleh arus yang tidak begitu kuat dan begitu cepat.

3. Microcrystalline rocks

Batugamping tipe ini identik dengan batulempung dan terbentuk pada

lingkungan yang tidak dipengaruhi oleh arus yang kuat.

Daerah pengendapannya pada laut amat dangkal, dengan laguna yang

terlindunglereng yang landai dan terendam serta mempunyai tingkat

kedalaman yang sedang. Disamping pada daerah-daerah tersebut diatas

Microcrystalline rocks dapat juga terbentuk di dalam daerah lepas pantai yang

lebih dalam dari daerah-daerah diatas.

Dari semua partikel alkimia, intraklast adalah paling penting karena

terbentuk di air dangkal, dibawah garis gelombang, atau mencirikan

kemungkinan adanya pengangkatan tektonik.

Akan tetapi tidaklah dapat dipungkiri bahwa satuhal dapat terjadi diantara

banyak kemungkinan yang merupakan suatu kelainan. Kelainan-kelainan

tersebut misalnya, mikrit dapat terbentuk di dalam zone energi yang tinggi

jika lumpur karbonat tersebut terperangkap oleh algae yang kotor (penuh

lumpur) dan diangkut dengan keras oleh gelombang.

Sedangkan sparit mungkin saja terjadi pada suatu lingkungan air yang

tenang apabila disitu terjadi suatu akumulasi fragmen-fragmen fossil, dan zat


VI-20

kimia yang terdapat pada lingkungan tersebut tidak bercampur dengan

lumpur karbonat. Sparit tersebut dapat terbentuk oleh pretipitasi kimiawi

ataupun oleh peristiwa abrasi dalam lingkungan yang tenang tersebut.

Mikrit atau diamikrit adalah analog dengan lempung/serpih yang terbentuk

di tengah-tengah dari sebagian besar laguna ataupun terentuk di dalam air

laut lepas pantai.

Batuan yang tersaring dari lumpur karbonat ataupun tersaring dari alokimia

merupakan transisi biomikrit ke biosparit dan identik dengan immature

sandstone.

Batuan tersebut dapat terbentuk apabila gelombang atau arus tidak begitu

kuat. Bila kegiatan arus tersebut berlangsung dengan sporadis maka semua

mikrit tidak akan dapat dikikis ataupun diangkut.

Biosparite, intrasparite dan sebagainya adalah identik dengan super mature

sandstone.

Satu hal yang dipandang penting di dalam pembagian lingkungan

pengendapan batugamping adalah adanya matriks lumpur gampingan dan

semen sparry calsite yang diakibatkan oleh adanya pembagian antara kegiatan

gelombang dan arus. Arus turbulen akan mempercepat proses pencucian

lumpur gampingan dan lumpur gampingan tersebut kemudian bercampur

satu sama lain hingga menjadi suatu suspensi lumpur karbonat. Suspensi

lumpur karbonat tersebut kemudian diangkut ke dalam zone energi rendah.

Proses tersebut merupakan garis pemisah antara tingkat mature dan sub

mature dalam batupasir dan antara mikrit dan sparit dalam klasifikasi

pertama Folk (1959).


VI-20

Derajat sortasi/pemilahan

Derajat sortasi untuk pertama kalinya ditulis oleh Dunham, R.J. dan seperti

halnya dalam batupasir derajat sortasi dalam batugamping merupakan fungsi

dari mean grain size.

Sebagai contoh, bila semua material alokimia terdiri dari fossil, sehingga hanya

mempuyai satu sifat saja, maka sortasinya akan bagus. Derajat sortasi tersebut

tetap bagus walaupun pengaruh arus kuat, karena ukuran dari binatang-

binatang tersebut tidak dapat dipisah-pisahkan satu sama lain dalam arti kata

lain mempunyai ukuran yang mendekati seragam.

Penyaringan, pemilahan dan pembundaran dalam karbonat

Penyaringan dari matriks lumpur karbonat terjadi pada tingkat energi yang

rendah karena lumpur karbonat mempunyai diameter yang begitu sangat

halusnya dan mempunyai sifat mudah diangkut atau dipindahkan ke tempat

lain. Batuan yang yang di dalam proses pembentukkannya tidak mengalami

penyaringan (winnowing) akan tercirikan oleh melimpahnya kandungan lumpur

karbonat (seperti biomikrit), pada umumnya mempunyai indikasi diendapkan

pada lingkungan dengan energi yang rendah.


VI-20

A B CGambar V. 1. Allochemical Limestones

a. Foraminiferal biomicrite (Eocene), Italy. Diam. 3 mm. Abundant foraminifers in a matrix ofmicrocrystalline calcite (stippled). Orbitoids predominate, but a variety of other forms isincluded.

b. Gastropod biomicrite (Miocene), Ulm, Germany. Diam. 3 mm. Fresh-water limestonecontaining abundant whole and broken Planorbis shells. Matrixes turbid microcrystallinecalcite (dark stippling) containing patches of clear coarser calcite. Larger shells were partlyfilled with carbonate mud at the time of deposition. Voids remaining within shells, and alsocavities under shell fragments, were later filled with coarser spar as a result of authigenicprecipitation. The filling within several shells is an example of geopetal structure; contactbetween microcrystalline calcite and sparry calcite within shells is the bedding surface and isshown right side up.

c. Trilobite sparite (Silurian), Asker, Norway. Diam. 3 mm. Very abundant carapaces of thetrilobite Olenus enclosed in sparry calcite cement in which crudely columnar crystals standapproximately normal to the shell surfaces.


VI-20

A B CGambar V. 2. Allochemical Limestones

A. Biomicrite, Twin Creek Limestone (Jurassic), near Jackson, Wyoming. Diarn. 2.7 mm. Poorlysorted, ragged organic fragments enclosed in a matrix of calcite mud (stippled). Most largerfragments are fibrous calcite and may be bits of brachiopod or of certain molluscan shells;two coarse calcite fragments are bits of echinoids. Ragged, disoriented character of theorganic fragments suggests bioturbation.

B. Crinoidal limestone, Trenton Limestone (Ordovician). Trenton Falls, New York. Diam. 3 mm.Medium-grained limestone composed of tightly interlocking crinoid fragments. Pressuresolution along grain boundaries has produced microstylolites between the grains. Onephosphate shell fragment in lower part of diagram. '

C. Cephalopod biomicrite (Silurian), Chuohle, Bohemia. Diam. 4 mm. Casts of the nautiloidcephalopod Orthoceras (circular cross-sections) composed of medium-grained sparry calciteare embedded in a matrix of microcrystalline calcite and small shell fragments. Absence ofany trace of shell in the large casts suggests that the original shells were removed bysolution and the resulting molds later filled with calcite spar,


VI-20

A B CGambar V. 3. Oolitic Limestones

A. Pleistocene ooids. Great Salt Lake, Utah. Diam. 3 mm. Ooids consist of sub-angular detritalquartz grains enclosed by aragonite having both concentric and radial fibrous structure.Incipient cement.

