paper praktikum petrologi acara sedimen klastik

Sedimen dan batuan sedimen dapat diklasifikasikan berdasarkan penyusunnya

atau asal usul terbentuknya, atau kombinasi keduanya. Pembagian batuan sedimen

ada di bawah ini

MATERIAL KLASTIK TERRIGENOUS

Material berasal dari partikel atau klastik batuan yang lebih tua. Klastik

ini adalah detritus erosi dari batuan induk dan umumnya tersusun oleh mineral

silikat ; istilah sedimen detrital dan sedimen siliciklastik juga digunakan untuk

material ini. Ukuran klastik mulai dari partikel lempung (mikrometer) hingga

bongkah (meter). Batupasir dan konglomerat menyusun sebanyak 20% - 25%

batuan sedimen dalam rekaman stratigrafi dan batulumpur menyusun 60%

dari jumlah total.

KARBONAT

Berdasarkan definisi, batugamping adalah batuan sedimen yang

mengandung lebih dari 50% kalsium karbonat (CaCO3). Di lingkungan alam,

bagian keras organisme, khususnya invertebrata seperti moluska, adalah

sumber utama kalsium karbonat. Batugamping menyusun 10% - 15% batuan

sedimen dalam rekaman stratigrafi.

EVAPORASI

Evaporasi adalah endapan yang terbentuk oleh pengendapan garam-garam

dari air melalui proses penguapan.

SEDIMEN VOLKANIKLASTIK

Hasil dari erupsi volkanik atau hasil dari lapukan batuan volkanik.

SEDIMEN LAINNYA

Sedimen dan batuan sedimen lainnya adalah ironstone, sedimen fosfat,

endapan organik (batubara dan serpih minyak), rijang (chert) (batuan sedimen

silikaan). Volume ini semua hanya 5 % dari rekaman stratigrafi, tapi beberapa

memiliki nilai ekonomi.

Sebagaimana dengan kebanyakan sistem klasifikasi, ada tumpang tindih dan

daerah abu-abu’ pada skema ini. Beberapa lapisan batugamping terbentuk dari

1 Paper Praktikum Petrologi Acara “Batuan Sedimen Klastik”

pengendapan kimiawi kalsium karbonat selama proses penguapan, dan dapat disebut

endapan evaporit. Pada kasus lain ada penamaan yang tidak masuk akal ; batuan yang

mengandung 51% butir pasir kuarsa dan 49% fragmen karbonatan diistilahkan

batupasir karbonatan : dengan perbandingan yang sebaliknya (49% butir pasir kuarsa

dan 51% fragmen karbonatan) disebut batugamping pasiran.

Gambar 2.1 Tabel penyusun-penyusun utama batuan sedimen

1. Pengenalan Batuan Sedimen Klastik

Pada umumnya batuan sedimen dapat dikenali dengan mudah dilapangan

dengan adanya perlapisan. Perlapisan pada batuan sedimen disebabkan oleh

Perbedaan besar butir, seperti misalnya antara batupasir dan

batulempung;

Perbedaan warna batuan, antara batupasir yang berwarna abu-abu

terang dengan batulempung yang berwarna abu-abu kehitaman.


http://lh5.ggpht.com/_hk9Q99aYKiU/S2mK73LoOwI/AAAAAAAAAME/uqXnuT2dFRk/s1600/image006.gif

Disamping itu, struktur sedimen juga menjadi penciri dari batuan sedimen,

seperti struktur silang siur atau struktur gelembur gelombang. Ciri lainnya adalah

sifat klastik, yaitu yang tersusun dari fragmen-fragmen lepas hasil pelapukan

batuan yang kemudian tersemenkan menjadi batuan sedimen klastik. Disamping

itu kandungan fosil juga menjadi penciri dari batuan sedimen, mengingat fosil

terbentuk sebagai akibat dari organisme yang terperangkap ketika batuan tersebut

diendapkan.

Batuan sedimen klastik diendapkan dengan proses mekanis, terbagi dalam

dua golongan besar dan pembagian ini berdasarkan ukuran besar butirnya. Cara

terbentuknya batuan tersebut berdasarkan proses pengendapan baik yang terbentuk

dilingkungan darat maupun dilingkungan laut.

Batuan yang ukurannya besar seperti breksi dapat terjadi pengendapan

langsung dari ledakan gunungapi dan di endapkan disekitar gunung tersebut dan

dapat juga diendapkan dilingkungan sungai.

Batuan batupasir bisa terjadi dilingkungan laut, sungai dan danau. Semua

batuan diatas tersebut termasuk ke dalam golongan detritus kasar. Sementara itu,

golongan detritus halus terdiri dari batuan lanau, serpih dan batua lempung dan

napal.

Batuan yang termasuk golongan ini pada umumnya di endapkan di lingkungan

laut dari laut dangkal sampai laut dalam. Fragmentasi batuan asal tersebut

dimulaiu dari pelapukan mekanis maupun secara kimiawi, kemudian tererosi dan

tertransport menuju suatu cekungan pengendapan.

Setelah pengendapan berlangsung sedimen mengalmi diagenesa yakni, proses

proses – proses yang berlangsung pada temperatur rendah di dalam suatu sedimen,

selama dan sesudah litifikasi. Hal ini merupakan proses yang mengubah suatu

sedimen menjadi batuan keras.


http://www.senyawa.com/2010/03/pembagian-fasies-gunung-api.html

Gambar 1.1 Kenampakan Umum Batuan Sedimen Klastik

2. Rangkaian Proses Diagnesa Batuan Sedimen Klastik

Kompaksi Sedimen

Yaitu termampatnya butir sedimen satu terhadap yang lain akibat tekanan dari

berat beban di atasnya. Disini volume sedimen berkurang dan hubungan antar

butir yang satu dengan yang lain menjadi rapat.

