makalah geodas
DESCRIPTION
geologi dasarTRANSCRIPT
BAB I
PENDAHULUAN
I. Latar Belakang
Geologi merupakan ilmu yang mempelajari, menyelediki dan menganalisa
struktur lapisan yang berada di permukaan bumi.
Selain itu geologi juga mempelajari tentang, sifat fisik bumi, proses-proses
yang terjadi dipermukaan dan di kerak bumi, tentang evolusi dan benda ruang
angkasa.
Dalam peranannya sebagai ilmu bumi, pastilah mengetahui seluk beluk
aktivitas bumi dimana bumi selalu dikontrol oleh dua tenaga besar yaitu tenaga
endogen dan tenaga eksogen, yang berpotensi besar merubah bentang-bentang
alam dan roman muka bumi.
Dengan begitu kompleksnya ilmu yang dipelajari dalam geologi mengenai
bumi hendaknya seorang geologis mampu menganalasis secara detail mengenai
dinamika bumi yang begitu kompleks dan selalu berubah-ubah tidak menentu.
II.2 Ruang Lingkup
II.3 Tujuan
1 Agar mahasiswa mengetahui jenis batuan beku, sedimen dan metamorf
melalui sifat fisik batuan dan mineral mineral pembentuk batuan
2. Agar mahasiswa dapat menggunakan alat navigasi dengan baik dan benar
3. Mahasiswa mampu membuat peta geologi.
4. Mahasiswa mampu menjelaskan penyebaran batuan dipermukaan bumi
berdasarkan peta geologi yang dibuat.
BAB II
DASAR TEORI PRAKTIKUM
II. 1. Pendahuluan
Geologi dasar adalah salah Ilmu yang mempelajari tentang bumi,
komposisinya, struktur, sifat-sifat fisik, sejarah, dan proses
pembentukannya.
Dalam peranannya dapat pula mengetahui seluk-beluk aktivitas
bumi, dimana bumi selalu dikontrol oleh dua tenaga besar yaitu tenaga
endogen dan tenaga eksogen yang berpotensi besar dalam merubah
bentang alam serta roman muka bumi.
II. 2. Pengenalan Mineral dan Batuan
Mineral merupakan benda padat yang terbentuk secara alamiah
(anorganik), homogen, dan mempumyai komposisi kimia terntentu. Batuan
adalah sekumpulan mineral-mineral yang menjadi satu. Bisa terdiri dari satu
atau lebih mineral. Lapisan lithosphere di bumi terdiri dari batuan.
Berdasarkan klasifikasinya mineral dibagi menjadi dua yaitu sifat
fisik dan kimia.
Klasifikasi sifat fisik mineral, meliputi:
Kilap
Merupakan kenampakan atau cahaya yang dipantulkan oleh permukaan
mineral saat terkena cahaya (Sapiie, 2006)
Kilap ini secara garis besar dapat dibedakan menjadi jenis:
a. Kilap Logam (metallic luster): bila mineral tersebut mempunyai
kilap atau kilapan seperti logam. Contoh mineral yang mempunyai
kilap logam: Gelena, Pirit, Magnetit, Kalkopirit, Grafit, Hematit
b. Kilap Bukan Logam (non metallic luster), terbagi atas:
Kilap Intan (adamantin luster), cemerlang seperti intan.
Kilap kaca (viteorus luster), misalnya pada kuarsa dan kalsit.
Kilap Sutera (silky luster), kilat yang menyeruai sutera pada
umumnya terdapat pada mineral yang mempunyai struktur serat,
misalnya pada asbes, alkanolit, dan gips.
Kilap Damar (resinous luster), memberi kesan seperti damar
misalnya pada spharelit.
Kilap mutiara (pearly luster), kilat seperti lemak atau sabun,
misalnya pada serpentin,opal dan nepelin.
Kilap tanah, kilat suram seperti tanah lempung misalnya pada
kaolin, bouxit dan limonit.
Kilap mineral sangat penting untuk diketahui, karena sifat fisiknya ini
dapat dipakai dalam menentukan mineral secara megaskopis. Untuk itu perlu
dibiasakan membedakan kilap mineral satu dengan yang lainnya, walaupun
kadang-kadang akan dijumpai kesulitan karena batas kilap yang satu dengan
yang lainnya tidak begitu tegas (Danisworo 1994).
Warna
Warna penting untuk membedakan warna untuk mineral akibat
pengotoran dan warna asli (tetap) yang berasal dari elemen utama pada
mineral tersebut. Warna mineral yang tetap dan tertentu karena elemen –
elemen utama pada mineral disebut Idiochromatic.
Misal : Sulfur warna kuning
Magnetite warna hitam
Pyrite warna kuning loyang
Warna akibat adanya campuran atau pengotor dengan unsur
lain, sehingga membuat warna berubah – ubah tergantung dari
pengotornya, disebut dengan nama Allochromatic.
Misal : Halite, warna dapat berubah – ubah :
- Abu – abu
- Biru bervariasi
- Kuning
- Coklat gelap
Kwarsa tak berwarna, tetapi karena ada campuran/pengotoran, warna
berubah – ubah menjadi :
- Violet (amethyst)
- Merah muda
- Coklat hitam
Kehadiran kelompok ion asing yang dapat memberikan warna tertentu
pada mineral disebut dengan nama Chromophores.
Misal : ion – ion Cu yang terkena proses hidrasi merupakan
chromophores dalam mineral Cu sekunder, maka akan memberikan
warna hijau dan biru.
Faktor yang dapat mempengaruhi warna :
a. Komposisi kimia
Misal : Chlorite – hijau.........................chloro (greek)
Albite – putih............................albus (latin)
Melanite – melas.......................melas (greek)
Erythrite – merah......................erythrite (greek)(sel darah
merah)
Rhodonite – merah jambu.........radon (greek)
Warna di atas berdasarkan warna mineral.
b. Struktur kristal dan ikatan atom
Misal : Polymorph dari Carbon – C
Intan – tak berwarna – isometrik
Graphite – hitam – hexagonal
c. Pengotoran dari mineral
Misal : Silika tak berwarna
Jasper – merah
Chalsedon – coklat hitam
Agate – asap/putih
Kekerasan
Adalah ketahanan mineral terhadap suatu goresan. Kekerasan nisbi suatu
mineral dapat membandingkan suatu mineral terentu yang dipakai sebagai
kekerasan yang standard. Mineral yang mempunyai kekerasan yang lebih kecil
akan mempunyai bekas dan badan mineral tersebut. Standar kekerasan yang biasa
dipakai adalah skala kekerasan yang dibuat oleh Friedrich Mohs dari Jeman dan
dikenal sebagai skala Mohs. Skala Mohs mempunyai 10 skala, dimulai dari skala
1 untuk mineral terlunak sampai skala 10 untuk mineral terkeras .
Skala Kekerasan Mohs
Skala Kekerasan Mineral Rumus Kimia
1 Talc H2Mg3 (SiO3)4
2 Gypsum CaSO4. 2H2O
3 Calcite CaCO3
4 Fluorite CaF2
5 Apatite CaF2Ca3 (PO4)2
6 Orthoklase K Al Si3 O8
7 Quartz SiO2
8 Topaz Al2SiO3O8
9 Corundum Al2O3
10 Diamond C
Sebagai perbandingan dari skala tersebut di atas maka di bawah ini
diberikan kekerasan dari alat penguji standar :
Alat Penguji Derajat Kekerasan
Mohs
Kuku manusia 2,5
Kawat Tembaga 3
Paku 5,5
Pecahan Kaca 5,5 – 6
Pisau Baja 5,5 – 6
Kikir Baja 6,5 – 7
Kuarsa 7
Cerat
Cerat adalah warna mineral dalam bentuk hancuran (serbuk). Hal ini dapat
dapat diperoleh apabila mineral digoreskan pada bagian kasar suatu keping
porselin atau membubuk suatu mineral kemudian dilihat warna dari bubukan
tersebut. Cerat dapat sama dengan warna asli mineral, dapat pula berbeda. Warna
cerat untuk mineral tertentu umumnya tetap walaupun warna mineralnya berubah-
ubah. Contohnya :
Pirit : Berwarna keemasan namun jika digoreskan pada plat porselin akan
meninggalkan jejak berwarna hitam.
Hematit : Berwarna merah namun bila digoreskan pada plat porselin akan
meninggalkan jejak berwarna merah kecoklatan.
Augite : Ceratnya abu-abu kehijauan
Biotite : Ceratnya tidak berwarna
Orthoklase : Ceratnya putih
Warna serbuk, lebih khas dibandingkan dengan warna mineral secara
keseluruhan, sehingga dapat dipergunakan untuk mengidentifikasi mineral
(Sapiie, 2006).
Belahan
Balahan merupakan kecenderungan mineral untuk membelah diri pada
satu atau lebih arah tertentu. Belahan merupakan salah satu sifat fisik mineral
yang mampu membelah yang oleh sini adalah bila mineral kita pukul dan tidak
hancur, tetapi terbelah-belah menjadi bidang belahan yang licin. Tidak semua
mineral mempunyai sifa ini, sehingga dapat dipakai istilah seperti mudah terbakar
dan sukar dibelah atau tidak dapa dibelah. Tenaga pengikat atom di dalam di
dalam sruktur kritsal tidak seragam ke segala arah, oleh sebab itu bila terdapat
ikatan yang lemah melalui suatu bidang, maka mineral akan cenderung membelah
melalui suatu bidang, maka mineral akan cenderung membelah melalui bidang-
bidang tersebut. Karena keteraturan sifat dalam mineral, maka belahan akan
nampak berjajar dan teratur (Danisworo, 1994).
Contoh mineral yang mudah membelah adalah kalsit yang mempunyai tiga
arah belahan sedang kuarsa tidak mempunyai belahan. Berikut contoh
mineralnya:
a. Belahan satu arah, contoh : muscovite.
b. Belahan dua arah, contoh : feldspar.
c. Belahan tiga arah, contoh : halit dan kalsit.
Pecahan
Pecahan adalah kecenderungan mineral untuk terpisah-pisah dalam arah
yang tidak teratur apabila mineral dikenai gaya. Perbedaan pecahan dengan
belahan dapat dilihat dari sifat permukaan mineral apabila memantulkan sinar.
Permukaan bidang belah akan nampak halus dan dapat memantulkan sinar seperti
cermin datar, sedang bidang pecahan memantulkan sinar ke segala arah dengan
tidak teratur (Danisworo, 1994).
Pecahan mineral ada beberapa macam, yaitu:
Concoidal: bila memperhatikan gelombang yang melengkung di
permukaan pecahan, seperti kenampakan kulit kerang atau pecahan
botol. Contoh Kuarsa.
Splintery/fibrous: Bila menunjukkan gejala seperti serat, misalnya
asbestos, augit, hipersten
Even: Bila pecahan tersebut menunjukkan permukaan bidang pecahan
halus, contoh pada kelompok mineral lempung. Contoh Limonit.
Uneven: Bila pecahan tersebut menunjukkan permukaan bidang
pecahan yang kasar, contoh: magnetit, hematite, kalkopirite, garnet.
Hackly: Bila pecahan tersebut menunjukkan permukaan kasar tidak
teratur dan runcing-runcing. Contoh pada native elemen emas dan
perak.
Bentuk
Mineral ada yang berbentuk kristal, mempunyai bentuk teratur yang
dikendalikan oleh system kristalnya, dan ada pula yang tidak. Mineral yang
membentuk kristal disebut mineral kristalin. Mineral kristalin sering mempunyai
bangun yang khas disebut amorf (Danisworo, 1994).
Mineral kristalin sering mempunyai bangun yang khas, misalnya:
a. Bangun kubus : galena, pirit.
b. Bangun pimatik : piroksen, ampibole.
c. Bangun doecahedon : garnet
d. Mineral amorf misalnya : chert, flint.
Kristal dengan bentuk panjang dijumpai. Karena pertumbuhan kristal
sering mengalami gangguan. Kebiasaan mengkristal suatu mineral yang
disesuaikan dengan kondisi sekelilingnya mengakibatkan terjadinya bentuk-
bentuk kristal yang khas, baik yang berdiri sendiri maupun di dalam kelompok-
kelompok. Kelompok tersebut disebut agregasi mineral dan dapat dibedakan
dalam struktur sebagai berikut:
Struktur granular atau struktur butiran yang terdiri dari butiran-butiran
mineral yang mempunyai dimensi sama, isometrik. Dalam hal ini
berdasarkan ukuran butirnya dapat dibedakan
menjadi kriptokristalin/penerokristalin (mineral dapat dilihat dengan mata
biasa). Bila kelompok kristal berukuran butir sebesar gula pasir, disebut
mempunyai sakaroidal.