B. Oomicrite, Volksen, Deister Mountains, Germany. Diam. 3 mrp. Loosely packed ooids consistof nuclei encased by microcrystalline calcite (dark stippling); nuclei are shell fragments,some of which have been recrystallized to calcite mosaics. Ooids occur in a micrite matrixthat has been partially recrystallized; note patches of neomorphic microspar and fine-grained spar. The allochems are called ooids, because nuclei are visible and also becausevague relics of concentric structure are visible in some (not illustrated); they have probablybeen micritized.

C. Composite ooids (Pleistocene), Pyramid Lake, Nevada. Diam. 6 mm. Large ooids consistingof microcrystalline (stippled) and radial fibrous (clear) concentric layers. Nuclei arefragments of broken ooids, clusters of tiny ooids (right and center), and bits of granularcarbonate (lower right). Incipient cementation as in A.


VI-20

A B C

Gambar V. 4. Oolitic Limestones

A. Oolitic biosparite (Jurassic), Bath, England. Diam. 2.5 mm. Radial fibrous calcite ooids(upper right), microgranular calcite pellets (heavily stippled, at bottom), and abraded shellfragments, all cemented with fine-grained calcite. Cement fabric consists of bladed calcitecrystals rimming each carbonate fragment, with coarse calcite crystals (lightly stippled, nearbottom) occupying the centers of original pores. Some shell fragments are original fibrouscalcite; some are abraded single crystals, probably from echinoids (right and left); some arerecrystallized granular calcite and were probably aragonite originally. Micrite envelopes onmost allochems.

B. Recent ooids, coast of southern Florida. Diam. 2.5 mm. Dark microcrystalline ooids havingdistinct concentric structure. Nuclei are microcrystalline pellets; concentric carbonate isaragonite. Partly cemented with fine-grained calcite, which probably formed in the vadoseenvironment. Remaining pores are blank.

C. Oosparite, St. Louis Limestone (Mississippian), Bowling Green, Kentucky. Diam. 2.5 mm.Ooids consisting of radial fibrous calcite, but with distinct concentric banding, tightly packedand firmly cemented by fine-grained clear calcite. Nuclei in ooids are mostly microcrystallinecalcite pellets, but a few appear organic (right edge and lower right). Compare the looserpacking in B.


VI-20

A B C

Gambar V. 5..Dolomitized Limestones

A. Dolomitized Devonian coral. Bear River Range, northern Utah. Diam. 8 mm. Limestonematrix and septa of coral replaced by very fine-grained dolomite; coarser dolomite has filledin between septa in coral; dolomite euhedra near the center are enclosed in a single largecalcite crystal.

B. Dolomitized crinoidal limestone (Silurian), Niagara River, \New York. Diam. 6 mm. Coarsecalcite crystals (stippled) are remnants of crinoid plates and stem segments enclosed andmarginally replaced by a fine-grained mosaic of subhedral dolomite crystals.

C. Dolomitized Devonian coral {Cyathophyllum}, Eifel, Germany. Diam. 3 mm. Coral structurecut longitudinally. Septa consist of cross-oriented prismatic dolomite; dolomite mosaicbetween septa is composed of interlocking larger anhedral grains, generally elongatedparallel to septa.


VI-20

A B C

Gambar V. 6. Dolomites

A. Lone Mountain Dolomite (Silurian), 3000 m below surface, near Eureka, Nevada. Diam. 2.5mm. Mosaic of dolomite anhedra, not visibly different from some recrystallized calcitemosaics.

B. Glauconitic Bonneterre Dolomite (Cambrian), near St. Louis, Missouri. Diam. 2.5 mm.Inequigranular dolomite mosaic, with patches of microcrystalline glauconite betweendolomite grains. Local ferric oxide (black), Compare pellet form of glauconite (stippled) in C.Relict ovoid in large dolomite grain at right may be organic. The rock contains some detritalquartz grains (not shown in this field) and is perhaps a dolomitized glauconitic calcarenite.

C. Sandy glauconitic dolomite (Cambrian, Sawatch Formation), Ute Pass, El 1'aso County,Colorado. Subrounded quartz grains and glauconite pellets Healing in a dolomite mosaic;probably a dolomitized calcarenite. Compare the non-porous mosaic of anhedral dolomitegrains at the bottom with porous aggregate of dolomite rhombs in upper part of figure.Local ferric oxide stain (black).


VI-20

A B C

Gambar V. 7. Cherts

A. Cherty portion of Madison Limestone (Mississippian), Bear River Range, northern Utah.Diam. 2.5 mm. Dolomite rhombohedra and detrital quartz sporadic grains (blank andirregular) set in a matrix of microcrystalline quartz. Chert bands like that in center parallelthe bedding and alternate with others, like that at bottom, composed almost entirely ofdolomite. Opaque lamina in dolomite is probably organic material. Secondary veinlet ofchalcedony.

B. Foraminiferal chert (Upper Miocene, McLure Formation), Reef Ridge, California. Diam. 2mm. In lower half, well-preserved calcite tests, infilled partly with coarse calcite (twocleavages) and partly with chalcedony (blank), are set in a matrix of opal (stippled). Inupper half, matrix is clear chalcedony (blank), and calcite tests (without distinct outlines)have been largely replaced by chalcedony.

C. Chert in Helderberg Limestone (Devonian), Genesee County, New York. Diam. 2.5 mm. Anirregular patch of uniformly oriented calcite (dark stippling plus cleavage) is enclosed andseemingly replaced by microcrystalline quartz (light stippling). Dolomite euhedra, some ofwhich are zoned, are scattered through both chert and calcite.


VI-20

A B C

Gambar V. 8. Ironstones

A. Frodingham Ironstone (Lias), Scunthrope, Lincolnshire, England. Diam. 2 mm. Ovoidlimonite ooids in a shelly limestone. Ooids are brown, concentrically banded, and translucentin thin section. The matrix is finely granular calcite, containing a variety of abraded shellfragments, some of which are granular and some fibrous. Cavities in three shell fragments(center and lower part) are filled with green chamosite (stippled).