Sementasi

Yaitu turunnya material – material di ruang antar butir sedimen dan secara

kimiawi mengikat butir – butir sedimen dengan yang lain. Sementasi makin

efektif bila derajat kelurusan larutan pada ruang butir makin besar.

Rekristalisasi

Yaitu pengkristalan kembali suatu mineral dari suatu larutan kimia yang berasal

dari pelarutan material sedimen selama diagenesa atu sebelumnya.

Rekristalisasi sangat umum terjadi pada pembentukan batuan karbonat.

Autiqenesis

Yaitu terbentuknya mineral baru di lingkungan diagenesa, sehingga adanya

mineral tersebut merupakan partikel baru dlam suatu sedimen. Mineral

autigenik ini yang umum diketahui sebagai berikut : karbonat, silica, klorita,

gypsum dll.

Metasomatisme

Yaitu pergantian material sedimen oleh berbagai mineral autigenik, tanpa

pengurangan volume asal.


3. Tekstur Batuan Sedimen Klastik

Pada hakekatnya tekstur adalah hubungan antar butir / mineral yang terdapat

di dalam batuan. Sebagaimana diketahui bahwa tekstur yang terdapat dalam

batuan sedimen terdiri dari fragmen batuan / mineral dan matrik (masa dasar).

Adapun yang termasuk dalam tekstur pada batuan sedimen klastik terdiri dari :

Besar Butir,

Bentuk Butir,

Kemas (Fabric),

Pemilahan (Sorting), Sementasi,

Porositas (kesarangan), dan

Permeabilitas (Kelulusan).

1. Besar Butir adalah ukuran butir dari material penyusun batuan sedimen

diukur berdasarkan klasifikasi Wentword.

2. Bentuk butir pada sedimen klastik dibagi menjadi :

Rounded (Membundar ),

Sub-rounded (Membundar tanggung),

Sub-angular (Menyudut tanggung), dan

Angular (Menyudut).

Gambar 3.1 Sketsa tingkat kebundaran (roundness)


Gambar 3.2 Grafik perbandingan perkiraan kebundaran dan kebolaan.

(menurut Pettijohn 1987).

3. Kemas (Fabric) adalah hubungan antara masa dasar dengan fragmen

batuan / mineralnya. Kemas pada batuan sedimen ada 2, yaitu :

Kemas Terbuka, yaitu hubungan antara masa dasar dan fragmen

butiran yang kontras sehingga terlihat fragmen butiran

mengambang diatas masa dasar batuan.

Kemas tertutup, yaitu hubungan antar fragmen butiran yang relatif

seragam, sehingga menyebabkan masa dasar tidak terlihat).


4. Pemilahan (Sorting) adalah keseragaman ukuran butir dari fragmen

penyusun batuan.

Gambar 3.3 Pemilahan (Sorting)

Gambar 3.4 Grafik Perbandingan Perkiraan Pemilahan (Harrel, 1984)


5. Sementasi (Cement) adalah bahan pengikat antar butir dari fragmen

penyusun batuan. Macam dari bahan semen pada batuan sedimen klastik

adalah : karbonat, silika, dan oksida besi.

6. Porositas (Kesarangan) adalah ruang yang terdapat diantara fragmen

butiran yang ada pada batuan. Jenis porositas pada batuan sedimen adalah

Porositas Baik,

Porositas Sedang,

Porositas Buruk.

7. Permeabilitas (Kelulusan) adalah sifat yang dimiliki oleh batuan untuk

dapat meloloskan air. Jenis permeabilitas pada batuan sedimen adalah

Permeabilitas baik,

Permeabilitas sedang,

Permeabilitas buruk.

4. Penamaan Batuan Sedimen Klastik

Batuan sedimen klastik dapat dikelompokkan menjadi beberapa jenis batuan

atas dasar ukuran butirnya. Klasifikasi ukuran butir yang dipakai dalam

pengelompokkan batuan sedimen klastik menggunakan klasifikasi dari Wentword

seperti yang diperlihatkan pada Gambar berikut :

Gambar 4.1 Tabel Skala Ukuran Butir Wentworth, 1922


Gambar 4.2 Skala Ukuran Butir Wentworth, 1922 dengan komparasi

berupa sketsa ukuran butir, dan lingkungan umum tempat

pengendapannya

5. Spesifikasi Setiap Janis Batuan Sedimen Klastik

5.1 Kerikil dan Konglomerat

Klastik berdiameter lebih dari 2 mm dibagi menjadi butiran, kerakal,

berangkal, dan bongkah (Gambar 4.1). Nama yang diberikan untuk kerikil

yang terkonsolidasi tergantung pada ukuran butir yang dominan ; contoh, jika

kebanyakan klastik berdiameter antara 64 mm hingga 256 mm, batuannya

disebut konglomerat berangkal (cobble conglomerate). Istilah breksi


umumnya digunakan untuk konglomerat yang tersusun oleh klastik yang

bentuknya menyudut. Pada beberapa keadaan perlu dijelaskan bahwa suatu

endapan adalah ‘breksi sedimen’ atau ‘breksi tektonik’ yang terbentuk oleh

fragmentasi batuan dalam zona sesar akibat gesekan (friction) antara tubuh

batuan yang bergerak. Campuran klastik membundar dan menyudut

terkadang diistilahkan breksi-konglomerat. Terkadang kata benda rudite dan

kata sifat ruditan digunakan; istilah ini sinonim dengan konglomerat dan

konglomeratan.