Struktur kolom: terdiri dari prisma panjang-panjang dan ramping. Bila
prisma tersebut begitu memanjang, dan halus dikatakan mempunyai
struktur fibrous atau struktur berserat. Selanjutnya struktur kolom dapat
dibedakan lagi menjadi: struktur jarring-jaring (retikuler), struktur bintang
(stelated) dan radier.
Struktur Lembaran atau lameler, terdiri dari lembaran-lembaran. Bila
individu-individu mineral pipih disebut struktur tabuler,contoh mika.
Struktur lembaran dibedakan menjadi struktur konsentris, foliasi.
Sturktur imitasi : kelompok mineral mempunyai kemiripan bentuk dengan
benda lain. Mineral-mineral ini dapat berdiri sendiri atau berkelompok.
Bentuk kristal mencerminkan struktur dalam sehingga dapat dipergunakan
untuk pemerian atau pengidentifikasian mineral (Sapiie, 2006).
BERAT JENIS
Adalah perbandingan antara berat mineral dengan volume mineral. Cara yang
umum untuk menentukan berat jenis yaitu dengan menimbang mineral tersebut
terlebih dahulu, misalnya beratnya x gram. Kemudian mineral ditimbang lagi
dalam keadaan di dalam air, misalnya beratnya y gram. Berat terhitung dalam
keadaan di dalam air adalah berat miberal dikurangi dengan berat air yang
volumenya sama dengan volume butir mineral tersebut.
SIFAT DALAM
Adalah sifat mineral apabila kita berusaha untuk mematahkan, memotong,
menghancurkan, membengkokkan atau mengiris. Yang termasuk sifat ini adalah
Rapuh (brittle): mudah hancur tapi bias dipotong-potong, contoh kwarsa,
orthoklas, kalsit, pirit.
Mudah ditempa (malleable): dapat ditempa menjadi lapisan tipis, seperti
emas, tembaga.
Dapat diiris (secitile): dapat diiris dengan pisau, hasil irisan rapuh, contoh
gypsum.
Fleksible: mineral berupa lapisan tipis, dapat dibengkokkan tanpa patah
dan sesudah bengkok tidak dapat kembali seperti semula. Contoh mineral
talk, selenit.
Blastik: mineral berupa lapisan tipis dapat dibengkokkan tanpa menjadi
patah dan dapat kembali seperti semula bila kita henikan tekanannya,
contoh: muskovit.
KEMAGNITAN
Adalah sifat mineral terhadap gaya magnet. Diatakan sebagai feromagnetic bila
mineral dengan mudah tertarik gaya magnet seperti magnetik, phirhotit. Mineral-
mineral yang menolak gaya magnet disebut diamagnetic, dan yang tertarik lemah
yaitu paramagnetic. Untuk melihat apakah mineral mempunyai sifat magnetik
atau tidak kita gantungkan pada seutas tali/benang sebuah magnet, dengan sedikit
demi sedikit mineral kita dekatkan pada magnet tersebut. Bila benang bergerak
mendekati berarti mineral tersebut magnetik. Kuat tidaknya bias kita lihat dari
besar kecilnya sudut yang dibuat dengan benang tersebut dengan garis vertical.
KELISTRIKAN
Adalah sifat listrik mineral dapat dipisahkan menjadi dua, yaitu pengantar arus
atau londuktor dan tidak menghantarkan arus disebut non konduktor. Dan ada lagi
istilah semikonduktor yaitu mineral yang bersifat sebagai konduktor dalam batas-
batas tertentu.
DAYA LEBUR MINERAL
Yaitu meleburnya mineral apabila dipanaskan, penyelidikannya dilakukan dengan
membakar bubuk mineral dalam api. Daya leburnya dinyatakan dalam derajat
keleburan.
II.3 PENGENALAN BATUAN BEKU
A. Pengertian
Batuan beku adalah batuan yang terjadi dari pembekuan larutan silikat cair,
pijar, yang dikenal dengan magma. Penggolongan batuan beku dapat didasarkan
pada ketiga patokan utama yaitu berdasarkan genetik batuan, senyawa kimia yang
terkandung, dan susunan mineraloginya.
Pembagian yang didasarkan pada genetik atau tempat terjadinya batuan beku
dapat dibagi atas :
a. Batuan ekstrusif, terdiri dari semua material yang dikeluarkan kepermukaan
bumi baik didarat maupun dibawah permukaan laut. Material ini mendingin
dengan cepat, ada yang bersifat encer atau bersifat kental dan panas, bisa
disebut lava.
b. Batuan intrusif sangat berbeda dengan batuan ekstrusif. Tiga prinsip tipe
bentuk intrusif batuan beku berdasarkan bentuk dasar dan geometri adalah :
Bentuk tidak beraturan pada umumnya diskordan dan biasanya memiliki
bentuk yang jelas dipermukaan (batholite dan stock).
Intrusi berbentuk tabular, terdiri dari dua bentuk berbeda yang mempunyai
bentuk diskordan dan disebut korok/dyke, dan yang berbentuk konkordan
diantaranya sill dan lakolit.
Tipe ketiga dari intrusif relatif memiliki tubuh yang kecil. Bentuk khas
dari group ini adalah intrusif silinder atau pipa.
A.1. Pengertian Magma
Magma adalah cairan atau larutan silikat pijar yang terbentuk secara alamiah
bersifat mobile, bersuhu antara 900°-1200° atau lebih dan berasal dari kerak bumi
bagian bawah atau selubung bumi bagian atas (F.F.Grotus, 1974; Tumer dan
Verhoogen 1960, H. Williams, 1962).
Bunsen (1951, W.T. Huang) mempunyai pendapat bahwa ada dua jenis
magma primer yaitu basaltis dan granites, dan batuan beku merupakan hasil
campuran dari dua magma ini yang kemudian mempunyai komposisi lain.
Dally 1933, Winkler (Vide W.T. Huang, 1962) berpendapat lain yaitu
magma asli (primer) adalah bersifat basa yang selanjutnya akan mengalami proses
diferensiasi menjadi magma bersifat lain. Magma basa bersifat encer (viskositas
rendah) kandungan unsur kimia berat, kadar H+, OH- dan gas tinggi sedangkan
magma asam sebaliknya.
A.2. Evolusi Magma
Sekurang-kurangnya genesa batuan beku, vulkanik maupun plutonik ditinjau
dari tiga aspek yaitu :
Faktor yang memerikan bagaimana dan dimana larutan bergenerasi
didalam selubung atau pada kerak bumi bagian bawah.
Kondisi yang berpengaruh terhadap larutan sewaktu naik ke permukaan.
Proses-proses didekat permukaan yang menyempurnakan generasi.
Magma dapat berubah menjadi magma yang bersifat lain oleh proses-proses
sebagai berikut :
Hibridisasi adalah pembentukan magma yang baru karena percampuran
dua magma yang berlainan jenisnya.
Sinteksis adalah pembentukan magma baru karena proses asimilasi dengan
batuan samping.
Anateksis adalah proses pembentukan magma dari peleburan batuan pada
kedalaman yang sangat besar.
Dari magma dengan kondisi tertentu ini selanjutnya mengalami diferensiasi
magmatik. Diferensiasi magmatik ini meliputi semua proses yang mengubah
magma dari keadaan awal yang homogen dalam skala besar menjadi masa batuan
beku dengan komposisi yang berbeda.
A.3. Reaksi Bowen seri dari mineral utama pembentuk batuan beku
Seri reaksi bowen merupakan suatu skema yang menunjukkan urutan
kristalisasi dari mineral pembentuk batuan beku yang terdiri dari dua bagian.
Mineral-mineral tersebut dapat digolongkan dalan dua golongan besar yaitu :
Golongan mineral hitam atau mafic mineral.
Golongan mineral putih atau felsik mineral.
Dalam proses pendinginan magma dimana itu tidak langsung semua
membeku, tetapi mengalami penurunan temperature secara perlahan bahkan
mungkin cepat. Penurunan temperatur ini disertai mulainya pembentukan dan
pengendapan mineral-mineral tertentu yang sesuai dengan temperaturnya.
Pembentukan mineral dalam magma karena penurunan temperatur telah disusun
oleh Bowen. Bowen telah membuat sebuah tabel pembentukan mineral dan tabel
tersebut sangat berguna sekali dalam menginterpretasikan mineral-mineral
tersebut.
Sebelah kiri mewakili mineral mafic, yang pertama kali terbentuk dalam
temperature sangat tinggi adalah olivine. Akan tetapi jika magma tersebut jenuh
oleh SiO2, maka piroksenlah yang terbentuk pertama kali. Olivine dan piroksen
adalah pasangan Ingcongruant Melting dimana setelah pembentukannya olivine
akan bereaksi dengan larutan sisa membentuk piroksen. Temperatur menurun
terus dan pembentukan mineral berjalan sesuai dengan temperaturnya. Mineral
yang terakhir terbentuk adalah biotite, ia terbentuk dalam temperatur yang rendah.
Mineral disebelah kanan diwakili oleh mineral kelompok plagioklas, karena
mineral ini paling banyak terdapat dan tersebar luas. Anorthite adalah mineral
yang pertama kali terbentuk pada suhu yang tinggi dan banyak terdapat pada
batuan beku basa seperti Gabro atau Basalt. Andesite terbentuk pada suhu
menengah dan terdapat pada batuan beku Diorit atau Andesit. Sedangkan mineral
yang terbentuk pada suhu rendah adalah albite, mineral ini banyak tersebar pada
batuan asam seperti Granit atau Ryolite. Reaksi berubahnya komposisi Plagioklas
ini merupakan deret Solid-Solution yang merupakan reaksi kontinu, artinya
kristalisasi Plagioklas Ca-Plagioklas Na, jika reaksi setimbang akan berjalan
menerus. Dalam hal ini anorthite adalah jenis plagioklas yang kaya Ca, sering
disebut Calcic Plagioklas, sedangkan albite adalah Plahioklas kaya Na (Sodic
plagioklas/Alkali Plagioklas). Lihat tabel W.T. Huang bagian bawah.
Mineral sebelah kanan dan kiri bertemu pada mineral potassium Feldspar
dan mineral-mineral Muscovite dan terakhir sekali mineral Kwarsa, maka mineral
kwarsa merupakan mineral yang paling stabil diantara seluruh mineral Felsik atau
Mafic dan sebaliknya mineral yang terbentuk pertama kali adalah mineral yang
sangat tidak stabil dan mudah sekali berubah menjadi mineral lain.
(Gambar 1)Skema yang menunjukkan seri reaksi Bowen (vide H. Williams, 1982)
II.4 BATUAN SEDIMEN
A. Pengertian
Batuan sedimen adalah batuan yang terbentuk akibat lithifikasi bahan
rombakan asal, maupun hasil denudasi atau hasil reaksi kimia maupun hasil
kegiatan organisme. Batuan sedimen banyak sekali jenisnya dan tersebar sangat
luas dengan ketebalan dari beberapa centimeter sampai kilometer. Juga ukuran
butirnya dari sangat halus sampai sangat kasar dan beberapa proses yang penting
lagi yang termasuk kedalam batuan sedimen. Dibanding dengan batuan beku,
batuan sedimen hanya merupakan tutupan kecil dari kerak bumi. Batuan sedimen
hanya merupakan 5% dari seluruh batuan-batuan yang terdapat dikerak bumi. Dari
jumlah 5% ini, batu gamping adalah 80%, batu pasir 5% dan batu lempung kira-
kira 80%.
Penggolongan dan Penamaan
Berbagai penggolongan dan penamaan batuan sedimen telah dikemukakan
oleh para ahli, baik berdasarkan genetik maupun deskriptif. Secara genetik
disimpulkan dua golongan (Pettijohn 1975 dan W.T. Huang, 1962) :
a. Batuan Sedimen Klastik
Batuan sedimen klastik adalah batuan sedimen yang terbentuk dari
pengendapan kembali detritus atau pecahan batuan asal. Batuan asal dapat
berupa batuan beku, metamorf dan sedimen itu sendiri. Fragmentasi batuan
asal tersebut dimulai dari pelapukan mekanis maupun secara kimiawi,
kemudian tererosi dan tertransportasi menuju suatu cekungan pengendapan.
Setelah pengendapan berlangsung, sedimen mengalami diagenesa, yakni
proses perubahan-perubahan yang berlangsung pada temperatur rendah suatu
sedimen, selama dan sesudah lithifikasi ini merupakan proses yang mengubah
suatu sedimen menjadi batuan keras.
Kompaksi sedimen
Yaitu termampatnya butir sedimen satu terhadap yang lain akibat tekanan
dari berat beban diatasnya. Disini volume sedimen berkurang dan hubungan
antar butir yang satu dengan yang lain menjadi rapat.