B. Northampton Sand Ironstone (Lias), Corby, Northamptonshire, England. Diam. 2 mm.Sideritic limestone containing numerous chamosite ooids (stippled lightly) and also shellfragments and grains of detrital quartz (blank). One ooid has quartz nucleus. An abradedphosphate shell fragment (stippled) in lower center, two fibrous shell fragments marginallyreplaced by siderite.

C. Northampton Sand Ironstone (Lias), Irthlingborough, Northamptonshire, England. Diam. 2mm. Chamosite ooids in a matrix of chamosite mud. Both matrix and ooids partly replacedby patches of granular siderite.


VI-20

BAB VIBATUAN METAMORF

VI.1. PENGERTIAN BATUAN METAMORF

Metamorfosa adalah suatu proses pengubahan batuan akibat perubahan P

(tekanan), T (temperatur) atau kedua-duanya.

Proses metamorfosa merupakan proses isokimia yang tidak terjadi penambahan

unsur-unsur kimia. Temperatur yang dibutuhkan berkisar antara 2000 C -

8000C. Proses metamorfosa berjalan tanpa melalui fase cair.

Akibat metamorfosa adalah batuan keluar dari kondisi kesetimbangan lama dan

memasuki kondisi kesetimbangan yang baru.

Perubahan yang terjadi pada tekstur dan assosiasi mineral, sedangkan yang

tetap komposisi kimia, fase padat (tanpa melalui fase cair).

Berdasarkan perubahan P dan T, dikelompokan atas:

a. Progresive metamorfosa, merupakan perubahan dari P dan T rendah ke P

dan T tinggi.

b. Retrogresive metamorfosa, merupakan perubahan dari P dan T tinggi ke P

dan T rendah.

Kondisi fisik yang mengontrol metamorfosa/mempengaruhi rekristalisasi dan

tekstur.


VI-20

A. Tekanan

Tekanan hidrostatik

Tekanan searah (stress)

Kelompok mineral yang dikenal, yaitu :

o Stress mineral yaitu mineral-mineral yang tahan terhadap

tekanan.

Contoh: Staurolit, kianit

o Anti stress mineral yaitu mineral-mineral yang jarang dijumpai

pada batuan yang mengalami stress.

Contoh: olivin, andalusit.

B. Temperatur

Pada umumnya perubahan temperatur jauh lebih efektif dari pada

perubahan tekanan dalam hal pengaruhnya bagi perubahan mineralogi.

Katalisator berfungsi mempercepat reaksi, terutama pada metamorfosa

bertemperatur rendah.

Hal-hal yang mempercepat reaksi :

a. Adanya larutan-larutan kimia yang berjalan antar ruang butiran.

b. Deformasi batuan, yaitu batuan yang pecah-pecah menjadi fragmen-

fragmen kecil sehingga memudahkan kontak antara larutan kimia

dengan fragmen-fragmen.


VI-20

C. Komposisi

Type metamorfosa

a. Metamorfosa termal :

Disebut juga metamorfosa dinamo atau metamorfosa kontak

Terjadi akibat perubahan temperatur (kenaikan temperatur)

Biasa dijumpai disekitar intrusi/batuan plutonik

b. Metamorfosa regional

Terjadi akibat perubahan (kenaikan) P dan T bersama-sama

Meliputi daerah yang luas, misalnya pada geosinklin yang

mengalami sedimentasi kemudian terlipat

Tekanan yang berpengaruh adalah P hidrostatis & P stress

c. Metamorfosa kataklastik

Disebut juga metamorfosa kinematik atau metamorfosa dislokasi

Adanya penghancuran batuan oleh sesar dsb, kemudian diikuti

dengan rekristalisasi .. (kenaikan P stress)

Struktur-struktur pada metamorfosa kataklastik :

struktur kataklastik :

Apabila penghancuran tidak begitu kuat (butiran masih kasar)

struktur milonitik :

Apabila penghancuran cukup kuat (butiran sedang)

struktur filonitik :

Apabila penghancuran kuat sekali (butiran halus sekali)


VI-20

VI.2. TEKSTUR DAN STRUKTUR

1. Sifat pertumbuhan kristal

Rekristalisai terjadi dalam keadaan padat, maka setiap kristal yang

tumbuh harus mempunyai daya desak/daya tumbuh yang tinggi

Tekstur sangat khas disebabkan oleh P dan T tinggi

Setiap tekstur yang terbentuk pada saat metamorfosa disebut tekstur

kristaloblastik

Dpl adalah tekstur dari kristal-kristal yang dihasilkan oleh proses

metamorfosa

Tekstur sisa (yang terbentuk sebelum metamorfosa) diberi awalan

blasto, contoh: Blastoporfiritik

2. Urutan kristalisasi (Crystaloblastic series)

Mineral yang tersusun menurut kemampuan mendesak dari mineral

terhadap mineral di sekitarnya

Jika kuat cenderung untuk tumbuh sempurna (euhedral)

Golongan 1rutile – titanit – magnetit

Golongan 2turmalin – kyanit – sataurolit – garnet

Golongan epidot – zolsit – forsierit

Golongan 4piroksin – ampibol – wollastonit

Golongan 5mika – klorit – talk

Golongan 6kalsit – dolomit

Golongan 7kordierit – skapelit – feldspar

Golongan 8kuarsa

Kuarsa umumnya dijumpai dalam bentuk anhedral


VI-20

3. Bentuk individul kristal

Idioblast mineral berbentuk euhedral

Hypidioblast/xenoblastikmineral berbentuk enhedral

4. Tekstur

Lepidoblastikterdiri dari mineral-mineral tabular

Nematoblastikterdiri dari mineral-mineral prismatik

Granoblastik terdiri dari mineral - mineral yang

equidimensional (granular) dengan batas-batas

yang satured (tak teratur). Mineral-mineral

mempunyai bentuk anhedral

Granuloblastik terdiri dari mineral - mineral yang

equidimensional (granular) dengan batas-batas

yang unsatured (lebih teratur). Mineral-mineral

mempunyai bentuk anhedral

Homeoblastik apabila batuan terdiri dari satu tekstur

Contoh: Lebidoblastik saja ataupun Nematoblastik saja

Heteroblastik apabila batuan terdiri atas lebih dari satu

tekstur

Contoh: Lebidoblastik dan Granoblastik

Ada beberapa mineral yang ditemukan dengan ukuran yang lebih besar dari

pada yang lain, dikenal sebagai tekstur porfiroblastik. Mineral-mineral


VI-20

tersebut ditemukan pada deret atas dari urutan rekristalisasi (Crystalloblastic

series).