5.1.1 Komposisi Kerikil dan Konglomerat

Deskripsi selanjutnya kerikil dan konglomerat dapat dilihat dari

kehadiran klastik yang ada. Jika semua klastik adalah material yang

sama (contoh, granit semuanya), konglomerat disebut monomik.

Konglomerat polimik mengandung klastik dari berbagai litologi yang

berbeda, dan terkadang diistilahkan oligomik jika hanya terdapat dua

atau tiga jenis klastik.

Hampir semua litologi mungkin ditemukan sebagai klastik pada

kerikil dan konglomerat. Litologi yang resistan adalah yang tahan

terhadap pelapukan fisika dan kimia, memiliki peluang besar terdapat

sebagai klastik dalam konglomerat. Faktor yang mengontrol resistansi

tipe batuan termasuk mineral yang ada dan kemampuannya

menghadapi pelapukan fisika dan kimia dalam lingkungan. Beberapa

batupasir hancur menjadi fragmen berukuran pasir ketika tererosi

karena butiran-butiran ini memiliki ikatan yang lemah untuk tetap

bersatu. Faktor terpenting yang mengontrol jenis klastik yang

ditemukan adalah batuan induk yang tererosi dalam daerah sumber.

Kerikil akan tersusun oleh klastik batugamping jika daerah sumber

hanya tersusun oleh batugamping. Dengan mengetahui jenis klastik

dapat ditentukan sumber batuan sedimen konglomeratan.


5.1.2 Tekstur Konglomerat

Lapisan konglomerat jarang tersusun sepenuhnya oleh material

berukuran kerikil. di antara butiran, kerakal, berangkal ,dan bongkah

akan sering hadir pasir sangat halus dan/atau lumpur : material yang

lebih halus di antara klastik besar adalah matriks. Jika matriks

berjumlah besar (> 20 %), batuan disebut konglomerat pasiran atau

konglomerat lumpuran, tergantung pada ukuran butir matriks

Konglomerat intraformasional tersusun dari klastik yang materialnya

sama dengan matriksnya dan terbentuk sebagai hasil tersedimentasikan

kembali (reworked) yang kemudian terlitifikasi setelah pengendapan.

Proporsi kehadiran matriks adalah faktor penting dalam tekstur

batuan sedimen konglomeratan – susunan ukuran butir yang berbeda di

dalamnya. Perbedaan yang umum adalah konglomerat yang clast-

supported (maksudnya klastik saling bersentuhan dengan yang lainnya

di seluruh batuan) dan yang matrix-supported (klastik dikelilingi oleh

matriks). Istilah ortokonglomerat terkadang digunakan untuk

menunjukkan bahwa batuan itu clast-supported, dan parakonglomerat

untuk tekstur matrix-supported. Tekstur ini penting untuk menentukan

model transportasi dan pengendapan konglomerat (contoh, pada kipas

aluvial).

Susunan ukuran klastik dalam konglomerat juga penting dalam

interpretasi proses pengendapan. Dalam aliran air, kerakal lebih mudah

bergerak daripada berangkal dan bongkah. Endapan yang tersusun dari

bongkah yang ditutupi oleh berangkal dan kerakal dapat

diinterpretasikan bahwa terbentuk dari aliran yang kecepatannya

semakin menurun. Interpretasi ini adalah salah satu teknik dalam

menentukan proses transportasi dan pengendapan batuan sedimen.


Gambar 5.1 Salah satu bentuk tata nama batuan sedimen klastik

5.1.3 Bentuk Klastik

Bentuk klastik dalam kerikil dan konglomerat ditentukan oleh sifat

pecahan batuan induk dan sejarah transportasinya (lihat kebundaran

dan kebolaan klastik : Batuan yang bidang pecahnya pada semua arah

membentuk kubus atau blok yang sama yang akan membentuk klastik

spherical (seperti bola) ketika tepinya terbundarkan. Batuan induk

yang hancur, seperti batugamping dan batupasir yang berlapis baik,

membentuk klastik dengan satu sumbu lebih pendek dari dua sumbu

lainnya (Krumbein & Sloss 1951). Diistilahkan bentuk oblate atau

piringan (discoid). Bentuk klastik balok (rod) atau prolate tidak umum,


http://lh6.ggpht.com/_hk9Q99aYKiU/S2mK8L6s7aI/AAAAAAAAAMQ/jmTxsSWRfnc/s1600/image014.gif

umumnya terbentuk dari batuan metamorf dengan kemas linear yang

kuat. Ketika klastik discoid bergerak dalam aliran air akan terorientasi

dan tertumpuk, dikenal dengan istilah imbrikasi. Tumpukan ini

tersusun dalam pola yang paling stabil dalam aliran, dengan

kemiringan klastik discoid ke arah hulu. Pada orientasi ini, air dapat

mengalir dengan sangat mudah melewati sisi hulu klastik. Ketika

orientasi kemiringan ke arah hilir, aliran pada tepi klastik

menyebabkannya terorientasi kembali. Arah imbrikasi discoid kerakal

dalam konglomerat dapat digunakan untuk menunjukkan arah aliran

yang mengendapkan kerikil.


http://lh3.ggpht.com/_hk9Q99aYKiU/S2mL60L6mOI/AAAAAAAAAMY/teuQAPjkMxY/s1600/image017.jpg

Gambar 5.2 Bentuk-bentuk klastik dapat dibagi ke dalam empat anggota:

equant/spheroid, rod, disc dan blade. Bentuk klastik equant

dan disc adalah bentuk yang paling umum. (menurut Tucker

1991).