Sementasi
Yaitu turunnya material-material diruang antar sedimen dan secara
mengikat butir-butir sedimen satu dengan yang lain. Sementasi makin efektif
bila derajat kelurusan larutan (permeabilitas relative) pada ruang antar butir
makin besar.
Rekristalisasi
Yaitu pengkristalan kembali suatu mineral dari suatu larutan kimia yang
berasal dari pelarutan material sedimen selama diagenesa atau jauh
sebelumnya. Rekristalisasi umumnya terjadi pada pembentukan batuan
karbonat.
Autigenesis
Yaitu terbentuknya mineral baru dilingkungan diagenetik, sehingga
adanya mineral tersebut merupakan partikel baru dalam suatu sedimen.
Mineral autigenik ini yang umum diketahui sebagai berikut : karbonat, silica,
klorite, illite dan lain-lain.
Metasomatisme
Yaitu pergantian mineral sedimen oleh berbagai mineral autigenik, tanpa
pengurangan volume asal. Contoh : dolomitisasi, sehingga dapat merusak
bentuk suatu batuan karbonat atau fosil.
b. Batuan Sedimen Non-Klastik
Batuan sedimen yang terbentuk dari hasil reaksi kimia atau bisa juga dari
hasil kegiatan organisme. Reaksi kimia yang dimaksud adalah kristalisasi
langsung atau reaksi organik (penggaraman unsur-unsur laut, pertumbuhan
kristal dari agregat kristal yang terpresipitasi dan replacement).
B. Pemerian Batuan Sedimen Klastik
Pemerian batuan sedimen klastik terutama disasarkan pada tekstur,
komposisi mineral dan struktur.
b.1 Tekstur
Adalah suatu kenampakan yang berhubungan dengan ukuran dan bentuk
butir serta susunannya (Pettijohn, 1975). Butiran tersusun dan terikat oleh semen
dan masih adanya rongga diantara butirnya. Pembentukannya dikontrol oleh
media dan cara transportasinya (Jackson, 1970, Reineck dan Singh, 1975).
Pembahasan tekstur meliputi :
1. Ukuran butir
Pemerian ukuran butir didasarkan pada skala Wentworth, 1922 adalah
sebagai berikut :
Nama butir Besar butir (mm)
Bongkah 256-64
Brakal 64-4
Krakal 4-2
Pasir sangat kasar 2-1
Pasir sedang 1-1/2
Pasir halus 1/2 -1/4
Pasir sangat halus 1/4 -1/8
Lanau 1/16-1/256
Lempung 1/256
2. Pemilahan
Pemilahan adalah keseragaman dari ukuran besar butir penyusun sedimen,
artinya bila semakin seragam ukurannya dan besar butirnya, maka pemilahan
semakin baik. Dalam pemilahan dipakai batasan-batasan sebagai berikut :
Pemilahan baik (well sorted)
Pemilahan sedang (moderate sorted)
Pemilahan buruk (poorly sorted)
3. Kebundaran
Kebundaran adalah nilai membulat atau meruncingya butiran dimana sifat
ini hanya bisa diamati pada batuan sedimen klasik kasar. Kebundaran dapat
dilihat dari bentuk batuan yang terdapat dalam batuan tersebut. Tentunya
terdapat banyak sekali variasi dari bentuk batuan, akan tetapi untuk mudahnya
dipakai perbandingan sebagai berikut :
1) Well rounded (membulat baik) : semua permukaan konveks hampir
equidimensional, spheroidal.
2) Rounded : pada umumnya permukaan-permukaan bundar, ujung-
ujung dan tepi-tepi butiran bundar.
3) Subrounded : permukaan umumnya datar dengan ujung-ujung yang
membundar.
4) Sunangula : permukaan pada umumnya datar dengan ujung-ujung
tajam.
5) Angular : permukaan konkal dengan ujungnya yang tajam.
4. Kemas (Fabric)
Didalam batuan sedimen klastik dikenal dua macam kemas, yaitu :
a. Kemas terbuka : butiran tidak saling bersentuhan (mengambang
didalam matriks).
b. Kemas tertutup : butiran saling bersentuhan satu sama lainnya.
(gambar 2) Sortasi batuan sedimen
b.2 Struktur
Struktur sedimen meripakan suatu kelainan dari perlapisan normal dari
batuan sedimen yang diakibatkan oleh proses pengendapan dan keadaan energi
pembentukannya. Pembentukannya dapat terjadi pada waktu pengendapan
maupun segera setelah proses pengendapan (Pettijohn & Potter, 1964;
koesoemadinata, 1981). Dengan kata lain, struktur sedimen adalah kenampakan
batuan sedimen dalam dimensi yang lebih besar. Studi struktur paling baik
dilakukan dilapangan (Pettijohn, 1975). Berdasarkan asalnya, struktur sedimen
yang terbentuk dapat dikelompokkan menjadi tiga macam yaitu :
a. Struktur sedimen primer.
Terbentuk karena proses sedimentasi, dengan demikian dapat
merefleksikan mekanisasi pengendapannya, antara lain : perlapisan,
gelembur gelombang, perlapisan silang siur, konvolut, perlapisan bersusun
dan lain-lain.
b. Struktur sedimen sekunder.
Terbentuk sesudah sedimentasi, sebelum atau pada waktu diagenesa. Juga
merefleksikan keadaan lingkungan pengendapan misalnya keadaan dasar,
lereng dan lingkungan organisnya, antara lain : cetak beban, rekah kerut,
jejak binatang dan lain-lain.
c. Struktur organik.
Struktur yang terbentuk oleh kegiatan organisme seperti molusca, cacing
atau binatang lainnya, antara lain : kerangka, laminasi pertumbuhan dan
lain-lain.
Struktur batuan sedimen (struktur primer) tidak banyak yang dapat dilihat
dari contoh-contoh batuan dilaboratorium.
Faktor-faktor yang mempengaruhi kenampakan adanya struktur perlapisan
adalah :
Adanya perbedaan warna mineral.
Adanya perbedaan ukuran besar butir.
Adanya perbedaan komposisi mineral.
Adanya perubahan macam batuan
Adanya perubahan struktr sedimen.
Adanya perubahan kekompakan.
Macam-macam perlapisan :
Massif, bila menunjukkan struktur dalam, atau ketebalan lebih dari 120 cm
(Mc. Kee 7 Weir, 1953).
Perlapisan sejajar, bila bidang perlapisan saling sejajar.
Laminasi, perlapisan sejajar yang ukuran atau ketebalannya lebih kecil dari
lem. Terbentuk dari suspensi tanpa energi mekanis.
Perlapisan pilihan, bila perlapisan disusun atas butiran yang berubah
teratur dari halus ke kasar pada arah vertikal terbentuk dari arus pekat.
Perlapisan silang siur, perlapisan yang membentuk sudut terhadap bidang
perlapisan yang berada diatas atau dibawahnya dan dipisahkan oleh bidang
erosi, terbentuk akibat intensitas arus yang berubah-ubah.
b.3 Komposisi Mineral.
Komposisi mineral dari batuan sedimen klastik dapat dibedakan yaitu :
Fragmen adalah bagian butiran yang ukurannya paling besar dan dapat
berupa pecahan-pecahan batuan, mineral dan cangkang-cangkang fosil
atau zat organik lainnya.
Matriks adalah bagian butiran yang ukurannya lebih kecil dari fragmen
dan terletak diantara fragmen massa dasar. Matriks dapat berupa batuan,
mineral atau fosil.
Semen, bukan butir tetapi material pengisi rongga antar butir dan bahan
pengikat diantara fragmen dan matriks. Biasanya berbentuk amorf atau
kristalin. Bahan-bahan semen yang lazim adalah :
o Semen karbonat (kalsit, dolomit).
o Semen silika (kalsedon, kwarsa).
o Semen oksida besi (limonit, hematite, siderite).
C. Pemerian Batuan Sedimen Non-Klastik
Pemerian batuan sedimen non-klastik didasarkan pada :
c.1 Tekstur
Tekstur dibedakan menjadi dua macam, yaitu :
a. Kristalin
Terdiri dari kristal-kristal saling mengunci satu sama lain. Pemerian
menggunakan skala Wentworth dengan modifikasi berikut :
Nama butir Besar butir (mm)
Berbutir kasar > 2
Berbutir sedang 1/16-2
Berbutir halus 1/256-1/16
Berbutir sangat halus < 1/256
b. Amorf
Terdiri dari mineral yang tidak membentuk kristal-kristal atau amorf (non
kristalin).
c.2 Struktur
Struktur batuan sedimen non klastik terbentuk dari proses reaksi kimia
ataupun kegiatan organik. Macam-macam struktur antara lain :
a. Fossiliferous, struktur yang ditunjukkan oleh adanya fosil atau komposisi
terdiri dari fosil.
b. Oolitik, struktur dimana suatu fragmen klasik diselubungi oleh mineral
non klastik, bersifat konsentris dengan diameter berukuran lebih kecil 2
mm.
c. Pisolitik, sama dengan oolitik tetapi ukuran diameternya > 2 mm.
d. Konkresi, kenampakan struktur ini sama dengan struktur oolitik tetapi
tidak menunjukkan adanya sifat konsentris.
e. Cone in cone, struktur oleh organisme murni dan bersifat insitu.
c.3 Komposisi mineral
Komposisi mineral batuan sedimen non klastik cukup penting dalam
menentukan penamaan batuan. Pada batuan sedimen jenis non klastik biasanya
komposisi mineralnya sederhana yaitu bisa terdiri dari satu atau dua macam
mineral. Sebagai contoh :
a. Batugamping : kalsit, dolomit
b. Chert : kalsedon
c. Gypsum : mineral gypsum
d. Anhidrit : mineral anhidrit
c.4 Pemerian Batuan Karbonat
Batuan karbonat adalah batuan dedimen dengan komposisi yang dominan (>
50%) terdiri dari mineral-mineral atau garam-garam karbonat, yang dalam
prakteknya secara umum meliputi batugamping dan dolomite. Proses
pembentukannya dapat terjadi secara insitu berasal dari larutan yang mengalami
proses kimia maupun biokimia dimana organisme turut berperan, dapat terjadi
dari butiran rombakan yang mengalami transportasi secara mekanik dan
diendapkan ditempat lain. Seluruh proses tersebut berlangsung pada lingkungan
air laut, jadi praktis berbeda detritus asal darat.
1. Pemerian batu gamping klastik
Sistematika deskripsi pada hakikatnya sama dengan sedimen klastik, yaitu
meliputi tekstur, komposisi mineral dan struktur.
a. Tekstur, sama dengan pemerian batuan sedimen klastik, hanya berbeda
istilahnya saja meliputi :
Nama butir Besar butir (mm)
Rudite > 1
Arenit 0.062 – 1
Lutite < 0.062
b. Struktur, pemeriannya hampir sama dengan batuan sedimen klastik.
c. Komposisi, juga terdapat pemerian fragmen, matriks, semen, hanya
berbeda istilah saja. (Folk, 1954), komposisi meliputi :
Allochem merupakan fragmen yang tersusun oleh kerangka atau
butiran-butiran klastik dari hasil abrasi batugamping yang
sebelumnya ada.
Mikrit merupakan agregat halus berukuran 1 – 4 mikron,
merupakan kristal-kristal karbonat yang terbentuk secara biokimia
atau kimiawi berlangsung dari prespitasi air laut dan mengisi
rongga antar butir.
Sparit merupakan semen yang mengisi ruang antar butir dan
rekahan berukuran butir halus (0.02 – 0.1 mm), dapat terbentuk
langsung dari sedimen secara insitu atau rekristalisasi mikrit.
2. Pemerian batu gamping non klastik
Pemerian sama dengan batuan sedimen non klastik lainnya.
II.5 BATUAN METAMORF
A. Pengertian
Metamorfosa adalah proses rekristalisasi didalam kerak bumi (3-20 km)
yang keseluruhannya atau sebagian besar terjadi dalam keadaan padat, yakni tanpa
melalui fase cair, sehingga terbentuk struktur dan mineralogi baru pengaruh
temperatur T (200-650C) dan tekanan (P) yang tinggi.
Batuan metamorf adalah batuan yang berasal dari batuan induk, batuan
sedimen, maupun metamorf sendiri yang mengalami metamorphose.
Menurut H.G.F. Winkler, 1967; Metamorfisme adalah proses-proses yang
mengubah mineral suatu batuan pada fase padat karena pengaruh atau respon
terhadap kondisi fisik dan kimia dalam kerak bumi, dimana kondisi kimia dan
fisika tersebut berbeda dengan kondisi sebelumnya. Proses-proses tersebut tidak
termasuk pelapukan dan diagenesa.