Mineral-mineral tersebut adalah :

Garnet

Kyanit

Andalusit

Kordierit

Staurolit

Tekstur relict merupakan tekstur sisa yang dapat menunjukkan batuan

asal sebelum mengalami proses metamorfose

Contohnya :

Blastoporfiritikbatuan asal bertekstur porfiritik

Blastofitikbatuan asal bertekstur ofitik

Tekstur lain yang biasa dijumpai

Granoblastik polygonal

Decussate

Sama dengan granoblastik polygonal, hanya bentuk

individu kristal lebih euhedral dan rapat sekali

Web tekstur

Khas untuk metamorfose thermal

Mortar tekstur

Merupakan hasil crushing/pemecahan sehingga hancur

Sacaroidal

Seperti gula pasir


VI-20

5. Struktur batuan metamorf

Secara umum struktur batuan metamorf terdiri atas foliasi dan non foliasi.

a. Foliasi (schistosity)

Merupakan struktur paralel yang ditimbulkan oleh mineral-mineral

pipih sebagai akibat proses metamorfosa.

Foliasi ini meskipun tak sempurna, dapat diperlihatkan oleh mineral-

mineral prismatik yang menunjukan orientasi tertentu.

Mineral pipih ..................................................................................

biotit

Mineral prismatik............................................................................

hornblende, piroksen

b. Non foliasi

Merupakan struktur yang dibentuk oleh mineral yang equidimensional

sehingga terdiri atas butiran – butiran (granular), dapat dijumpai pada

batuan hornfels.

Foliasi dihasilkan oleh metamorfosa regional dan metamorfosa

kataklastik

Non foliasi dihasilkan metamorfosa termal .......................................

Struktur – struktur yang biasa dikenal:

1. Slaty cleavage


VI-20

Merupakan struktur foliasi planar yangdijumpai sebagai bidang-bidang belah padabatu sabak

2. Granulose/hornfelsic

Tidak menunjukkan cleavage

Merupakan mozaic yang terdiri dari mineral-mineral yang equidimensional

Merupakan hasil dari metamorfosa termal

3. Filitik

Terlihat rekristalisasi yang lebih kasar daripada slaty cleavage

Batuan mempunyai kilap yang lebihmengkilap daripada batu sabak

Sudah mulai terjadi pemisahan mineralpipih dengan mineral granular, tetapi masihbelum jelas/belum sempurna

Gejala segregation / pemisahan tersebutdisebut juga diferensiasi metamorfosa

4. Schistose

Struktur akibat perulangan dari mineralpipih dengan mineralequigranular/equidimensional

Mineral pipih orientasinya tidak terputus-putus (menerus)

Disebut juga close schistosity

5. Gneissose

Struktur akibat perulangan mineral pipihdengan mineral equidimensional ataugranular


VI-20

Orientasi mineral pipih terputus-putus(tidak menerus) oleh mineral-mineralgranular

Disebut juga open schistosity

6. Milonitik

Berbutir halus

Menunjukkan goresan-goresan akibatgranulation (penggerusan) yang kuat

7. Filonitik

Gejala dan kenampakan sama denganmilonitik

Disini sudah terjadi rekristalisasi

Menunjukkan kilap silky

VI.3. KLASIFIKASI

Klasifikasi batuan metamorf dapat terbagi berdasarkan komposisi kimia dan

tekstur.

1. Klasifikasi berdasarkan komposisi kimia batuan metamorfa. Batuan metamorf sekis pelitik

Merupakan batuan sekis yang banyak mengandung Al

Di darat berasal dari : lempung, serpih, mudstone

b. Batuan metamorf kuarso-feldspatik

merupakan Batuan metamorf yang banyak mengandung kuarsa

dan feldspar

dapat berasal dari batupasir greywacke


VI-20

c. Batuan metamorf yang kalkareous

merupakan Batuan metamorf yang banyak mengandung Ca

dapat berasal dari batugamping, dolomit

d. Batuan metamorf yang basic

Batuan metamorf dengan kadar Fe dan Mg tinggi

Dapat berasal dari tuff

e. Batuan magnesian

Batuan metamorf yang kaya Mg saja

Dapat berasal dari batuan sedimen yang kaya akan Mg

2. Klasifikasi berdasarkan Struktura. Hornfels/granulose

Batuan metamorf yang terdiri dari mozaic butir-butir yangequidimensional (mineral yang granular/interlocking) dan tidakmenunjukkan pengarahan/orientasi/foliasi

Tidak menunjukkan schistosity Tekstur granoblastik Struktur granular/hornfelsik Hasil metamorfosa thermal / metamorfose kontak

b. Slate (batusabak) Batuan metamorf berbutir halus Struktur : slaty cleavage (memperlihatkan foliasi yang jelas, tetapi

tanpa agregation banding (selang seling mineral pipih dan granular) Sebagai hasil metamorfosa regional dari mudstone, siltstone,

claystone dan lain-lainCatatan: makin tinggi derajat metamorfosa, semakin terlihatsegregation banding

c. Phyllite Batuan metamorf berbutir halus Memperlihatkan schistosity


VI-20

Mulai terlihat segregation banding (meskipun kurang baik, terlihatrekristalisasi yang lebih kasar dibanding slate, sudah mulai terjadipemisahan mineral pipih dengan mineral granular

Memperlihatkan kilap karena timbulnya mineral muskovit danklorit

Butiran lebih halus daripada batusabakd. Sekis

Batuan metamorf yang sangat schistose, Butiran – butiran cukup kasar sehingga mineral - mineralnya dapat

dibedakan satu sama lain segregation banding baik sekali terdiri dari perulangan mineral – mineral pipih / tabular dengan

mineral granular, orientasi mineral pipih terputus-putus olehmineral granular (open schistocity)

Struktur close schistose Sebagai hasil metamorfosa regional

e. Amphibolite Batuan metamorf yang berbutir sedang – kasar Terdiri atas mineral hornblende dan plagioklas saja, kadang-kadang

ada biotit dan minera penyerta Schistosity timbul akibat orientasi dari mineral – mineral prismatik