Gambar 5.3 Imbrikasi yang dihasilkan oleh

reorientasi kerakal dalam alsuatu aliran (arah aliran

dari kiri ke kanan).


http://lh3.ggpht.com/_hk9Q99aYKiU/S2mL7MGlRdI/AAAAAAAAAMc/fADpHaeGfj8/s1600/image018.gif

5.2 Pasir dan Batupasir

Pasir didefinisikan sebagai sedimen yang mengandung butiran

berukuran antara 63 μm hingga 2mm. Rentang ukuran ini dibagi ke dalam

lima interval : sangat halus, halus, sedang, kasar, dan sangat kasar. Perlu

dicatat bahwa penamaan ini hanya berdasarkan ukuran partikel. Meskipun

banyak batupasir mengandung kuarsa, istilah ‘batupasir’ tidak berimplikasi

pada jumlah kehadiran kuarsa dalam batuan, dan beberapa batupasir tidak

mengandung butir kuarsa sama sekali. Sama dengan arenite, yaitu batupasir

dengan matriks kurang dari 15% tidak berimplikasi terhadap komposisi

klastik apapun.

5.2.1 Komposisi Batupasir

Butir pasir terbentuk oleh hancuran batuan tua oleh proses

pelapukan dan erosi (6.3, 6.6), dan dari material yang terbentuk di

dalam lingkungan transportasi dan pengendapan. Hasil lapukan terbagi

ke dalam dua kategori : butir mineral detrital, tererosi dari batuan yang

lebih tua, dan sedimen-sedimen berukuran pasir dari batuan atau

fragmen batuan. Butiran yang terbentuk di dalam lingkungan

pengendapan umumnya berasal dari biogenik – bagian dari tanaman

atau hewan – tapi ada beberapa yang terbentuk dari reaksi kimia.

5.2.2 Butiran Mineral Detrital

Sangat banyak mineral yang berbeda yang terdapat dalam pasir

dan batupasir, dan hanya yang paling umum yang akan dijelaskan di

sini.

KUARSA

Kuarsa adalah mineral paling umum yang ditemukan sebagai

butiran dalam batupasir dan batulanau. Sebagai mineral primer, kuarsa

adalah penyusun utama batuan granitik, terdapat dalam beberapa

batuan beku berkomposisi menengah (intermediate) dan tidak ada

pada tipe batuan beku basa. Batuan metamorf seperti gneiss terbentuk


dari material granitik, dan banyak batuan metasedimen berbutir kasar

mengandung proporsi kuarsa yang tinggi. Kuarsa adalah mineral

sangat stabil yang tahan terhadap pelapukan kimia di permukaan bumi.

Butiran kuarsa dapat hancur dan terabrasi selama transportasi, tapi

dengan kekerasan 7 pada skala Mohs, butir kuarsa masih tersisa

setelah transportasi yang panjang dan lama. Dalam sampel hand

specimen butiran kuarsa menunjukkan sedikit variasi: jenis yang

berwarna seperti ‘smoky’ atau ‘milky quartz’ dan amethyst terdapat

juga tetapi kebanyakan kuarsa terlihat sebagai butir bening.

FELDSPAR

Kebanyakan batuan beku mengandung feldspar sebagai komponen

utama. Feldspar sangat umum dan keluar dalam jumlah yang besar

ketika granit, andesit, dan gabro, beberapa sekis dan gneiss

terlapukkan. Namun feldspar terubah secara kimia selama pelapukan

dan menjadi lebih halus daripada kuarsa, cenderung terubah

(alteration) dan hancur selama transportasi. Feldspar hanya umum

ditemukan dalam keadaan dimana pelapukan kimia batuan induk tidak

terlalu hebat dan jarak transportasi ke lokasi pengendapan relatif

pendek. K-Feldspar lebih umum sebagai butiran detrital daripada jenis

natrium (Na) dan kaya kalsium karena secara kimia lebih stabil ketika

mengalami pelapukan .

MIKA

Dua mineral mika yang paling umum adalah biotit dan muskovit,

relatif berlimpah sebagai butiran detrital dalam batupasir, meskipun

muskovit lebih tahan terhadap pelapukan. Mineral ini berasal dari

batuan beku berkomposisi granitik sampai intermediate dan dari sekis

dan gneiss dimana mineral ini terbentuk sebagai mineral metamorf.

Bentuk lempengan (platy) butir mika membuat mereka terlihat

berbeda dalam hand specimen dan di bawah mikroskop. Mika


cenderung terkonsentrasi terkumpul pada bidang lapisan dan sering

memiliki daerah permukaan lebih luas daripada butir detrital lain

dalam sedimen. Hal ini dikarenakan butir platy memiliki kecepatan

pengendapan lebih rendah daripada butir mineral berbentuk kotak

dengan massa dan volume yang sama, jadi mika bersuspensi lebih

lama daripada butiran kuarsa atau feldspar yang bermassa sama.