B. Tipe-tipe Metamorfosa
Tipe metamorfosa berdasarkan kejadiannya dan sejarah pembentukannya
banyak dibahas oleh para ahli sehingga banyak pula macam-macam nama
metamorfosa tetapi pada dasarnya dapat digolongkan menjadi :
1. Tipe metamorfosa lokal
Disebut lokal karena penyebaran metamorfosa ini sangat terbatas sekali
(beberapa meter – beberapa puluh meter). Tipe metamorfosa ini meliputi :
a. Metamorfosa kontak atau thermal
Metamorfosa kontak disebabkan oleh adanya kenaikan temperatur
pada batuan tertentu. Panas tubuh intrusi yang diteruskan pada
batuan sekitarnya mengakibatkan metamorfosa kontak. Zona
metamorfosa kontak yang efeknya terutama terlihat pada batuan
sekitarnya. Pada metamorfosa kontak batuan disekitarnya berubah
menjadi hornfel (batu tanduk) yang susunannya tergantung pada
batuan sedimen aslinya.
b. Metamorfosa dislokasi/kataklastik/Dinamo
Batuan metamorf ini dijumpai pada daerah yang mengalami
dislokasi, misal pada daerah sesar besar. Proses metamorfosanya
terjadi pada lokasi dimana batuan ini mengalami proses secara
mekanin yang disebabkan oleh faktor penekanan (kompresional)
baik tegak maupun mendatar. Batuan metamorf kataklastik
khususnya dijumpai dijalur-jalur orogenesa proses pengangkatan
diikuti oleh fase perlipatan dan pematangan batuan.
2. Tipe metamorfosa regional
Tipe metamorfosa ini meliputi :
a. Metamorfosa regional/Dinamo thermal
Metamorfosa ini terjadi pada kulit bumi bagian dalam dan faktor
yang berpengaruh adalah temperatur dan tekanan yang sangat
tinggi. Secara geografis dan genetik penyebaran batuan metamorf
ini sangat erat kaitannya dengan aktivitas orogenesa atau proses
pembentukan pegununganlipatan gunung api, meliputi daerah yang
luas dan selalu dalam bentuk sabuk pegunungan yakni dalam
daerah geosinklin.
b. Metamorfosa beban/Burial
Batuan metamorf ini terbentuk oleh proses pembebanan suatu
massa sedimentasi yang sangat tebal pada suatu cekungan yang
sangat luas atau dikenal dengan sebutan cekungan geosinklin.
Proses kejadiannya hampir tidak berkaitan sama sekali dengan
aktivitas orogenesa maupun intrusi tetapi lebih merupakan suatu
yang bersifat regional atau lebih dikenal dengan proses
epirogenesa.
C. Struktur Batuan Metamorf
Struktur batuan metamorf terbagi atas dua golongan besar yaitu :
1. Struktur Foliasi
Yaitu struktur yang ditunjukkan oleh adanya penjajaran mineral-mineral
penyusun batuan metamorf. Struktur ini meliputi :
a. Struktur Slatycleavage.
Peralihan dari sedimen yang berubah ke metamorf, merupakan derajat
rendah dari lempung, mineral-mineralnya berukuran halus dan kesan
kesejajarannya halus sekali, dengan memperlihatkan belahan-belahan yang
rapat dimana terdapat daun-daun mika halus.
b. Struktur filitik
Struktur ini hampir mirip dengan struktur slatycleavage, hanya mineral
dan kesejajarannya sudah mulai agak kasar. Derajat metamorfosa lebih
tinggi dari slatycleavage, dimana daun-daun mika dan klorit sudah cukup
besar, berkilap sutera pada pecahan-pecahannya.
c. Struktur skistosa
Adalah suatu struktur dimana mineral pipih (Biotite, Muskovitr, Feldspar)
lebih dominan dibanding mineral butiran. Struktur ini biasanya dihasilkan
oleh proses metamorfosa regional, sangat khas adalah kepingan-kepingan
yang jelas dari mineral-mineral pipih seperti mika, talk, klorit dari
mineral-mineral yang bersifat serabut. Derajat metamorfosa lebih tinggi
dari filit, karena mulai adanya mineral-mineral yang bersifat serabut.
Derajat metamorfosa lebih tinggi dari filit, karena mulai adanya mineral-
mineral lain dismping mika.
d. Struktur gnesosa
Struktur dimana jumlah mineral-mineral yang granular lebih banyak dari
mineral-mineral pipih, mempunyai sifat banded dan mewakili
metamorfosa regional derajat tinggi. Terdiri dari mineral-mineral yang
mengingatkan pada batuan beku seperti kwarsa, feldspar dan mafik
mineral.
2. Struktur Non Foliasi
Adalah struktur yang tidak memperlihatkan adanya penjajaran mineral
penyusun batuan metamorf. Yang termasuk dalam struktur ini adalah :
a. Struktur Hornfelsik
Dicirikan adanya butiran-butiran yang seragam terbentuk pada bagian
dalam daerahkontak sekitar tubuh batuan beku. Pada umumnya merupakan
rekristalisasi batuan asal, tidak ada foliasi, tetapi batuan halus dan padat.
b. Struktur Milonitik
Struktur yang berkembang karena adanya penghancuran batuan asal yang
mengalami metamorfosa dynamo, batuan berbutir halus dan liniasinya
ditunjukkan oleh adanyaorientasi mineral yang berbentuk lentikuler
terkadng masih menyimpan lensa batuan asalnya.
c. Struktur Kataklastik
Struktur ini hampir sama dengan struktur milonit hanya butirannya yang
lebih kasar.
d. Struktur Pilonitik
Struktur ini menyerupai milonit tetapi butiran relatif lebih kasar dan
strukturnya mendekati tipe filitik.
e. Struktur Flaser
Seperti strutur kataklastik dimana struktur batuan asal yang terbentuk
lensa tertanam pada massa dasar milonit.
f. Struktur Augen
Seperti struktur flaser hanya lensa-lensanya terdiri dari butir-butir feldspar
dalam massa dasar yang lebih halus.
g. Struktur Glanulose
Struktur ini hampir sama dengan hornfelsik hanya butirannya mempunyai
ukuran yang tidak sama besar.
h. Struktur Liniasi
Struktur yang diperlihatkan oleh adanya kumpulan mineral yang
terbentuk seperti jarum (fibrous)
D. Tekstur Batuan Metamorf
Tekstur batuan ini digolongkan menjadi :
1. Tekstur Kristoblastik.
Tekstur yang terjadi pada saat tumbuhnya mineral dalam suasana padat
(tekstur batuan asalnya tidak nampak lagi) dan bukan mengkristal dalam suasana
cair. Karena itu kristal yang terjadi disebut biato dan teksturnya meliputi :
a. Lepidoblastik
Tekstur batuan metamorf yang didominasi oleh mineral-mineral pipih dan
memperlihatkan orientasi sejajar, seperti biotite, muskovit dan sebagainya.
b. Granoblastik
Tekstur pada batuan metamorf yang terdiri dari mineral-mineral yang
membentuk butiran yang seragam seperti kwarsa, kalsit, garnet dan lain-
lain.
c. Nematoblastik
Terdiri dari mineral-mineral berbentuk prismatik menjarum yang
memperlihatkan orientasi sejajar seperti mineral amphibol, piroksen dan
lain-lain.
d. Porfiriblastik
Tekstur pada batuan metamorf dimana suatu kristal besar (fenokris)
tertanam dalam massa dasar yang relative halus. Identik dengan porfiritik
pada batuan beku.
e. Idioblastik
Tekstur pada batuan metamorf dimana bentuk mineral-mineral
peyusunnya euhedral.
f. Xenoblastik
Tekstur pada batuan metamorf dimana bentuk mineral-mineral
penyusunnya berbentuk anhedral.
2. Tekstur palimpsest.
Merupakan tekstur sisa dari batuan asal yang dijumpai pada batuan metamorf.
Tekstur ini meliputi :
a. Blastoporfiritik, suatu tekstur sisa dari batuan asal yang bertekstur
porfiritik.
b. Blastopsefit, suatu tekstur sisa dari batuan sedimen yang ukurannya lebih
besar dari pasir.
c. Blastopsamit, sama dengan blastopsefit, hanya saja disini ukuran butirnya
sama dengan pasir.
d. Blastopellite, tekstur sisa dari batuan sedimen yang berukuran butir
laempung.
E. Komposisi Mineral Batuan Metamorf
Secara megaskopis, sulit untuk mendeskripsikan atau menentukan
komposisi mineral batuan metamorf, namun kita tetap dituntut untuk dapat
menentukan komposisi mineralnya, yang dapat dipelajari dari buku atau petunjuk
langsung dilaboratorium. Pada hakekatnya, komposisi batuan metamorf dapat
dibagi dalam dua golongan yaitu :
1. Mineral Stress
Adalah suatu mineral yang stabil dalam kondisi tekanan dimana mineral ini
dapat berbentuk pipih atau tabular, prismatik, maka mineral tersebut akan tumbuh
tegak lurus terhadap arah gaya. Sebagai contoh :
Mika
Tremolit-Actinolit
Hornblende
Serpentin
Silimanit
Kyanit, dan lain-lain.
2. Mineral Anti Stress
Adalah suatu mineral yang terbentuk dalam kondisi tekanan dimana biasanya
berbentuk equidimensional. Sebagai contoh :
Kwarsa
Feldspar
Garnet
Kalsit
Koordierit
Selain mineral stress dan anti stress, ada juga mineral yang khas dijumpai pada
batuan metamorf antara lain :
a. Mineral khas dari metamorfisme regional : silimanit, Andalusit, Talk dll.
b. Mineral khas dari metamorfisme termal : Korundum, Grafit.
c. Mineral khas yang dihasilkan dari efek larutan kimia : Epidut, Chlorite dan
Wollastonite.
F. Dasar Klasifikasi Batuan Metamorf.
a. Berdasarkan Kompisisi Kimia
Berdasarkan komposisi kimia batuan metamorf dibagi menjadi :
a. Calcic metamorphic rock
Adalah batuan metamorf yang berasal dari batuan yang bersifat kaya unsur
Al, umumnya terdiri atas batu lempung dan serpih. Contoh : Batusabik,
Fillit.
b. Quatrz feldspatic rock
Adalah batuan metamorf yang berasal dari batuan yang kaya akan unsur
kwarsa dan feldspar. Batuan sel umumnya terdiri atas batu pasir, batuan
beku bas dan lain-lain. Contoh : gneiss.
c. Calcareous metamorphic rock
Adalah batuan metamorf yang berasal dari batu gamping dan dolomite.
Contoh : marmer.
d. Basic metamorphic rock
Adalah batuan metamorf yang berasal dari batuan beku basa, semi basa
dan menengah, serta tuffa dan batuan sedimen yang bersifat napalan
dengan kandungan unsur-unsur K, Al,Fe, Mg.
e. Magnesia metamorphic rock
Adalah batuan metamorf yang berasal dari batuan beku yang kaya akan
unsur Mg. contoh : serpentin, skiss klorit.
b. Berdasarkan Komposisi Mineral
Didasarkan pada fasies metamorfosa sehingga setiap batuan metamorf akan
mempunyai komposisi mineral spesifik. Hal ini disebabkan karena bila batuan
asal mempunyai komposisi mineral yang khas, maka akan menghasilkan batuan
metamorf dengan komposisi mineral yang khas pula (H.G.F. Winkler, 1965).
II. 6. Pengenalan Fosil
a. Pengertian
Fosil adalah sisa atau jejak atau bekas hewan maupun tumbuhan
yang hidup dimassa lampau yang terawetkan / tertimbung secara
alamiah. Menurut defenisi tersebut, maka orang mesir tidak dapat
dipandang sebagai fosil. Demikian pula dengan peralatan-peralatan
hidup manusia purba.
Batas antara massa lampau dan massa kini adalah pada awal
holosen atau kira-kira 11:000 tahun yang lalu.
b. Pengawetan Fosil
Paleontologi adalah bagian dari ilmu geologi yang menguraikan
penyelidikan dan interpretasi fosil. Ada dua penggunaan fosil yang
sangat penting, yaitu :
1. Untuk menentukan umur relatif batuan.
2. Untuk menentukan keadaan lingkungan batuan dan ekologi yang ada
ketiga batuan yang mengandung fosil tersebut terbentuk.
c. Jenis-jenis Fosil
Berdasarkan tipe pengawetan, fosil dapat dibedakan menjadi
beberapa jenis, yaitu :
1. Fosil tidak berubah
Semua bagian organisme atau hewan terawetkan baik yang lunak
maupun yang keras, misalnya : mammoth yang terawetkan dalam es
di Siberia.