(hornblende) Schistosity tidak sebaik batuan sekis Hasil metamorfosa regional berderajat medium-tinggi

f. Gneiss Batuan metamorf berbutir kasar Schistosity tidak baik karena terpotong oleh mineral-mineral

equidimensional (kuarsa dan feldspar) Struktur : open schistose Hasil metamorfose regional

g. Granulite Batuan metamorf tanpa mika / ampibol (sedikit) Tidak ada schistosity Terdiri atas mineral – mineral equidimensional dan prismatik Tekstur : granoblastik Kadang – kadang ada orientasi yang diperlihatkan oleh mineral

kuarsa atau feldspar atau kedua – duanya sehingga sebagai lensa-lensa pipih


VI-20

Hasil metamorfose regional fasies granuliteh. Marble

Batuan metamorfose yang terdiri dari karbonat (kalsit atau dolomit) Tekstur granoblastik Schistosity tidak ada, kalaupun ada sangat buruk dan hanyalah

berupa orientasi dari lensa-lensa kalsiti. Milonit

Batuan metamorf berbutir halus Sebagai hasil penggerusan yang kuat Terlihat goresan-goresan ataupun lensa-lensa dari batuan asal yang

tidak hancur, berbentuk seperti mata Sebagai hasil metamorfose kataklastik

j. Kataklastik Butiran lebih kasar dari pada milonit Penggerusan kurang kuat Tidak ada rekonstitusi kimia

k. Filonit Gejala dan kenampakan sama dengan milonit Disini sudah terjadi rekristalisasi Menunjukkan kilap silky, karena adanya mineral mika Sebagai hasil penggerusan (granulation) yang kuat sekali Butiran halus sekali

VI. 4. FASIES METAMORFOSE DAN TEKTONIK LEMPENG

Fasies metamorfose adalah kelompok batuan metamorfose yang menunjukkan

suatu kondisi fisik tertentu yang dicirikan oleh asosiasi mineral yang tetap.

Dalam menentukan fasies metamorfose, perlu diingat 2 hal yang penting, yaitu:

Komposisi mineral batuan metamorf

Kondisi fisik (temperatur dan tekanan)

Harus diingat bahwa asosiasi mineral tidak akan menyimpang dari komposisi

kimia batuan asal.


VI-20

Fasies-fasies yang dikenal dalam batuan metamorf:

1. Fasies metamorf kontak

a. Fasies albite-epidot-hornfels

b. Fasies Hornblende-hornfels

c. Fasies Piroksen-hornfels

- Temperatur tinggi

- Tekanan sedang

- Metamorfose thermal

d. Fasies sanidinit

2. Fasies Metamorfose regional derajad rendah

a. Fasies zeolit

b. Fasies pumpelit

c. Fasies Lawsonit-albit-clorit

d. Fasies Skis Biru (blueschist) atau Skis-mika (glaucophane-schist)

e. Fasies Skis Hijau (green-schist)

3. Fasies Metamorfose regional derajat tinggi

a. Fasies amphibolite

Silimanit – almandit sub fasies (Tekanan dan temperatur tinggi)

Staurolit – kianit sub fasies (Tekanan dan temperatur rendah)

Kordierit – antofilit sub fasies (Tekanan dan temperatur sedang)

b. Fasies granulite

c. Fasies eklogit (Lebih tinggi dari granulite fasies)


VI-20

VI. 5. PRODUK METAMORFOSA KONTAK DAN MEKANIK

Pelitik Hornfels : melimpah mineral mengandung oksida Al2O3 (andalusit atau

cordierit atau keduanya) porfiroblastik, matrik granoblastik

berbutri halus : kuarst, felsdpar, mika atau grafit.

Fasies Piroksin Homfels : orthoklas atau mikroklin hadir

bersama andalusit atau silimanit tanpa muskovit. Fasies

Sanidinit: Batuan basaltik mengandung xenolit kaya alumma-

homfds

Buchite : Xenolit, pada partial melting yang menghasilkan batuan

transisi antara batuan beku dan metamorf

Pelitic buchite ; cordierit, spinel, alumunium silikat mulit

(temperatur tinggi) jarang, dan glas.

Pelitic Spoted schist : Bagian luar kontak aureole yang berkembang pada batuan

tekstur slaty atau filitik yang akan menghasilkan batuan

metamorf tekstur foliasi; schistosic. Asal batuan mengandung

oksida K2O tinggi atau sedimen pelitik kandungan biotit atau

muskovit tinggi.

Kuarts-Feldspatik hornfels : Kuarst, plagioklas dan K-feldspar dari batupasir

atau siliceous volcanic rocks (riolit, dasit)

Tekstur ; mosaik kuarts dan feldspart

Marmer (Marble): hasil metamorfisme kontak tingkat tinggi, kontak dengan

batuan karbonat dan dolomit, Granoblastik, mosaik butiran

kalsit yang seragam.


VI-20

Cals-Silicate Hornfels dan Skarn : matamorfik kontak calcium-bearing silicates.

Skarn metamorfik pada argillaceons limestones

Basic Hornfels : Metamorfisme kontak tingkat tinggi pada famili basalt dan

andesit. Granobalstik, mosaik labradorit, diopsid, hipersten

dan asesirus magnetit, apatit dan spinel. Pada batuan asal

sangat basa, dijumpai olivin

Magnesian Hornfels : hornfels kasar dengan komposisi magnesian amphibol

seperti antopilit atau cummingtonit, cordierit dan biotit,

almandin, gamet.


VI-20

Tabel VI. 1. Some Characteristic Mineral Assemblages (Accessory Phases Omitted) in Common Rocks on Contact AureolesRock Group Hornblende-Hornfels Facies Pyroxene-hornfels Facies

Pelitic Muscovite-biotiteAndalusite'-muscovite-biotiteAndalusite'-cordierite-muscovite-biotiteStaurolite-biotite andalusite"Staurolite-cordierite-muscovite

Plus anyor all of quartsplagioclase K-feldspar

With quartzK-feldspar-sillimanite''-cordieriteK-feldspar—sillimanite''Without quartz.Cordierite-corundum-spinelCordierite-corundum-sillimanite''

Plus biotite(andplagioclase)

Plus any or all biotite,K-feldspar, plagioclase

Calcareous1. Calcic marbles'

Calcite-tremolite (-quartz)Calcite-diopside (-quartz)Calcite-tremolite-diopsideCalcite-diopside-grossular

Calcite-wollastonite (-diopside)Calcite-diopside (-forsterite)Calcite-wollastonite-diopside-grossular

2. Magnesian marbles(metadolomites)'

Calcite-dolomite-tremolite-clinohumiteCalcite-dolomite-forsteriteCalcite-dolomite-forsterite-phlogopite

Calcite-forstente-periclase Calcite-forsterite-monticellite Cakite-forsterite-spinel Calcite-forsterite-diopside

Clinohumitc possibleadditional phase

3. Calc-silicate rocks Diopside-epidote-hornblendeDiopside-grossular-epidoteDiopside-vesuvianite-grossular-wollastoniteDiopside and grossular, commonly with significant iron

Diopside-wollastonite-grossular-vesuvianiteDiopside-grossular-anorthite (or calcic plagioclase)

Basic Hornblende-plagiocalse (-biotite, -almandine)Hornblende-plagioclase-diopside

Diopside-hypersthene-plagioclaseDiopside-olivine-plagioclase

Magnesian1. Metaserpenites

2. Alumious types

Antigorite-forsterite-tremoliteForsterite-talc-tremoliteForsterite-anthophyllite-tremoliteAnthophyllite-talc

Cordierite anthophyllite (-biotite) Anthophyllite-curnmingtonite-biotite

Forsterite-enstatite-spinel (-diopside)

Hypersthene-cordierite (-biotite)'Or sillimanite.'"Or andalusite. < K-feldspar or plagioclase, or both, possible minor phase.