MINERAL BERAT

Mineral yang umum ditemukan dalam pasir memiliki berat jenis

sekitar 2,6 sampai 2,7 gr/cm3; contoh kuarsa memiliki berat jenis 2,65

gr/cm3. Kebanyakan batupasir mengandung sejumlah kecil, umumnya

kurang dari 1% mineral yang memiliki berat jenis besar. Mineral ini

memiliki berat jenis lebih dari 2,85 gr/cm3 dan secara tradisional dapat

dipisahkan dengan mineral lainnya dengan menggunakan cairan;

mineral umum akan mengambang dan mineral berat akan tenggelam.

Mineral ini jarang terlihat dalam hand specimen dan terlihat pada

sayatan tipis batupasir. Biasanya dapat diteliti setelah dikonsentrasikan

dengan teknik pemisahan dengan cairan. Alasan untuk

mempelajarinya adalah karena mineral ini dapat menjadi ciri khas

daerah sumber tertentu dan berharga dalam mempelajari sumber

detritus. Mineral berat yang umum adalah zircon, turmalin, rutil,

apatit, garnet, dan sejumlah mineral asesori batuan beku dan

metamorf.

MINERAL LAIN

Mineral lain jarang terdapat dalam jumlah yang besar pada

batupasir. Kebanyakan mineral umum dalam batuan beku silikat

(contoh: olivin, piroksen, dan amfibol) hancur oleh pelapukan kimia.

Oksida besi relatif berlimpah. Konsentrasi lokal mineral tertentu

mungkin didapatkan jika berada dekat dengan sumber.


5.2.3 Fragmen Batuan

Lapukan batuan yang telah ada sebelumnya, batuan beku,

sedimen, dan metamorf menghasilkan fragmen berukuran pasir.

Fragmen batuan berukuran pasir hanya ditemukan pada batuan

berbutir halus sampai sedang karena kristal mineral dan butir tipe

batuan kasar memiliki ukuran pasir yang kasar. Penentuan litologi

fragmen batuan ini biasanya memerlukan sayatan tipis untuk

mengidentifikasi mineralogi dan kemasnya

Batuan beku seperti basal dan ryolit mudah terubah secara kimia

di permukaan bumi dan hanya umum ditemukan dalam pasir yang

terbentuk dekat dengan sumber material volkanik. Pantai di sekitar

kepulauan volkanik seperti Hawai berwarna hitam, hampir

keseluruhannya terbuat dari butir batuan basal. Batupasir yang

berkomposisi seperti ini jarang dalam rekaman stratigrafi, tapi butir

tipe batuan volkanik umum dalam sedimen yang diendapkan dalam

cekungan yang berhubungan dengan busur volkanik atau volkanisme

rift.

Fragmen sekis dan pelitik (berbutir halus) dari batuan metamorf

dapat dikenali di bawah mikroskop dengan kelurusan kemas yang kuat

yang dimiliki litologi ini; tekanan selama metamorfisme menghasilkan

butiran mineral terorientasi kembali atau tumbuh dalam kelurusan

yang tegak lurus terhadap gaya stress lapangan. Mika jelas

menunjukkan kemas ini, tapi kristal kuarsa dalam batuan metamorf

juga menampilkan kelurusan yang kuat. Batuan yang terbentuk oleh

metamorfisme batuan kaya kuarsa lapuk menjadi butiran yang relatif

tahan dan terdapat dalam batupasir.

Fragmen batuan dari batuan sedimen dihasilkan ketika strata yang

lebih tua terangkat, terlapukkan, dan tererosi. Butiran pasir dapat


reworked oleh proses ini dan butir-butir individu ini dapat mengalami

sejumlah siklus erosi dan pengendapan kembali (6.6). Litologi

batulumpur mungkin hancur menjadi butiran berukuran pasir,

meskipun ketahanannya terhadap pelapukan selanjutnya selama

transportasi bergantung sekali pada derajat kekerasan batulumpur.

Potongan-potongan batugamping biasanya ditemukan sebagai fragmen

batuan dalam batupasir meskipun batuan sebagian besar tersusun oleh

butiran karbonatan, akan diklasifikasikan sebagai batugamping. Salah

satu litologi paling umum yang terlihat sebagai butir pasir adalah

rijang yang merupakan silika, material yang resistan.

5.2.4 Partikel Biogenik

Potongan kecil kalsium karbonat ditemukan dalam batupasir,

umumnya berupa hancuran cangkang moluska dan organisme lain

yang memiliki bagian keras yang karbonatan. Diendapkan dalam

lingkungan laut dangkal dimana organisme ini lebih berlimpah. Jika

fragmen karbonatan menyusun 50% dari sampel besar (bulk) batuan

maka dianggap sebagai batugamping. Fragmen tulang dan gigi

mungkin ditemukan dalam batupasir dari berbagai jenis lingkungan

tapi umumnya jarang. Kayu, benih dan bagian lain tanaman darat

mungkin ada dalam endapan batupasir dalam lingkungan kontinen dan

laut.

5.2.5 Mineral Authigenic

Mineral yang kristalnya tumbuh dalam lingkungan pengendapan

disebut mineral authigenic. Mineral ini berbeda dengan semua mineral

yang terbentuk dari proses batuan beku atau metamorf dan selanjutnya

tersedimenkan ke dalam lingkungan sedimen. Banyak mineral

karbonat terbentuk secara authigenic, dan mineral lain yang penting

yang terbentuk dengan cara ini adalah glaukonit, silikat besi berwarna

hijau yang terbentuk dalam lingkungan laut dangkal. Glaukonit adalah


petunjuk penting limgkungan pengendapan. Glaukonit terbentuk ketika

kecepatan sedimen lambat, dan berguna dalam analisis stratigrafi dan

karena terbentuk dalam lingkungan pengendapan, penanggalan

radiometri dari kristal glaukonit dapat digunakan untuk menentukan

umur endapan.