2. Fosil yang mengalami perubahan, meliputi :
a Permineralisasi.
Bagian keras yang porous yang asli terawetkan tetapi beberapa
unsur mineral sekunder mengisi ruang antar sel.
b Replacement (pengantian)
Mineral sekunder menganti semua material fosil asli, contohnya
kayu yang seluruhnya terganti oleh silika di daerah wonosari.
c Rekristalisasi
Dalam proses ini setiap butiran yang sangat halus dari material
asli, bagian keras mengalami reorganisasi (penyusunan kembali).
d. Fosil Berupa Fragmen
Fosil berupa fragmen-fragmen, dan fragmen-fragmen tersebut
dapat terubah maupun tak terubah.
e. Fosil Berupa Jejak / Bekas.
Tidak semua fosil terawetkan dalam bentuk yang siap dikenal, sering
hanya bukti-bukti tidak langsung dari jejak fosil yang ada untuk di
interpretasikan. Contoh bukti tidak langsung :
1. Mold, Cast dan Imprint
2. Track, Trail dan Burrow
3. Coprolite
4. Fosil Kimia.
II. 7. Pengenalan Peralatan Geologi Lapangan
Dalam melakukan kegiatan geologi lapangan kita memerlukan alat yang
menunjang pekerjaan tersebut. peralatan tersebut digunakan untuk mempelajari,
mengumpulkan data, dan mengambil sampelnya. peralatan tersebut antara lain :
A. Kompas Geologi
Kompas adalah alat navigasi untuk mencari arah berupa sebuah
panah penunjuk magnetis yang bebas menyelaraskan dirinya dengan
medan magnet bumi secara akurat. Kompas memberikan rujukan arah
tertentu, sehingga sangat membantu dalam bidang navigasi. Arah mata
angin yang ditunjuknya adalah utara, selatan, timur, dan barat. Apabila
digunakan bersama-sama dengan jam dan sekstan, maka kompas akan
lebih akurat dalam menunjukkan arah.
Alat ini membantu perkembangan perdagangan maritim dengan
membuat perjalanan jauh lebih aman dan efisien dibandingkan saat
manusia masih berpedoman pada kedudukan bintang untuk menentukan
arah.
Alat apa pun yang memiliki batang atau jarum magnetis yang bebas
bergerak menunjuk arah utara magnetis dari magnetosfer sebuah planet
sudah bisa dianggap sebagai kompas.
(Gambar 3) kompas geologi
1.1.1. Bagian Utama Kompas
Bagian utama kompas geologi adalah :
1. 1.JarumKompas
Ujung jarum kompas selalu mengarah ke kutub utara megnetik bumi
biasanya diberi tanda warna kuning.
2. Lingkaran Pembagian Derajat
Dibagi dua, yaitu kompas azimuth dan kompas kwardan.
- Kompas azimuth, mempunyai pembagian derajat, mulai dari 0 derajat
(utara) sampai 360 derajat (kembali ke utara) yang ditulis berlawanan arah
jarum jam, dan pembacaannya juga demikian Kompas kwardan,
mempunyai pembagian derajat mulai dari derajat pada arah utara dan
selatan sampai 90 derajat pada arah timur dan barat. pembacaan dimulai
dari arah utara atau selatan kea rah timur atau barat sesuai kedudukan
jarum kompas.
3. Klinometer
Merupakan rangkaian alat yang digunakan untuk mengukur besarnya
kemiringan bidang. rangkaian alat tersebut terdiri dari Nivo tabung,
penunjuk skala, busur setengah lingkaran berskala. pada bagian atas busur
bernilai 00 di tengahnya. pada bagian tepinya bernilai 900. pada bagian
bawah busur, skala bernilai 0% dan di tengah dan 100% tepat pada 450
(tan 45=1=100%). klinometer dapat digerakkan dengan menggerakkan
tangkai di belakang kompas.
4. Pengatur Horizontal
Alatnya adalah sebuah nivo bulat yang bergandengan dengan klinometer.
kedudukan kompas horizontal bila gelembung udara tepat di tengah
lingkaran.
5. Pengatur Arah
Rangkaian alatnya terdiri dari sighting arm, peep sigh, axial line, felding
sight, dan sight window. alat-alat tersebut dibantu dengan cermin. bila
kompas ditembakkan ke sasaran, semua rangkaian alat tersebut harus
bearada di garis sasaran.
1.1 Peta Dasar (Base Map).
Peta dasar berguna untuk mengetahui gambaran secara garis besar terhadap
daerah yang akan kita selidiki, sehingga memudahkan penelitian lapangan
baik litologi, morfologi, struktur, dan lain-lain. Selain itu, peta dasar
digunakan juga untuk menentukan lokasi dan pengeplotan data. Umumnya
peta dasar yang digunakan adalah peta topografi/ kontur.
1.2 Palu Batuan Beku
Atau disebut juga pick point, yaitu jenis palu yang berujung runcing dan
umumnya dipakai untuk jenis batuan keras. Selain digunakan untuk batuan
beku, palu ini juga bias digunakan untuk batuan metamorf.
(Gambar 4) Palu Beku
1.3 Palu Batuan Sedimen
Disebut juga chisel point, yaitu jenis yang berujung lebar seperti pahat
umumnya dipakai untuk batuan berlapis seperti sedimen.
(Gambar 5) Palu Sedimen
1.4 Lup
Lup atau kaca pembesar adalah sebuah lensa cembung yang mempunyai
titik fokus yang dekat dengan lensanya. Benda yang akan diperbesar terletak di
dalam titik fokus lup itu atau jarak benda ke lensa lup tersebut lebih kecil
dibandingkan jarak titik fokus lup ke lensa lup tersebut. Bayangan yang dihasilkan
bersifat tegak, nyata, dan diperbesar. Lup ditemukan oleh seorang dari Arab
bernama Abu Ali al-Hasan Ibn Al-Haitham. Lup digunakan untuk membantu
mengamati batuan. lupa yang umumnya dipakai di lapangan adalah yang
pembessarannya 8 sampai 20 kali.
1.5.1 Menghitung Jarak Titik Fokus Lup
Titik fokus suatu lup menentukan perbesaran yang dihasilkan, oleh karena itu titik
fokusnya adalah besaran yang perlu diketahui (lihat juga dibawah). Dalam
penggunaan sehari-hari jarak titik fokus dari sebuah lup dapat ditentukan dengan
percobaan sederhana cahaya dapat dikumpulkan di satu titik yang berjarak
tertentu dari lensa lup. Apabila cahaya mencapai tingkat energi yang tinggi maka
kertas, serpih kayu, atau lainnya dapat terbakar ketika diletakkan di bawah lup
tersebut.
Dalam hal ini cahaya dikumpulkan di sebuah titik yang disebut titik fokus atau
titik api yang sifatnya maya atau semu bukan nyata atau di belakang lensa
tersebut. Metode lain yang lebih nyata untuk menentukan jarak titik fokus atau
disebut juga Autoklimasi dapat menggunakan :
persamaan gambar Newtonschen (juga dapat diturunkan dari persamaan lensa)
• Metode Bessel
• Metode Abbe
1.6 Alat Ukur
Biasanya yang dipakai adalah tali ukur atau meter (roll meter atau lipat).
berukuran dengan skala cm atau ukuran standar lainnya. dipakai untuk
mengukur ketebalan lapisan, lebar singkapan, dan lain-lain.
1.4.1 HCl
Asam klorida adalah larutan akuatik dari gas hidrogen klorida (HCl). Ia adalah
asam kuat, dan merupakan komponen utama dalam asam lambung. Senyawa ini
juga digunakan secara luas dalam industri. Asam klorida harus ditangani dengan
wewanti keselamatan yang tepat karena merupakan cairan yang sangat korosif.
Asam klorida pernah menjadi zat yang sangat penting dan sering digunakan dalam
awal sejarahnya. Ia ditemukan oleh alkimiawan Persia Abu Musa Jabir bin
Hayyan sekitar tahun 800.
Senyawa ini digunakan sepanjang abad pertengahan oleh alkimiawan dalam
pencariannya mencari batu filsuf, dan kemudian digunakan juga oleh ilmuwan
Eropa termasuk Glauber, Priestley, and Davy dalam rangka membangun
pengetahuan kimia modern.
Pada saat di lapangan, HCl digunakan untuk menguji kadar karbonat pada batuan.
HCl yang digunakan sebaiknya tidak terlalu pekat, umumnya yang dipakai adalah
yang 0,1 N.
1.8 Kantong sampel
kantong sampel atau kantong contoh batuan dapat digunakan kantong
plastik yang kuat atau kantong jenis lainnya asal kuat yang dapat dipakai untuk
membungkus contoh-contoh batuan dengan alat yang baik, yaitu dengan ukuran
kurang lebih 13 x 9 x 3 cm.
II.8 PENGENALAN PETA TOPOGRAFI
Peta topografi adalah jenis peta yang ditandai dengan skala besar dan
detail, biasanya menggunakan garis kontur dalam pemetaan modern. Sebuah peta
topografi biasanya terdiri dari dua atau lebih peta yang tergabung untuk
membentuk keseluruhan peta. Sebuah garis kontur merupakan kombinasi dari dua
segmen garis yang berhubungan namun tidak berpotongan, ini merupakan titik
elevasi pada peta topografi.
(Gambar 6) Peta topografi
dengan kontur garis.
Pusat Informasi Peta
Topografi Kanada
memberikan definisi untuk peta topografi sebagai berikut:
Sebuah peta topografi adalah representasi grafis secara rinci dan akurat
mengenai keadaan alam di suatu daratan.
Penulis lain mendefinisikan peta topografi dengan membandingkan mereka
dengan jenis lain dari peta, mereka dibedakan dari skala kecil "peta sorografi"
yang mencakup daerah besar, "peta planimetric" yang tidak menunjukkan
elevasi, dan "peta tematik" yang terfokus pada topik tertentu
Karakteristik unik yang membedakan peta topografi dari jenis peta lainnya adalah
peta ini menunjukkan kontur topografi atau bentuk tanah di samping fitur lainnya
seperti jalan, sungai, danau, dan lain-lain. Karena peta topografi menunjukkan
kontur bentuk tanah, maka peta jenis ini merupakan jenis peta yang paling cocok
untuk kegiatan outdoor dari peta kebanyakan.
Sejarah
Secara historis, perkembangan peta topografi sebagian besar didorong oleh
kebutuhan militer. Saat ini, operasi taktis dan kegiatan tentara sedemikian
kompleks sehingga sangat penting bagi semua prajurit untuk dapat membaca dan
menafsirkan peta, agar dapat bergerak cepat dan efektif di medan perang.
Pengenalan medan dapat memberikan perbedaan nyata dalam medan
pertempuran. Kemampuan membaca peta sangat di butuhkan jika ingin
memenangkan pertempuran. Tidak hanya dalam medan pertempuran, hal ini juga
berlaku untuk keperluan sipil seperti berburu, menempuh rimba, menyusur rawa,
hiking, mendaki gunung, bukit atau penggunaan lainnya dimana
ketepatan navigasi darat diperlukan.
Definisi
Peta topografi adalah representasi grafis dari bagian permukaan bumi yang ditarik
ke skala, seperti yang terlihat dari atas. Menggunakan warna, simbol, dan label
untuk mewakili fitur yang ditemukan pada permukaan bumi. Representasi yang
ideal akan terwujud jika setiap fitur dari daerah yang dipetakan dapat ditunjukkan
dalam bentuk yang benar. Untuk dapat dimengerti, peta harus diwakili dengan
tanda konvensional dan simbol. Pada peta skala 1:250.000, simbol yang
ditentukan untuk membangun mencakup areal seluas 500 meter persegi di atas
tanah, sebuah simbol jalan adalah setara dengan lebar jalan sekitar 520 kaki di
tanah, simbol untuk rel kereta api tunggal adalah setara dengan rel kereta api
sekitar 1.000 kaki pada tanah. Pemilihan fitur yang akan ditampilkan, serta
penggambaran legenda harus sesuai dengan pedoman yang ditetapkan oleh Badan
Pemetaan.
Tujuan
Peta topografi dibuat untuk memberikan informasi tentang keberadaan, lokasi,
dan jarak, seperti lokasi penduduk, rute perjalanan dan komunikasi. Peta topografi
juga menampilkan variasi daerah, ketinggian kontur, dan tingkat tutupan vegetasi.