VI-20

VI. 6. PRODUK METAMORFOSA REGIONAL DERAJAD RENDAH

1. Metamorfisme sangat rendah Immature product

Metapelitik : Batuan induk shale, pada fase awal terkena metamorfisme(montmonlonit, illit, pyrophyllite)

Metagraywacke

Metabasalt

Fasies Zeolit dan Pumpellyite

2. Metamorfisme pada tekanan sedang Mature Product

Slate dan Filit : Asal sedimen berbutir halus, komposisi utania mica,clorit kuarts dan grafit. Asesoris : tourmalin, rutil,epidot-, spinel, magnetit dan pirit.

Pelitik Skis Mika : komposisi dominan ; muskovit, dorit, kuarts sertaalbit, epidot atau clinozoisit, dolomit (atau kalsit).Asesoris ; spinel, tourmalin, apatit dan magnetit, seringpula gamet, grafit dan rutil.

Kuarts-Feldphatic Skis Mika : Skis mika turunan asal dari graywackedengan kuarts dan felsdpart melimpah.

Low-Grade Calc-Schists : tekstur skistosik komposisi kalsit, dolomit,dan sedikit kuarts ,albit, muskovit, clorit, clonozoisit,spinel dan gafit.

Skis hijau (Greenschists): metmorfisme temperatur rendah pada batuanbasa-semibasa. Melimpah mineral clorit, epidot danaktinolit.

Magnesian Schists : metamorfisme pada batuan peridotit padametamorfisme asosiasi dengan hidrotermal danmetamorfisme burial

Fasies Skis Hijau (Greenschist)

3. Metamorfisme pada tekanan tinggi mature product (tekanan diatas 10-

12 kb)

Fasies Skis Biru (Blueschist)


VI-22

Tabel VI. 2. Low-grade mineral paragenesis in relation to facies of regional metamorphism (selected mineral assemblages)Rock type Zeolite and pumpellyite facies Greenschist facies Blueschist facies

Metapelites Montmorrillonite-illite-quartz-alkali feldspar+ pyrophyllite

Muscovite (phengitic)-chlorite-quartz-albite-epidote + stilpnomelane orbital chloritoidSame as above plus biotite + almandine;stilpnomelane rare

Muscovite (phengitic)- paragonite-lawsonite-chlorite-glaucophane-quartz-albite-sphene

Metagraywacke Quartz-heulandite + analcimeQuartz-albite-laumontite-prehnite-chlorite +stilpnomelaneQuartz-albite-prehnite-pumpellyite-chlorite+ stilpnomelane

Quartz-albite-epidote-muscovite-chlorite +stilpnomelaneSame as above with biotite + almandine;stilpnomelane absent

Quartz-jedelite-muscovite-chloite-lawsonite-glaucophane-spheneSame as above + almandine + epidote

metacherts Quartz + iron oxides Quartz + iron oxidesQuartz-piedmontite-muscovite-spessartine-stilpnomelane

Quartz-stilpnomelane-spessatineQuartz-crossite-aegirine + lawsonite

Calcareous Calcite + quartz Calcite-quartz + tremolite orbital talcCalcite-dolomites + tremolite orbital talcCalcite-zoisite-grossular (andraditic)Calcite-albite-epidote

Argonite + lawsonite + glaucophaneCalcite + relict aragonite

Metabasalt Sphilitic assemblages\; albite-chlorite-epidote orbital pumpellyte + relict augite

Albite-chlorite-epidote + stilpnomelaneAlbite-actinolite-epidote-chlorite + calcite +biotite

Albite-lawsonite-pumpellyite-glaucophane-chlorite-stilpnomelane-spheneAlbite-epidote-glaucophane-omphasite-chlorite-actinoliteAlbite-lawsonite-clinozoisite-chlorite+ hornblende + almadine

Serpentinites andderivative magnesiterocks

Chrysotile and/orbital lizardite + brucite Calcite-quartz + tremoliteAntigorite-calcite-talcAntigorite-diopside-forsteriteTalc-magnesite + tremolite

Antigorite + tremolite + talc


VI-22

VI. 7. PRODUK METAMORFOSA REGIONAL DERAJAT TINGGI

Hydrous Rocks :

High-Grade Skis Pelitik

Kuarts-Feldspart Skis dan Gneis

Granitik dan Granodioritik Gneis

Amphibolit : batuan metamorfik foliasi dengan komposisi utama

homblende dan plagioklas

High-Grade Magnesian Skis : progresif

Anhydrous Rocks :

Kuartsit

High-grade Marbles dan Calc-granulits

Granulit: kuarts-Feldspart Granulit, Piroksen Granulit

Ecklogit


VI-22

Tabel VI. 3. High-Grade Mineral Paragenesis in Relation to Facies of Regional Metamorphism (Selected Mineral Assemblages)Rock Type Amphibolite Facies Granulite Facies Eclogite Facies

Metapelite (micaspredominant) and quartzo-feldspathic rocks (quartsand feldsparspredominant)

Muscovite-biotite-quartz-plagioclase ±orthoclasea-almandine ± staurolite ± kyanite orsillimanite ± chlorite ± epidote

Same as above, with cordierite and andalusite asAl2SiO3 potymorphb

Quartz- K- feldspar-plagioclase-sillimanile (or kyanite)-almandine-phlogopite

Same plus cordierile (kyanileexcluded)c

Granitic Quartz-plagioclase-orthoclase (or microcline)-biotite ± hornblende or muscovite