5.2.6 Ketahanan Mineral dan Klastik

Ketahanan butiran diukur dari kecenderungannya untuk

menyisakan bagian yang tidak terubah selama erosi, transportasi, dan

pengendapan. Mineral seperti kuarsa dan fragmen batuan rijang

memiliki ketahanan karena sedikit dipengaruhi oleh proses fisika dan

kimia di permukaan bumi. Feldspar, mika, dan mineral silikat

pembentuk batuan lainnya, dan fragmen batuan cenderung hancur dan

tidak resisten.

5.2.7 Penamaan Batupasir dan Klasifikasinya

Deskripsi batupasir meliputi beberapa informasi mengenai tipe

butiran yang ada. Nama informal seperti ‘batupasir mikaan’ digunakan

ketika batuan mengandung mineral dalam jumlah tertentu, dalam hal

ini mika dalam jumlah yang besar. Istilah seperti “batupasir

karbonatan’ dan ‘ferruginous sandstone’ dapat juga digunakan untuk

menunjukkan komposisi kimia tertentu, dalam hal ini adalah kalsium

karbonat dan besi. Nama-nama ini untuk batupasir sangat berguna dan

dianjurkan untuk deskripsi lapangan dan hand specimen, tapi bila telah

menggunakan analisis petrografi yang lengkap, digunakan nama

formal. Biasanya skema klasifikasi Pettijohn (1975).

Klasifikasi batupasir Pettijohn mengkombinasikan kriteria tekstur

(proporsi matriks lumpuran / ‘muddy matrix’) dengan kriteria

komposisi (persentase tiga komponen utama batupasir; kuarsa,

feldspar, dan fragmen batuan). Segitiga QFL umum digunakan dalam

sedimentologi klastik. Untuk menggunakan skema ini pada klasifikasi


batupasir, proporsi relatif kuarsa, feldspar, dan fragmen harus

ditentukan terlebih dahulu dengan perkiraan visual atau

menghitungnya di bawah mikroskop: komponen lain seperti mika dan

fragmen biogenik tidak diperhitungkan. Dimensi ketiga diagram

klasifikasi digunakan untuk menampilkan tekstur batuan, proporsi

relatif klastik dan matriks. Dalam batupasir, matriksnya adalah

material lanau dan lempung yang terendapkan bersama dengan butiran

pasir. Tahap selanjutnya adalah menghitung jumlah matriks lumpuran:

jika jumlah matriks yang ada kurang dari 15%, batuan disebut arenite;

antara 15% sampai 75% disebut wacke, dan jika volume batuan

banyak tersusun oleh matriks berbutir halus maka diklasifikasikan

sebagai batulumpur (mudstone)

Kuarsa adalah tipe butiran paling umum dalam kebanyakan

batupasir, jadi klasifikasi ini mengutamakan kehadiran butiran lain.

Hanya 25% feldspar yang diperlukan dalam batuan agar bisa disebut

feldspathic arenite, arkosic arenite atau arkose (ketiga istilah ini dapat

digunakan bila batupasir kaya butiran feldspar). 25% fragmen batuan

dalam batupasir disebut lithic arenite. Lebih dari 95% kuarsa harus ada

dalam batuan agar dapat diklasifikasikan sebagai kuarsa arenite;

batupasir dengan persentase sedang dari butiran feldspar atau fragmen

batuan disebut subarkosic arenite dan sublithic arenite. Wacke juga

dibagi ke dalam kuarsa wacke, feldspathic (arkosic) wacke dan lithic

wacke, tapi tanpa subdivisi. Jika tipe butir selain daripada tiga

komponen utama hadir dalam kuantitas penting (sedikitnya 5% atau

10%), kata imbuhan digunakan seperti ‘kuarsa arenite mikaan’: catatan

bahwa contoh batuan ini tidak mengandung 95% butiran kuarsa

sebagai proporsi semua butir yang ada, tapi 95% dari jumlah kuarsa,

feldspar, dan fragmen batuan ketika dijumlahkan bersama.

Istilah greywacke terkadang digunakan untuk batupasir yang mungkin


juga disebut feldspathic atau lithic wacke. Greywacke adalah

campuran fragmen batuan, kuarsa, dan butiran feldspar dengan matriks

berukuran lempung dan lanau.

Gambar 5.4 Klasifikasi Pettijohn batupasir, sering disebut sebagai ‘Tobleron plot’.

(menurut Pettikohn 1975).

5.3 Lempung, Lanau, dan Batulumpur

Batuan sedimen klastik terrigenous berbutir halus cenderung menerima

perhatian yang lebih kecil daripada kelompok endapan lain walaupun fakta

bahwa jumlahnya paling umum dalam semua tipe batuan sedimen. Ukuran

butir umumnya terlalu kecil bagi teknik optik, dan sampai mikroskop elektron

(SEM) dan analisis difraksi sinar X dikembangkan diketahui sedikit tentang

penyusun sedimen ini. Di lapangan, batulumpur tidak sering menunjukkan

struktur sedimen dan biogenik yang jelas seperti terlihat dalam batuan klastik


http://lh3.ggpht.com/_hk9Q99aYKiU/S2mL7Aq1oCI/AAAAAAAAAMk/X8P68V3EtGc/s1600/image022.jpg

yang lebih kasar dan batugamping. Singkapan umumnya sedikit karena tidak

membentuk tebing yang curam, dan tanahnya menunjang pertumbuhan

vegetasi yang menutupi singkapan. Kelompok sedimen ini cenderung untuk

tidak terlihat, sebagaimana akan kita lihat dalam bab selanjutnya mengenai

lingkungan pengendapan dan stratigrafi, sedimen ini dapat menyediakan

informasi sebanyak tipe batuan sedimen lainnya.