Dengan kekuatan militer yang tersebar di seluruh dunia, maka militer bergantung
pada peta untuk memberikan informasi terhadap unsur-unsur tempur dan untuk
menyelesaikan operasi logistik. Mobilitas tentara dan material yang harus
diangkut, disimpan, dan ditempatkan ke dalam operasi pada waktu dan tempat
yang tepat. Banyak dari perencanaan ini harus dilakukan dengan menggunakan
peta. Oleh karena itu, setiap operasi memerlukan pasokan peta, namun meskipun
kita memiliki peta terbaik, peta tidak akan berharga kecuali pengguna peta tahu
bagaimana cara membacanya.
Kebanyakan unit militer yang berwenang memiliki proyek pembuatan
peta. Seperti Direktorat Topografi Angkatan Darat di Indonesia. Kita dapat
memesan peta topografi dengan mengisi formulir untuk setiap satu lembar
petanya. Misi Direktorat Topografi adalah untuk menyediakan pemetaan,
charting, dan semua dukungan geodesi untuk angkatan bersenjata dan semua
operasi keamanan nasional lainnya. Selain peta topografi, DiTopAD juga
memproduksi produk lain seperti peta tematik, peta tiga dimensi, peta foto,
mozaik foto udara dan peta yuridiksi. Semua peta topografi harus dianggap
sebagai dokumen yang memerlukan penanganan khusus. Jika peta jatuh ke tangan
yang tidak sah, dapat membahayakan.
“Peta tidak boleh jatuh ke tangan yang tidak sah.”
Peta yang dicetak di atas kertas memerlukan perlindungan dari air, lumpur,
dan robek. Bila memungkinkan, peta harus diletakkan dalam tempat yang tahan
air, atau di beberapa tempat terlindungi yang mudah digapai. Agar peta mampu
bertahan lama, perawatan wajib dilakukan. Jika kita harus menandai peta,
sebaiknya menggunakan pensil. Sehingga tanda dan garis yang kita buat dapat
terhapus dengan mudah tanpa merusak, atau meninggalkan noda dan tanda yang
dapat menyebabkan kebingungan di kemudian hari. Jika margin tepi peta harus
dipotong untuk alasan apapun, maka kita wajib untuk mencatat informasi
marginal yang mungkin diperlukan kemudian, seperti data grid dan deklinasi
magnetis. Perhatian khusus harus diambil pada peta yang digunakan dalam misi
taktis, terutama dalam unit kecil, misi mungkin tergantung pada peta itu. Semua
anggota dari unit tersebut harus akrab dengan lokasi peta di setiap saat.
Kategori
Peta topografi dikategorikan berdasarkan skala dan jenis. Dan skala peta
topografi dibagi ke dalam tiga kategori. Yaitu skala kecil, menengah dan besar.
Kecil. Peta dengan skala 1:1.000.000 dan lebih kecil digunakan untuk
perencanaan umum dan untuk studi strategis. Peta skala kecil standar memiliki
skala 1:1.000.000. Peta ini meliputi area yang sangat besar dengan mengorbankan
detail.
Menengah. Peta dengan skala lebih besar dari 1:1.000.000 tetapi lebih kecil dari
1:75.000 digunakan untuk perencanaan operasional. Peta ini mengandung detail
dengan jumlah sedang. Peta skala menengah standar memiliki skala 1:250.000.
Ada juga peta dengan skala 1:100.000.
Besar. Peta dengan skala 1:75.000 dan lebih besar digunakan untuk perencanaan
taktis, administrasi, dan logistik. Peta jenis inilah yang sering ditemukan dan
digunakan pihak militer. Peta skala besar standar 1:50.000, namun banyak daerah
telah dipetakan dengan skala 1:25.000.
Peta pilihan untuk navigator adalah peta topografi skala 1:50.000. Ketika
beroperasi di tempat-tempat asing, kita mungkin menemukan bahwa produk-
produk peta belum diproduksi untuk mencakup daerah tertentu pada lokasi operasi
kita, atau mungkin tidak tersedia untuk unit kita ketika kita membutuhkannya.
Oleh karena itu, kita harus siap untuk menggunakan peta yang diproduksi oleh
pemerintah asing yang mungkin tidak memenuhi standar untuk akurasi yang
ditetapkan. Peta-peta ini sering menggunakan simbol-simbol yang mirip dengan
yang ditemukan pada peta produksi negara kita tetapi memiliki makna sangat
berbeda. Standar akurasi peta topografi adalah derajat yang sesuai dengan posisi
horizontal dan vertikal yang mewakili nilai-nilai di peta dengan suatu standar
yang ditetapkan. Standar ini ditentukan direktorat terkait berdasarkan kebutuhan
pengguna.
II.9 PENGENALAN GEOLOGI STRUKTUR
Geologi struktur adalah studi mengenai distribusi tiga dimensi
tubuh batuan dan permukaannya yang datar ataupun terlipat, beserta susunan
internalnya.
Geologi struktur mencakup bentuk permukaan yang juga dibahas pada
studi geomorfologi, metamorfisme dan geologi rekayasa. Dengan mempelajari
struktur tiga dimensi batuan dan daerah, dapat dibuat kesimpulan mengenai
sejarah tektonik, lingkungan geologi pada masa lampau dan kejadian
deformasinya. Hal ini dapat dipadukan pada waktu dengan menggunakan kontrol
stratigrafi maupun geokronologi, untuk menentukan waktu pembentukan struktur
tersebut.
Secara lebih formal dinyatakan sebagai cabang geologi yang berhubungan dengan
proses geologi dimana suatu gaya telah menyebabkan transformasi bentuk,
susunan, atau struktur internal batuan kedalam bentuk, susunan, atau susunan
intenal yang lain.
Struktur geologi dibagi menjadi dua yaitu :
1. Struktur primer, adalah struktur yang dibentuk bersamaan dengan
terbentuknya batuan tersebut.
Contoh
- Struktur pelapisan, misalnya laminasi, columnar joint, gradded bedding,
cross bedding, planar bedding, riple maks.
- Struktur sedimen, misalnya load cast, flute cash, mud crack, bioturbasi,
dan sebagainya.
2. Struktur sekunder, yaitu struktur yang terbentuk setelah terjadi
pengendapan batuan. Struktur ini merupakan deformasi akibat adanya
gaya – gaya yang berasal dari dalam bumi yang menimpa batuan, sehingga
batuan menjadi retak – retak, terlipat, bergeser dari kedudukan semula.
Hal ini sipengaruhi oleh :
a. Arah dan kekuatan yang bekerja pada batuan
b. Sifat fisik batuan, misalnya kekompakan, kekerasan, plastisitas
c. Perubahan batuan oleh pengaruh kimia.
Struktur geologi yang banyak diungkap berperan pada bencana geologi
adalah kekar dan sesar. Kekar (joint) secara sederhana dikatakan sebagai rekahan
berbentuk teratur pada masa batuan yang tidak menampakkan (dilihat dengan
mata telanjang)
telah terjadi
pergeseran
pada kedua sisi-
sisinya.
(Gambar 7) Kekar dan sesar dari wikipedia
Secara umum dibedakan menjadi empat (McClay, 1987), yaitu kekar tarik
(rekahan yang membuka akibat gaya ekstensi yang berarah tegak lurus terhadap
arah rekahan), kekar gerus (biasanya berpasangan merupakan suatu set dan lurus,
terdapat pergeseran yang diakibatkan oleh gaya kompresi), kekar hibrid
(berkenampakan sebagai kekar gerus yang membuka, kombinasi antara kekar
gerus dan kekar tarik), dan kekar tarik tak beraturan (arah kekar tak beraturan,
sering merupakan akibat hydraulic fracturing). Kehadiran kekar pada batuan dapat
meningkatkan porositas batuan, sehingga mampu menyimpan air (sebagai aquifer)
ataupun hidrokarbon (seabagai reservoir), sebaliknya juga memperlemah kekuatan
batuan.
Kehadiran kekar di dekat permukaan juga dapat mempercepat proses pelapukan
batuan.
Sesar / patahan (fault) yang dikenal juga sebagai patahan adalah rekahan pada
masa batuan yang telah memperlihatkan gejala pergeseran pada ke dua belah sisi
bidang rekahan (Simpson, 1968). Berdasar kinematikanya, secara garis besar,
dibedakan menjadi sesar turun, sesar naik, dan sesar geser. Sesar yang dimaksud
adalah pergeseran yang disebabkan oleh gaya tektonik.
(Gambar 8)
sesar,
wikipedia indonesia
Jenis sesar berdasarkan aktivitasnya Berkaitan dengan dinamika kerak bumi dan
rentang waktu geologi yang panjang, kehadiran sesar dapat dibedakan
menjadi sesar mati dan sesar aktif. Sesar mati adalah sesar yang sudah tidak
(akan) bergerak lagi, sedangkan sesar aktif adalah sesar yang pernah bergeser
selama 11.000 tahun terakhir dan berpotensi akan bergerak di waktu yang akan
datang (Yeats, Sieh & Allen, 1997). Sesar aktif dikenal pula sebagai bagian dari
peristiwa gempa bumi. Peristiwa gempa bumi bisa menimbulkan sesar di
permukaan (surface faulting) sebagai kemenerusan apa yang terjadi di dalam
kerak bumi (Scholz, 1990) ataupun tidak menghasilkan sesar di permukaan. Hal
ini tampak jelas seperti apa yang terjadi pada gempa bumi di Liwa pada tahun
1994 yang memberikan sesar di permukaan (Pramumijoyo & Natawidjaja, 1994)
dan di Yogyakarta tahun 2006 yang tidak jelas kenampakannya di permukaan,
yang keduanya merupakan sesar geser. Demikian juga peristiwa gempa bumi di
Aceh tahun 2004, telah terjadi pensesaran naik di dasar laut, sehingga mampu
membangkitkan gelombang pasang tsunami yang mengakibatkan ratusan ribu
korban jiwa dan kehancuran pemukiman di beberapa kota.
Panjang, lebar dan pergeseran suatu sesar tektonik saat gempa bumi sangat
bervariasi. Di Amerika dilaporkan bahwa pergeseran sesar bisa mencapai lebih
dari 20 kaki, panjang pensesaran bisa mencapai lebih dari 200 mil dengan lebar
zona pensesaran bervariasi dari 6 sampai dengan 1000 kaki dan zona pensesaran
ini bisa mencapai jarak 3 mil dari sesar utamanya (Hays, 1981).
Saat gempa bumi Liwa 1994, ditemui beberapa kerusakan rumah akibat
tanah longsor sebagai peristiwa penyerta gempa bumi. Di samping itu dilaporkan
bahwa sebuah rumahyang dilewati suatu rekahan/sesar sepanjang 300 m dengan
pergeseran kurang dari 5 cm, telah roboh, sedangkan bangunan di sampingnya
dengan bahan dan konstruksi serupa yang tidak dilewati rekahan tidak mengalami
kerusakan sama sekali (Pramumijoyo & Natawidjaja, 1994).
II.10 PENGENALAN GEOMORFOLOGI DAN FOTO UDARA
Geomorfologi merupakan suatu studi yang mempelajari asal
(terbentuknya) topografi sebagai akibat dari pengikisan (erosi) elemen-elemen
utama, serta terbentuknya material-material hasil erosi. Melalui geomorfologi
dipelajari cara-cara terjadi, pemerian, dan pengklasifikasian relief bumi. Relief
bumi adalah bentuk-bentuk ketidakteraturan secara vertikal (baik dalam ukuran
ataupun letak) pada permukaan bumi, yang terbentuk oleh pergerakanpergerakan
pada kerak bumi. Konsep-konsep dasar dalam geomorfologi banyak
diformulasikan oleh W.M. Davis. Davis menyatakan bahwa bentuk permukaan
atau bentangan bumi (morphology of landforms) dikontrol oleh tiga faktor utama,
yaitu struktur, proses, dan tahapan. Struktur di sini mempunyai arti sebagai
strukturstruktur yang diakibatkan karakteristik batuan yang mempengaruhi bentuk
permukaan bumi. Proses-proses yang umum terjadi adalah proses erosional yang
dipengaruhi oleh permeabilitas, kelarutan, dan sifat-sifat lainnya dari batuan.
Bentuk-bentuk pada muka bumi umumnya melalui
tahapan-tahapan mulai dari tahapan muda (youth), dewasa (maturity), tahapan tua
(old age). Pada tahapan muda umumnya belum terganggu oleh gaya-gaya
destruksional, pada tahap dewasa perkembangan selanjutnya ditunjukkan dengan
tumbuhnya sistem drainase dengan jumlah panjang dan kedalamannya yang dapat
mengakibatkan bentuk aslinya tidak tampak lagi. Proses selanjutnya membuat
topografi lebih mendatar oleh gaya destruktif yang mengikis, meratakan, dan
merendahkan permukaan bumi sehingga dekat dengan ketinggian muka air laut
(disebut tahapan tua). Rangkaian pembentukan proses (tahapan-tahapan)
geomorfologi tersebut menerus dan dapat berulang, dan sering disebut sebagai
Siklus Geomorfik. Gambar Sketsa yang memperlihatkan perkembangan (tahapan)
permukaan bumi (landform). Dari (As/dD) memperlihatkan tahapan geomorfik
muda sampai dengan tua Selanjutnya dalam mempelajari geomorfologi perlu
dipahami istilah-istilah katastrofisme, uniformiaterianisme, dan evolusi.