Quartz-orthoclase (or microcline)-plagioclase-hypersthene-augite-almandine

Quartz-jadeite-phengile-zosite-pyrope-rutile

Metacherts Quartz-diopside(hedenbergitic)-hypersthene-garnetQuartz-diopside-hedenbergite-cummingtonite-

garnet

Quartz-hedenbergite-fayalite-magnetite

Calcareous Calcite-tremolite-quartz Calcite-diopside-quartzCalcite-diopside-tremolite Calcite-dolomite-forsterite

clinohumiteCalcite-tremolite-forsterite-phlogopiteZoisite-scapolite-quartzCalcite-plagioclase (An>20)Diopside-zoisite-plagioclase ± hornblende

Calcite-dolomite-forsterite spinelCalcite-diopside-wollastonite'Diopside-scapolite-bytownite-

grossular-andradite

Garnet (magnesian grossular)-omphacite ± kyanite

Metabasalt and metagabbros Hornblende-plagiocklase + biotite + alamanditeHornblende-plagiocklase + diopside + almandineHornblende-plagiocklase – epidote + quartz

Plagiocklase – diopside-hyperstene-rutile + olivine + spinel +sapphirine

Omphacite-pyrope-almandite-rutile + kyanite +amphibolite

Magnesian schist andgranulite

Antigorite-forsterite-tremoliteForsterite-talc-tremoliteForsterite-anthophyllite-tremoliteForsterite-enstatite-tremolite + spinelMagnesit-anthophyllite (or enstatite)-tremoliteCordierite-anthophyllite

Forsterite-enstatite-diopside + spinel Forsterite-enstatite-diopside-pyrope-spinel


VI-23

A B CGambar VI. 1. Metamorphic Textures

A. Porphyroblastic texture in garnei-mica-quartz schist, Perthshire, Scotland. Diam. 5 mm.Porphyroblasis of garnet enclose curved trains of graphite inclusions, the arrangement ofwhich indicates counterclockwise rotation of the growing porphyroblasts.

B. Granoblastic texture in garnet-hypersthene-plagioclase granulite, Hart-mannsdorf.Saxony. Diam. 2 mm. The two largest crystals are of almandine garnet.

C. Poikiloblastic (sieve) texture in skarn, Doubtful Sound, New Zealand. Diam. 1 mm. Onthe right, pink andradite garnet; on the left, part of a large crystal of epidote enclosingquartz and calcite.

A B C

Gambar VI. 2. Pelitic Hornfelses and Spotted Slates

A. Ctiiastolite slate, Fichtelgebirge, Bavaria. Diam. 3 mm. A porphyroblast of chiastolite(now converted to a mat of indeterminate colorless micaceous minerals), cut at rightangles to the z (c) axis, shows geometrically arranged graphite inclusions. Thegroundmass consists of finely crystalline, colorless micas, pale-brown biotite, and minorquartz and graphite. Note how the slaty cleavage (horizontal) and the cross-cutting


VI-24

strain-slip cleavage (steeply inclined) have been destroyed in the vicinity of the growingporphyroblast.

B. Chiastolite slate, near Mariposa, Sierra Nevada, California. Diam. 7 mm. Section cutparallel to slaty cleavage. Porphyroblasts of altered chiastolite are enclosed in a matrixof biotite, graphite, and quartz. Note tlie unaltered core, which has survived in the upperpart of the central porphyroblast.

C. Andalusite hornfels, near Andlau, Germany. Diam. 3 mm. Spongy andalusite, biotite,muscovite, and iron oxides in a matrix of quartz.

A B C

Gambar VI. 3. Skarns

A. Scapolite-aciinolite-phlogopite marble, Germany. Diam. 2.5 mm. The three colorlessidioblastic crystals with relatively low refractive index are of scapo-lite.

B. Skarn, Donegal, Ireland. Diam. 2.5 mm. Vesuvianite enveloping green diop-sidicpyroxene (in lower half). Grossular (upper right) and vesuvianite (upper edge), bothenclosing granular epidote-clinozoisite.

C. Skarn, Aberdeenshire, Scotland. Diam. 2 mm. Large prismatic crystal of vesuvianite (atleft) and darker grains of grossular-andradite with irregular fracture, enclosed incolorless, radially prismatic prehnite.


VI-25

A B C

Gambar VI. 4. Basic Hornfelses

A. Diopsicle-plagioclase-biotite hornfels, near Cisco, Sierra Nevada, California. Uiani. 3 nun.Diopside shown stippled; a few grains of magnetite.

B. Hornblende-plagioclase hornfels, near Cisco, Sierra Nevada, California. Diam. 3 mm.Relict phenocrysts of plagioclase retaining zonary structure indicate igneous origin.

C. "Beerbachite," Odenwald, Germany. Diam 3 mm. Hypersthene, diopside, plagioclase,and magnetite; pyroxenes show retrograde alteration to fibrous pale-green amphibole;olivine (not shown) is also present.

A B C

Gambar VI. 5. Magnesian Contact Marbles

A. Chondrodite-spinel marble. Amity, New York. Diani. 3 mm. Pale-yellow chon-drodite anddeep-green pleonaste in a matrix of calcite. A single crystal of pyrite (right) and aragged Hake of graphite (lower left). Addition of fluorine and sulfur is indicated bypresence of chondrodite and pyriie.


VI-26

B. Ludwigite-forsterite-spinel marble, Twin Lakes, Sierra Nevada, California. Diani. 2 mm.Calcite encloses round grains of forsterite and green pleonaste and slender prisms of themagnesium-iron borate ludwigite ("y == dark brown; a = dark green; refractive index1.85-2.0; elongation parallel to "y). Presence of ludwigite indicates addition of boronand iron.

C. Brucite marble (predazzite), Predazzo, Italy. Diam. 2 mm. Colorless clear areas are ofbrucite, pseudomorphous after periclase; under crossed polarizers they show a complex,concentric arrangement of deformational kinks in the brucite crystals. A few roundgranules of forsterite are also present.

A B CGambar VI. 6. Mylonites

A. San Gabriel Mountains, California. Diam. 5 mm. Strained and broken coarse crystals("porphyroclasts") of feldspar and a train of garnet granules set in a fine-grainedschistose matrix of quartz and feldspar veined with granoblastic quartz.

B. Granite mylonite, San Gabriel Mountains, California. Diam. 5 mm. Coarse, strained,partially granulated crystals are of plagioclase, microcline, and quartz. The granularmatrix is composed of quartz, feldspar, and biotite.

C. Mylonitic augen gneiss, Deadman Lake, British Columbia. Diam. 6 mm. Ovoid relictcrystals of plagioclase and of K-feldspar, in a matrix of muscovite, chlorite, and quartz,traversed by swarms of stringers of later undeformed quartz.