5.3.1 Pengertian Istilah-Istilah dalam Batulumpur

Lempung adalah istilah tekstur untuk mendefinisikan partikel

sedimen klastik berukuran sangat halus, berdiameter kurang dari 4 μm.

Partikel individu tidak terlihat dengan mata telanjang dan hanya dapat

dilihat dengan mikroskop optik berkekuatan tinggi. Mineral lempung

adalah kelompok mineral filosilikat (phyllosilicate) yang penyusun

utamanya berukuran lempung. Lanau adalah nama yang diberikan

untuk material yang terdiri dari partikel berdiameter 4 μm sampai 62

μm. Rentang ukuran ini dibagi ke dalam kasar, sedang, halus, sangat

halus. Butiran kasar lanau dapat terlihat dengan mata telanjang atau

dengan lup. Lanau halus dibedakan dari lempung dengan sentuhan,

akan terasa kesat (gritty) jika digosokkan ke gigi sedangkan lempung

terasa halus atau lembut.

Ketika partikel berukuran lempung dan lanau bercampur dalam

proporsi yang tidak diketahui sebagai penyusun utama dalam sedimen

yang tidak terkonsolidasi disebut material lumpur (mud). Istilah umum

batulumpur dapat diaplikasikan untuk semua sedimen keras yang

terbuat dari lanau dan/atau lempung. Jika dapat diketahui jumlah

partikel terbanyak (lebih dari 2/3) berukuran lempung, batuan disebut

batulempung, dan jika dominan berukuran lanau disebut batulanau:

campuran yang terdiri dari lebih dari 1/3 untuk tiap-tiap komponen

disebut batulumpur (Folk 1974, Blatt et al 1980). Istilah serpih (shale)

terkadang digunakan untuk batulumpur (contoh, untuk teknik


pemboran) tapi alangkahnya baik menggunakan istilah ini hanya untuk

batulumpur yang menunjukkan belahan (fissillity), memiliki

kecenderungan hancur dalam satu arah, sejajar dengan perlapisan.

(Beda antara serpih dan slate: slate adalah istilah yang digunakan

untuk batuan metamorf berbutir halus yang hancur sepanjang satu atau

lebih bidang belahannya).

5.3.2 Lanau dan Batulanau

Parameter tekstur dan mineralogi lanau lebih sulit ditentukan

daripada batupasir karena partikelnya berukuran kecil. Hanya butiran

lanau kasar yang dapat dengan mudah dianalisis dengan menggunakan

mikroskop optik. Mineral resisten yang paling umum pada ukuran ini

karena mineral lain akan sering mengalami kehancuran secara kimiawi

sebelum mengalami kehancuran fisika ke ukuran ini. Kuarsa adalah

mineral paling umum terlihat dalam endapan lanau. Mineral lain yang

terdapat dalam tingkat ukuran sedimen ini termasuk feldspar,

muskovit, kalsit, dan oksida besi diantara banyak komponen kecil

lainnya. Fragmen batuan berukuran lanau hanya berlimpah dalam

tepung batuan (rock flour) yang terbentuk oleh erosi gletser (glacier)

.Dalam arus air lanau tersuspensi sampai aliran melambat atau

hampir berhenti. Pengendapan lanau adalah karakteristik aliran

berkecepatan rendah atau air tenang dengan gelombang yang kecil.

Partikel berukuran lanau dapat tersuspensi di udara sebagai debu untuk

periode yang lama dan mungkin terbawa tinggi sampai ke atmosfer.

Angin yang kuat dapat membawa debu berukuran lanau sejauh ribuan

kilometer dan mengendapkannya dalam lapisan lateral yang luas (Pye

1987). Hembusan angin lanau membentuk kenampakan endapan

“loess” yang penting selama periode es (glacial).


5.3.3 Mineral Lempung

Mineral lempung umumnya sebagai bentuk hasil lapukan feldspar

dan mineral silikat lainnya. Mineral lempung adalah filosilikat yang

struktur kristalnya berlapis serupa dengan mika, dan secara komposisi

adalah aluminosilikat. Lapisan-lapisannya terbuat dari silika dengan

ion aluminium dan magnesium, dengan atom oksigen yang mengikat

lembaran-lembarannya. Dua pola perlapisan yang ada, pertama adalah

dua lapis (kelompok kandite) dan yang kedua adalah tiga lapis

(kelompok smectite). Sekian banyak mineral lempung yang berbeda

yang terdapat dalam batuan sedimen (Tucker 1991) namun empat yang

terumum dibahas disini

Kaoliniet adalah anggota terumum kelompok kandite yang

terbentuk dalam profil tanah yang hangat, lingkungan basah (humid)

dimana air asam dengan hebat meluluhkan (leaching) litologi batuan

induk seperti granit. Mineral lempung kelompok smectite termasuk

lempung yang dapat mengembang (swelling clays) seperti

montmorilonite yang dapat menyerap air di dalam strukturnya.

Montmorilonite adalah produk kondisi temperatur sedang (moderate)

dalam tanah dengan pH netral sampai alkali. Juga terbentuk dibawah

kondisi alkali dalam iklim kering (arid). Mineral lempung tiga lapis

yang lain adalah illite yang berhubungan dengan mika putih muskovit.