1. Katastrofisme merupakan pendapat yang menyatakan bahwa gejala-gejala
morfologi terjadi secara mendadak, contohnya letusan gunung api.
2. Uniformitarianisme sebaliknya berpendapat bahwa proses pembentukkan
morfologi cukup berjalan
sangat lambat atau terus menerus, tapi mampu membentuk bentuk-bentuk yang
sekarang, bahkan banyak perubahan-perubahan yang terjadi pada masa lalu juga
terjadi pada masa sekarang, dan seterusnya (JamesHutton dan John Playfair,
1802).
3.Evolusi cenderung didefinisikan sebagai proses yang lambat dan dengan
perlahan-lahan membentuk dan mengubah menjadi bentukan-bentukan baru.
A. PROSES-PROSES GEOMORFIK
Proses-proses geomorfik adalah semua perubahan fisik dan kimia yang terjadi
akibat proses-proses perubahan muka bumi.Secara umum proses-proses
geomorfik tersebut adalah sebagai berikut :
a. Proses-proses epigen (eksogenetik) :
1) Degradasi ; pelapukan, perpindahan massa (perpindahan secara gravity), erosi
(termasuk transportasi) oleh : aliran air, air tanah, gelombang, arus, tsunami),
angin, dan glasier.
2) Aggradasi ; pelapukan, perpindahan massa (perpindahan secara gravity), erosi
(termasuk transportasi) oleh : aliran air, air tanah, gelombang, arus, tsunami),
angin, dan glasier.
3) Akibat organisme (termasuk manusia)
b. Proses-proses hipogen (endogenetik)
1. Diastrophisme (tektonisme)
2. Vulkanisme
c. Proses-proses ekstraterrestrial, misalnya kawah akibat jatuhnya meteor.
A.1. Proses Gradasional
stilah gradasi (gradation) awalnya digunakan oleh Chamberin dan
Solisbury (1904) yaitu semua proses dimana menjadikan permukaan litosfir
menjadi level yang baru.Kemudian gradasi tersebut dibagi menjadi dua proses
yaitu degradasi (menghasilkan level yang lebih rendah) dan agradasi
(menghasilkan level yang lebih tinggi). Tiga proses utama yang terjadi pada
peristiwa gradasi yaitu :
1. Pelapukan, dapat berupa disentrigasi atau dekomposisi batuan dalam suatu
tempat, terjadi di permukaan, dan dapat merombak batuan menjadi klastis.Dalam
proses ini belum termasuk transportasi.
2. Perpindahan massa (mass wasting), dapat berupa perpindahan (bulk transfer)
suatu massa batuan sebagai akibat dari gaya gravitasi. Kadang-kadang
(biasanya)efek dari air mempunyai peranan yang cukup besar, namun belum
merupakan suatu media transportasi.
3. Erosi, merupakan suatu tahap lanjut dari perpindahan dan pergerakan masa
batuan. Oleh suatu agen (media) pemindah. Secara geologi (kebanyakan)
memasukkan erosi sebagai bagian dari proses transportasi. Secara umum, series
(bagian/tahapan) proses gradisional sebagai berikut landslides (dicirikan oleh
hadirnya sedikit air, dan perpindahan massa yang besar), earthflow (aliran
batuan/tanah), mudflows (aliran berupa lumpur), sheetfloods, slopewash, dan
stream (dicirikan oleh jumlah air yang banyak dan perpindahan massa pada
ukuran halus dengan slope yang kecil).
A.1.1. PelapukanBatuan
Pelapukan merupakan suatu proses penghancuran batuan manjadi klastis
dan akan tekikis oleh gaya destruktif. Proses pelapukan terjadi oleh banyak proses
destruktif, antara lain :
1. Proses fisik dan mekanik (desintegrasi) seperti pemanasan, pendinginan,
pembekuan; kerja tumbuh – tumbuhan dan binatang , serta proses-proses
desintegrasi mekanik lainnya
2. Proses-proses kimia (dekomposisi) dari berbagai sumber seperti : oksidasi,
hidrasi, karbonan, serta pelarutan batuan dan tanah. Proses dekomposisi ini
banyak didorong oleh suhu dan kelembaban yangtinggi, serta peranan organisme
(tumbuh-tumbuhan dan binatang).
Faktor-faktor yang mempengaruhi pelapukan antara lain :
1. Jenis batuan, yaitu komposisi mineral, tekstur, dan struktur batuan
2.Kondisi iklim dan cuaca, apakah kering atau lembab, dingin atau panas, konstan
atau berubah-ubah.
3.Kehadiran dan kelebatan vegetasi
4.Kemiringan medan, pengaruh pancaran matahari, dan curah hujan
A.1.2. Perpindahan massa (mass wasting)
Gerakan tanah sering terjadi pada tanah hasil pelapukan, akumulasi debris
(material hasil pelapukan), tetapi dapat pula pada batuan dasarnya. Gerakan tanah
dapat berjalan sangat lambat hingga cepat. Menurut olehSharpe (1938) kondisi-
kondisi yang menyebabkan terjadinya perpindahan masa adalah :
Faktor-faktor pasif
1. Faktor litologi : tergantung pada kekompakan/rapuh material
2. Faktor statigrafi : bentuk-bentuk pelapisan batuan dan kekuatan (kerapuhan),
atau
permeabel- impermeabelnya lapisan
- Faktor struktural : kerapatan joint, sesar, bidang geser-foliasi
- Faktor topografi : slope dan dinding (tebing)
- Faktor iklim : temperatur, presipitasi, hujan
- Faktor organik : vegetasi
- Faktor-faktor aktif :
1. Proses perombakan
2. Pengikisan lereng oleh aliran air
3. Tingkat pelarutan oleh air atau pengisian retakan
A.2. ProsesDiastromisme dan Vulkanisme
Diastromisme dan vulkanisme diklasifikasikan sebagai proses hipogen atau
endapan karena gaya yang bekerja berasal dari dalam (bagian bawah) kerak bumi.
Proses-proses diastropik dapat dikelompokkan
menjadi 2 tipe yaitu :
1. Orogenik (pembentukkan pegunungan)
2. Epirogenik (proses pengangkatan secara regional). Vulkanisme termasuk
pergerakan dari larutan batuan (magma) yang menerobos ke permukaan bumi.
Akibat dari pergerakan (atau penerobosan) magma tersebut akan memberikan
kenampakan yang muncul di permukaan berupa badan-badan intrusi, atau berupa
deomal folds (lipatan berbentuk dome) akibat terobosan massa batuan tersebut),
sehingga perlapisan pada batuan di atasnya menjadi tidak tampak lagi atau telah
terubah.
PENERAPAN GEOMORFOLOGI SEBAGAI SALAH SATU ALAT
DALAM EKSPLORASI
Sebelum pelaksanaan kegiatan (survei) lapangan, sebaiknya dilakukan
terlebih dahulu pengenalan bentang alam (landform) melalui analisis foto udara
atau analisis peta topografi (berdasarkan pola kontur). Kegiatan ini akan sangat
membantu untuk memberikan gambaran (interpretasi awal) tentang sejarah
geologi, struktur, dan litologi regional daerah yang akan diobservasi. McKinstry
(1948) dalam tulisannya membahas tentang penggunaan petunjuk geomorfik
dalam
pekerjaan eksplorasi, dan mengelompokkan tiga petunjuk dalam pencarian
endapan mineral, yaitu :
1. Beberapa endapan mineral akan memperlihatkan suatu bentuk topografi yang
khas.
2. Topografi suatu daerah dapat memberikan suatu struktur geologi dimana suatu
endapan mineral dapat terakumulasi.
3. Dengan mempelajari sejarah geomorfik suatu daerah memungkinkan untuk
dapat memperkirakan kondisi-kondisi fisik dimana mineral-mineral terakumulasi
atau terkayakan. Tidak semua tubuh bijih mempunyai ekspresi permukaan
(topografi) yang khas, namun ada beberapa diantaranya dapat diprediksikan dari
kenampakan permukaan (topografi) seperti singkapan bijih, gossan, atau mineral-
mineral residual, serta kenampakan struktur geologi seperti fractures, sesar, dan
zona-zona breksiasi. Sebagai contoh : sebaran Pb-Zn di Broken Hill Australia
membentuk suatu punggungan yang menyolok, urat-urat kuarsa masif
diSantaBarbaraMeksiko memperlihatkan bentuk
yang menyolok karena cenderung lebih resistan terhadap pelapukan dari batuan-
batuan di sekitarnya. Menurut Schmitt (1939), ekspresi topografi merupakan suatu
akibat dari laju oksidasi, termasuk daya tahannya terhadap pelapukan dan erosi.
Pada endapan residual, konsep-konsep geomorfologi yang dapat diterapkan
antara lain :
- Pelapukan dan erosi merupakan proses yang mutlak dan selalu terjadi di
muka bumi.
- 3.Hasil pelapukan suatu batuan mungkin dapat menghasilkan suatu
konsentrasi endapan mineral ekonomis.
- Produk dari tahap akhir siklus morfologi pada umumnya tertinggal
membentuk suatu endapan residual yang insitu.
- Tahapan-tahapan awal dari siklus geomorfik pada umumnya bersifat
mengikis, mengerosi, tertransport, dan terendapkan pada suatu tempat.
Sedangkan pada endapan placers (residual, kolovial, eluvial, aluvial, dan
endapan pantai), konepkonsep geomorfologi yang dapat diterapkan antara
lain ; masing-masing tipe endapan placers merupakan hasil dari siklus
geomorfik yang terbatas, dan diendapkan pada kondisi topografi tertentu,
dan mempunyai ekspresi topografi yang khas.
PENGENALAN FOTO UDARA
A. Pendahuluan
Foto udara merupakan foto permukaan bumi (termasuk obyek benda yang
berada di permukaannya), yang diperoleh dari pesawat udara, termasuk disini
pesawat terbang, balon dan satelit. Geologi citra pengindraan jauh (remote
sensing geology adalah ilmu pengetahuan yang mempelajari geologi dengan
menggunakan citra (image) hasil dari penginderaan jarak jauh (remote
sensing). Termasuk dalam pengertian ini adalah mempelajari geologi dengan
menggunakan foto udara.
Keuntungan menggunakan citra penginderaan jauh dalam bidang pekerjaan
geologi antara lain :
1. Menghemat biaya
2. Penggunaan waktu lebih efisien
3. Foto udara memberikan pandangan tiga dimensi secara langsung dari
permukaan bumi, sehingga memberikan kenampakan yang lebih baik
mengenai kondisi geologi, yaitu mengenai struktur geologi, penyebaran
batuan, geomorfologi serta tataguna lahan suatu daerah penelitian.
B. Macam – macam Citra Penginderaan Jauh
Macam penginderaan jauh dibagi menjadi dua yaitu foto dan citra non foto.
1. Citra foto, yaitu citra yang diperoleh dengan menggunakan alat
penginderaan berupa kamera. Citra foto dibagi menjadi beberapa macam
berdasarkan : spektrum elektromagnetik, kedudukan sumbu kamera, sudut
medan pandang kamera dan jumlah lensa atau jumlah kameranya.
2. Citra non foto, yaitu citra yang telah diperoleh dengan menggunakan alat
penginderaan bukan kamera dan umumnya menggunakan spektrum radar,
bagian spektrum tampak mata dan merah infra thermal. Dalam bidang
geologi, citra penginderaan jauh non foto yang umumnya digunakan misal :
Citra SLAR, citra LANDSAT, citra merah Infra Thermal, citra SIR-A dan
SIR-B.
C. Pencitraan Foto Udara
Merupakan pencitraan suatu daerah yang dilakukan dari dua kedudukan
pesawat yang berlainan akan menghasilkan dua foto yang saling bertampalan
(overlap). Apabila sepasang foto yang bertampilan (foto pair) tersebut terlihat
dengan streoskop, maka akan tampak citra daerah yang bersangkutan dalam
bentuk dimensi. Kenampakan tiga dimensi ini dikenal istilah stereomodel.