VI-27

A B CGambar VI. 7. High-Grade Politic Schists

A. Almandine-biotite-plagioclase schist, sillimanite zone, Scottish Highlands. Diain. 4.5 mm.

B. Staurolite-biotite-muscovite-quartz schist, near Innsbruck, Austria. Diam. 4.5 mm. Thecentral porphyroblast of golden staurolite is marginally altered to finely divided whitemica (retrograde metamorphism involving introduction of potassium).

C. Kyanite-staurolite-almandine-muscovite schist with minor biotite and quartz, Gassets,Vermont. Diam. 3 mm. Pale-pink almandine at right and top left margins; goldensiaurolite, lacking cleavage, at top right and lower right; kyanite prisms have well-developed cleavage (the crystal at lower left is cut parallel to {100} and shows a nearlycentered negative bisectrix figure; extinction is at 30° to the cleavage).

A BGambar VI. 8. Eclogites

A. Kyanite eclogite, Suiztal, Tyrol. Diam. 3 mm. Pink pyrope, colorless ompha-cite, andkyanite, with accessory rutile. Crystals ofkyanite (with closely spaced cleavage cracks)show strong preferred orientation.

B. Eclogite, closely associated with serpentinite, near Healdsburg, Coast Ranges, California.Diam. 3 mm. Idioblastic pink garnets rimmed with chlorite; abundant colorlessomphacite; deep-brown rutile rimmed with granular sphene. Sphene and chlorite (and inother sections glaucophane) are products of incipient retrograde metamorphism.


VI-28

Df-1

DAFTAR PUSTAKAAkiho M., 1978, Metamorphism and Metamorphic Belts, George Aleen & Unwin.

The Gresham Press. London.Boggs, S., Jr., 1987, Principles of Sedimentology und Stratigraphy, Mc Hill

Publishing Company, Ohio.Cas, R.A.F. & Wright, J.V., 1987, Volcanic Successions : Modern and Ancient,

Allen and Unwin (Publisher) Ltd., London UK.Ernest G. E., and Blatt H., 1982, Petrology of Igneous, Sedimentary, and

Metamophic Rodes, W. H. Freeman and Company, San Fransisco.Fisher, R.V. & H.-U., Schmince, 1984, Pyroclastic Rocks, Springer-Verlag,

Berlin.Flugel,. E, 1982, Microfacies Analysis of Limestones, Springer-Verlag, New

York.Gilbert., C, M,. Turner., F.J., and Williams., H, 1982, Petrography; An

introduction to the Study of Rocks in Thin Section.Groves, D., I, and Muller., D., 1997, Potassic Igneous Rocks and Associated

Gold-Copper Mineralization, Springer .Hekinian, R., 1982, Petrology of Ocean Floor, Elsevier Scientific Publishing.

Company, Asterdam,Hyndman, Donald., W., 1972, Petrology of Igneous and Metamorphic Rocks,

Mc.Graw-Hill, Inc,Macdonald., G., A, 1972, Volcanoes, University of Hawaii, Prentise-Hall, Inc,

New Jersey.Mc. Phie., J., Doyle,. And Allen, 1993, Volcanic Texture, Centre for Ore

Deposit and Exploration Studies, University Tasmania.Pettijohn., F. J, 1957, Sedimentary Rocks, Harper and Brother, New York.Philpotts., Anthony., R, 1989, Petrography of Igneous and Metamorphic

Rocks, Prentice Hall. Inc.Rollinson, H., 1993, Using Geochemical Data : Evaluation, Presentation,

Interpretation, Longman Group, United Kingdom.Rusdi, Irianto, 2003, Endapan Volkaniklastik pada Lingkungan Laut, Fakultas

Teknik, Jurusan Teknik Geologi, (tidak dipublikasikan)Sorensen., H, 1979, The Alkaline Rocks, Universitetets Mineralogiske-

Geoloske Instituter, Copenhagen, John Wiley & Sons.Travis, R. B., 1955, Classification of Rocks, Quarterly of Colorado School of

Mines.Williams, H. & McBirney, A. 1979, Volcanology, Freeman Cooper and

Company, San Francisco,Wilson, M.,1991, Igneous Petrogenesis : A Global Tectonic Approach,

Publisher, London

Df-2

Contoh Format Deskripsi Batuan

LABORATORIUMPETROGRAFI

LOKASI SATUANTUGU Batugamping Bioklastik

Analisa sayatan tipis batuan No. Lokasi No. Peraga BagianPemeriksa :Jenis batuan : Nama Lapangan :

Perbesaran 40 xDeskripsi Sayatan TipisNikol Paralel

a b c d e f g h I

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

Nikol bersilanga b c d e f g h I

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

Df-3

LEMBAR DATA PETROGRAFIIDENTIFIKASI CONTOH

KedalamanLokasi

TIPE BATUAN DAN TEKSTURNama Batuan Batupasir Sorting Poorly sortedKlasifikasi Quarzarenite Roundness Angular – sub angularRange ukuran butir 0,04 – 0,3 mm Hubungan antar butir PC >< mengambangMean ukuran butir 0,12 mm (very fine sand Struktur

Butiran terrigenous % Matriks %Butiran karbonat

%

Monocrystalline quartz 76.25 Lempung detrital 16 Buitiran skeletal

Straight extenctionCarbonate mud

ForaminiferalsUndulose extenction Pseudomatrix Arenaceous forams

Pseudomatrix Planktonic foramsFeldspars Vulcanic glass Small benth.

foramsPotash feldspar Indeterminate Large foramsPlagioclase feldspar 1.5Microline 0.5 CEMENTS % Mollucas

Lithic fragments Silica PellecypodaIgneous Pyrite Gastropoda

Acid Chlorite OstracodaBasic Kaolinite

Metamorphic Illite AlgalsPolycristallinequartz

3 Zeolites Red algae

Low grade Indeterminate clays Green algaeMod. Grade Calcite spar Blue green algaeHigh grade Dolomite

Sedimentary Siderite EchinodermsChert Ferroan calcite BrachiopodClaystone Ferroan dolomite BryozoanSiltstone Pylloid algaeSandstone REPLACEMENT % Corals

Calcite spar Indeterminatebioclast

Accessory minerals DolomiteMicas 0.5 Siderite Non skeletal grainsGlauconite Kaolinite IntraclastHeavy minerals Chlorite OolitesCarbonacous mat Pyrite PisolitesOpaque minerals Indeterminate clays Oncolites

diktat petro

Documents