Illite adalah mineral lempung terumum dalam sedimen yang terbentuk

dalam tanah pada suatu daerah dimana peluluhan terbatas. Chlorite

adalah mineral lempung tiga lapis yang umum terbentuk dalam tanah

dengan pencucian di bawah kondisi air tanah yang asam, dan dalam

tanah di daerah iklim kering. Montmorilonite, illite, dan chlorite

semuanya merupakan hasil pelapukan batuan volkanik, khususnya

gelas volkanik.


Gambar 2.7 Struktur mineral-mineral lempung. menurut Tucker 1991).

5.3.4 Petrografi Mineral Lempung

Identifikasi dan interpretasi mineral lempung memerlukan

pendekatan teknologi yang lebih tinggi daripada yang diperlukan untuk

sedimen kasar. Ada dua teknik utama, mikroskop elektron dan analisis

difraksi sinar X (Tucker 1988). Gambar dari sampel dibawah

mikroskop elektron dihasilkan dari elektron sekunder yang dihasilkan

sinar elektron halus yang mengamati (scanning) permukaan contoh.

Contoh yang berdiameter hanya beberapa mikrometer dapat

digambarkan dengan teknik ini, resolusinya lebih tinggi daripada

mikroskop optik. Ini berguna untuk meneliti mineral lempung dan

hubungannya dengan butiran lain dalam sebuah batuan. Perbedaan

antara mineral lempung yang diendapkan sebagai butiran detrital dan

yang terbentuk secara diagenesis di dalam sedimen dapat dibuat

dengan menggunakan mikroskop elektron.

Difraktometer sinar X dioperasikan dengan menembakkan sinar

X pada bubuk mineral lempung atau disagregat lempung dan

menentukan sudut yang dibiaskan oleh kisi-kisi kristal. Pola sudut bias


http://lh6.ggpht.com/_hk9Q99aYKiU/S2mMr7aFY6I/AAAAAAAAAMw/UAlbBSgkRt8/s1600/image026.jpg

sinar X yang berbeda-beda adalah ciri mineral-mineral tertentu dan

dapat digunakan untuk mengenali mineral yang ada. Analisis

difraktometer sinar X relatif cepat dan mudah untuk menentukan

komposisi mineral sedimen berbutir halus secara semi-kuantitatif. Juga

digunakan untuk membedakan mineral karbonat yang memiliki sifat

optik sama.

5.3.5 Sifat Partikel Lempung

Karena ukurannya kecil dan berbentuk lempeng tipis, lempung

bersuspensi dalam aliran fluida yang lemah dan hanya terendapkan

ketika aliran melambat atau diam. Partikel lempung hadir sebagai

suspensi dalam kebanyakan arus air dan udara, dan hanya terendapkan

ketika aliran berhenti.

Sekali-sekali mineral-mineral ini membentuk kontak partikel

lempung yang cenderung melekat bersama – kohesif. Kohesi ini

berkaitan dengan film tipis air di antara dua partikel lempeng kecil

yang memiliki efek gaya permukaan yang kuat (contoh lain

sebagaimana dua lempeng gelas dapat tetap bersama karena film tipis

air di antaranya) tapi adalah juga konsekuensi efek elektrostatis antara

mineral lempung berkaitan dengan lapisan yang tidak sempurna di

dalam struktur mineral. Sebagai hasil sifat kohesif lempung ini,

mineral lempung dalam suspensi cenderung untuk mengalami

flocculation (flocculation adalah perubahan yang berlangsung ketika

fase penyebaran koloid membentuk rangkaian partikel tersendiri yang

mampu terendapkan dari media dispersi. Dalam proses geologi,

flocculation hampir tidak dapat dielakkan menghasilkan larutan koloid

yang bercampur dengan larutan yang mengandung elektrolit) dan

membentuk agregates kecil partikel individu. Kelompok flocculation

ini memiliki kecepatan tenggelam lebih besar daripada partikel

lempung individu dan akan diendapkan lebih cepat. Flocculation


bertambah pada kondisi air asin dan perubahan dari pengendapan air

tawar ke air laut (contoh pada mulut delta atau di dalam estuaria : 12.1,

12.7). Partikel lempung ini kemudian terendapkan, kohesi

menyebabkan mereka tahan terhadap remobilisasi dalam aliran. Hal ini

membuat pengendapan dan terjaganya sedimen halus dalam daerah

yang dilalui aliran intermitten.

6. Gambar Beberapa Jenis Batuan Sedimen Klastik

Gambar 6.2 Breksi

Gambar 6.1 Konglomerat

Gambar 6.4 Batulempung

Gambar 6.3 Batupasir


DAFTAR PUSTAKA

http://miningundana07.wordpress.com/2009/10/08/batuan-sedimen-klastik/ diakses

26 Oktober 2010

http://www.geofacts.co.cc/2010/02/sedimen-klastik-terrigenous.html diakses 26

Oktober 2010

http://www.google.com/imghp diakses 26 Oktober 2010


http://www.google.com/imghp

http://www.geofacts.co.cc/2010/02/sedimen-klastik-terrigenous.html%20diakses%2026%20Oktober%202010

http://www.geofacts.co.cc/2010/02/sedimen-klastik-terrigenous.html%20diakses%2026%20Oktober%202010

http://miningundana07.wordpress.com/2009/10/08/batuan-sedimen-klastik/

paper praktikum petrologi acara sedimen klastik

Documents