Setereomodel sangat penting untuk tujuan pemetaan geologi maupun penelitian
lainnya yang mempergunakan foto udara. Pertampalan depan biasanya dibuat
sebesar ± 60%. Bila tampalan dari 50%, maka terdapat daerah yang tidak terfoto
dua kali. Sehingga tidak dapat terlihat meruang atau tiga dimensi. Bila
pertampalan depan lebih dari 60% maka terlalu banyak foto yang dihasilkan untuk
suatu daerah tertentu, sehingga terlalu boros dalam pembiayaan
pencitraan.pertampalan samping umumnya dibuat ± 20 – 30% sehingga tidak ada
daerah yang tidak terekam serta berfungsi untuk pembuatan mosaik.
D. Faktor – faktor Interpretasi Foto Udara
Ada dua faktor interpretasi, yaitu :
1. Unsur dasar pengenalan citra, adalah tanda – tanda yang karateristik
untuk benda – benda tertentu, sehingga memumngkinkan pengamat
mengenal benda tersebut, yang meliputi :
a. Rona
b. Tekstur
c. Pola
d. Hubungan dengan keadaan sekitar
e. Bentuk
f. Ukuran
g. Bayangan
2. Unsur – unsur penafsiran geologi, adalah gejala alam yang terlihat pada
foto udara, yang memberikan kemungkinan kepada orang untuk
mengetahui keadaan geologi suatu daerah. Gejala alam ini akan
memberikan keterangan geologi yang berlainan pada setiap orang, dan
penafsiran ini bersifat subyektif. Makanya banyak orang lihat makin
banyak yang diungkapkan, dan keterangan geologi akan makin obyektif.
Unsur ini dibagi menjadi :
a. Relief
b. Pola penyaluran
c. Tumbuhan tertutup
d. Kebudayaan
BAB III
PRAKTIKUM LAPANGAN
III.1 LOKASI, WAKTU, DAN DAERAH
Lokasi Praktikum Lapangan
Daerah : Bayat
Desa : Tanjung
Kecamatan : Gedang Sari (Bayat)
Kabupaten : Gunung Kidul
Provinsi : DIY (Daerah Istimewa Yogyakarta)
Waktu Pelaksanaan Praktikum
Hari : Sabtu
Tanggal : 17 Desember 2011
III.2 GEOLOGI REGIONAL
Kondisi Umum Kecamatan Bayat
Lokasi daerah Bayat berada kurang lebih 25 km di sebelah timur kota Yogyakarta.
Secara umum fisiografi Bayat dibagi menjadi dua wilayah yaitu wilayah di
sebelah utara Kampus Lapangan terutama di sisi utara jala raya Kecamatan Wedi
yang disebut sebagai area Perbukitan Jiwo (Jiwo Hills), dan area di sebelah
selatan Kampus Lapangan yang merupakan wilayah Pegunungan Selatan
(Southern Mountains).
Kondisi Statigrafi Regional
Batuan tertua yang tersingkap di daerah Bayat terdiri dari batuan metamorf
berupa filtit, sekis, batu sabak dan marmer. Penentuan umur yang tepat untuk
batuan malihan hingga saat ini masih belum ada. Satu-satunya data tidak langsung
untuk perkiraan umurnya adalah didasarkan fosil tunggal Orbitolina yang
diketemukan oleh Bothe (1927) di dalam fragmen konglomerat yang
menunjukkan umur Kapur. Dikarenakan umur batuan sedimen tertua yang
menutup batuan malihan tersebut berumur awal Tersier (batu pasir batu gamping
Eosen), maka umur batuan malihan tersebut disebut batuan Pre-Tertiary Rocks.
Secara tidak selaras menumpang di atas batuan malihan adalah batu pasir
yang tidak garnpingan sarnpai sedikit garnpingan dan batu lempung, kemudian di
atasnya tertutup oleh batu gamping yang mengandung fosil nummulites yang
melimpah dan bagian atasnya diakhiri oleh batu gamping Discocyc1ina,
menunjukkan lingkungan laut dalarn. Keberadaan forminifera besar ini bersarna
dengan foraminifera plangtonik yang sangat jarang ditemukan di dalam batu
lempung gampingan, menunjukkna umur Eosen Tengah hingga Eisen Atas.
Secara resmi, batuan berumur Eosen ini disebut Formasi Wungkal-Garnping.
Keduanya, batuan malihan dan Formasi Wungkal-Gamping diterobos oleh batuan
beku menengah bertipe dioritik.
Diorit di daerah Jiwo merupakan penyusun utam Gunung Pendul, yang
terletak di bagJn timur Perbukitan Jiwo. Diorit ini kemungkinan bertipe dike.
Singkapan batuan beku di Watuprahu (sisi utara Gunung Pendul) secara stratigrafi
di atas batuan Eosen yang miring ke arah selatan. Batuan beku ini secara
stratigrafi terletak di bawah batu pasir dan batu garnping yang masih mempunyai
kemiringan lapisan ke arah selatan. Penentuan umur pada dike! intrusi pendul oleh
Soeria Atmadja dan kawan-kawan (1991) menghasilkan sekitar 34 juta tahun,
dimana hasil ini kurang lebih sesuai dengan teori Bemmelen (1949), yang
menfsirkan bahwa batuan beku tersebut adalah merupakan leher/ neck dari
gunung api Oligosen. Mengenai genetik dan generasi magmatisme dari diorit di
Perbukitan Jiwo masih memerlukan kajian yang lebih hati-hati.
Sebelum kala Eosen tangah, daerah Jiwo mulai tererosi. Erosi tersebut
disebabkan oleh pengangkatan atau penurunan muka air laut selama peri ode akhir
oligosen. Proses erosi terse but telah menurunkan permukaan daratan yang ada,
kemudian disusul oleh periode transgresi dan menghasilkan pengendapan batu
garnping dimulai pada kala Miosen Tengah. Di daerah Perbukitan Jiwo tersebut
mempunyai ciri litologi yang sarna dengan Formasi Oyo yang tersingkap lenih
banyak di Pegunungan Selatan (daerah Sambipitu Nglipar dan sekitarnya).
Di daerah Bayat tidak ada sedimen laut yang tersingkap di antara Formasi
WungkalGampingan dan Formasi Oyo. Keadaan ini sang at berbeda dengan
Pegunungan Baturagung di selatannya. Di sini ketebalan batuan volkaniklastik-
marin yang dicirikan turbidit dan sedimen hasil pengendapan aliran gravitasi
lainnya tersingkap dengan baik. Perbedaan-perbedaan ini kemungkinan
disebabkan oleh kompleks sistem sesar yang memisahkan daerah Perbukitan Jiwo
dengan Pegunungan Baturagung yang telah aktif sejak Tersier Tengah.
Selama zaman Kuarter, pengendapan batu gamping telah berakhir.
Pengangkatan yang diikuti dengan proses erosi menyebabkan daerah Perbukitan
Jiwo berubah menjadi daerah lingkungan darat. Pasir vulkanik yang berasal dari
gunung api Merapi yang masih aktif mempengaruhi proses sedimentasi endapan
aluvial terutama di sebelah utara dan barat laut dari Perbukitan Jiwo.
Keadaan stratigrafi Pegunugan Selatan, dari tua ke muda yaitu :
Formasi Kebo, berupa batu pasir vulkanik, tufa, serpih dengan sisipan lava, umur
Oligosen (N2-N3), ketebalan formasi sekitar 800 meter.
Formasi Butak, dengan ketebalan 750 meter berumur Miosen awal bagian bawah
(N4), terdiri dari breksi polomik, batu pasir dan serpih.
Formasi Semilir, berupa tufa, lapili, breksi piroklastik, kadang ada sisipan
lempung dan batu pasir vulkanik. Umur N5-N9. Bagian tengah meJ1iari dengan
Formasi Nglanggran.
Formasi Nglanggran, berupa breksi vulkanik, batu pasir vulkanik, lava dan breksi
aliran. Dari puncak Baturagung ke arah selatan, yaitu menuju dataran Wonosari
akan dijumpai Formasi Sambipitu, Formasi Oyo, Formasi Wonosari dan Formasi
Kepek.
III.3 HASIL DESKRIPSI BATUAN, MORFOLOGI, DAN STRUKTUR
GEOLOGI
Pos 2
Di desa Tanjung, Kec.Gedang Sari, Kab.Gunung Kidul, Bayat, Prov DIY
Tujuan : Geomorfologi
Hari : Sabtu
Tanggal : 17 Desember 2011
Cuaca : cerah berawan
Vegetasii : sedang (mangga, pisang, jati)
Morfologi : perbukitan (bergelombang kuat)
Litologi : Batuan sedimen
Lokasi : Desa Tegal Rejo (Bukit Jabalkat 3230)
Pos 3
Di desa Tanjung, Kec.Gedang Sari, Kab.Gunung Kidul, Bayat, Prov DIY
Tujuan : Petrologi
Hari : Sabtu
Tanggal : 17 Desember 2011
Cuaca : Cerah berawan
Waktu : 15:00 WIB
Vegetasi : Sedang (bambu, jati, mindi)
Litologi : Batu Sedimen (Klastik)
Hasil deskripsi Batuan
Warna segar : abu – abu
Warna lapuk : coklat kekuningan
Struktur
Perlapisan : >1cm bentuk tebal beda
Laminasi : <1cm bentuk tebal sama
Masif : kompak padat
Tekstur
Bentuk butir : menyudut, menyudut tanggung
Ukuran butir : membulat tanggung
Sortasi : keseragaman butir (baik) = tertutup, (buruk) = terbuka
Kemas : tertutup
Komposisi
Fragmen lebih besar daripada matrik
Matrik lebih kecil daripada fragmen
Semen : karbonat, silika(cerah), oksida(gelap)
Genesa : Batu yang sudah tertransport jauh dari sumber sehingga butiran
halus
Nama batuan : batu lempung
BAB IV
KESIMPULAN DAN SARAN
IV.1 KESIMPULAN
Geologi adalah studi tentang bagian bumi yang bisa diakses secara
langsung melalui suatu observasi maupun secara hipotesis guna rekonstruksi
sejarah bumi, termasuk didalamnya studi proses – proses yang bekerja (Foucault
dan Baoult, 1988).
Studi batuan : - Petrologi
- Mineralogi
Proses : - Sedimentologi
- Struktur geologi
- Stratigrafi
- Geomorfologi
Geologi struktur : mempelajari bagian kulit bumi atau batuan sebagai hasil
proses deformasi (terjadi karena gaya dan pergerakan
didalam bumi).
Tektonik : mempelajari tentang bangun yang lebih luas, gabungan
kenampakan struktur atau deformasi secara regional
evolusinya (misal : proses pembentukan cekungan, rangkaian
pegunungan, lautan, samudra, dll).
Bagian – bagian penyusun bumi :
- inti bumi (core)
- Mantel (mantle)
- Kerak (crush)
IV.2 SARAN
Diharapkan untuk lebih sering dilakukannya proses praktikum lapangan
agar praktika lebih mengenal lapangan geologi sesungguhnya, karena seorang
geologis sejatinya lebih banyak berada dilapangan karena itu dibutuhkan banyak
pengalaman praktik daripada teori, juga diharapkan peningkatan mutu
pembelajaran dengan metode yang bervariasi agar tidak bosan saat proses
pembelajaran.
DAFTAR PUSTAKA
Asikin sukendar,1978,Dasar-dasar geologi struktur,Departemen teknik
Geologi,ITB Bandung
Geologi Fisik (Buku Petunjuk Praktikum).Penerbit : Fakultas Teknik Geologi IST
“AKPRIND”Yogyakarta.
Geologi Dasar (Buku Petunjuk Praktikum).Penerbit : Fakultas Teknik Geologi
UPN “Veteran” Yogyakarta.
http://id.wekipedia.org/wiki/Geologi _Lapangan
http://id.wekipedia.org/wiki/Batuan _Metamorf
http://id.wekipedia.org/wiki/Batuan _Asal Sedimentasi
http://id.wekipedia.org/wiki/Peta _Topografi
http://id.wekipedia.org/wiki/Bivalvia
http://id.wekipedia.org/wiki/Struktur _Geologi
http://id.subscripe.org/scr/Jenis _Mineral
Ir. Suprapto, Dr. Ir. C. Daniswara, Msc dan Ir. Firdaus, M., 1994, Kristalografi
dan Mineralogi, Jurusan Teknik Geologi, Universitas Pembangunan Nasional
“Veteran”.
Mulyo Agung, 2004. Pengantar ilmu kebumian.CV.Pustaka Setia Bandung
Suharwanto,1993.Buku Panduan Praktikum Petrografi, Laboratorium
Petrologi,UPN“Veteran”Yogyakarta.
Mulyo, Agung, 2004. “ Pengantar Ilmu Kebumian “, Penerbit CV. Pustaka Setia
Bandung.
Sukandarrumidi, 1995. Bahan baku batu mulia.