bab i & ii pendahuluan&pelapukan

8/8/2019 Bab i & II Pendahuluan&Pelapukan

1/9

BAB IPENDAHULUAN

I.1 Sedimentologi dan sejarahnyaSedimentologi adalah ilmu yang mempelajari sedimen atau

endapan (Wadell, 1932). Sedangkan sedimen atau endapan padaumumnya diartikan sebagai bahan yang jatuh kebawah dalam suatularutan. Pada mulanya hanya pada larutan yang bersifat kimia sajayang menghasilkan sedimen seperti garam, akan tetapi dalamperkembangan selanjutnya juga bahan rombakan yang ada padacairan. Sedimen ini tidak hanya menempai pada cairan saja tetapi jugapada udara dan gas, seperti endapan angin dan gas gunungapi.

Sulit rasanya menelusuri sejarah perkembangan ilmusedimentologi, terutama pada awal perkembangannya. Dengandikemukannya doktrin uniformitarisme pada akhir abad ke 19berdampak besar sekali pada perkembangan ilmu sedimentologi ini.Hal ini terlihat jelas pada tulisan beberapa penulis, seperti Sorby (1853)dan Lyell (1865) yang mengemukakan interpretasi modern tentangstruktur dan tekstur dari batuan sedimen.

Sampai pertengahaan abad ke 20, sedimentologi lebih dikenalhanya sebatas pada studi di bawah mikroskop, terutama untuk fosil.Dalam perioda itu mineral berat dan penghitungan secara petrografis

(point counting) berkembang dengan pesat. Secara serentak, para ahlistratigrafi menemukan fosil-fosil kunci penunjuk umur batuan.Para ahli geologi struktur mempunyai andil besar mendorong

pengembangan ilmu sedimentologi. Mereka menemui kesulitan dalammenentukan bagian atas dan bagian bawah suatu lapisan yang sudahterlipat kuat sampai terjadi pembalikan lapisan. Beberapa struktursedimen seperti retakan (desiccation crack), silang siur dan perlapisanbersusun, sangat edial untuk memecahkan persoalan ini (Shrock,1948). Pada 1950an sampai awal 1960an berkembang konsep tentangarus turbit. Sementara itu ahli petrografi masih sibuk menghitungzirkon dan ahli stratigrafi sibuk pula mengumpulkan fosil sebanyak-banyaknya, ahli struktur geologi sudah mualai bertanya berapa tebalruntunan endapan turbit ini di geosinklin . Pertanyaan ini menyibukangeologiawan untuk mengetahui hasil endapan turbit pada setiap jenis.

Pendorong lain terhadap perkembangan sedimentologi datangdari perusahaan minyak, dimana mereka mulai mencari jebakanstratigrafi. Pelopornya adalah American Petroleum Institute denganProject 51 -nya, yang mempelajari secara multi disiplin dari sedimenmoderen di Teluk Meksiko. Kemudian kegiatan seperti ini diikuti olehperusahaan lain, universitas dan institusi oseanografi. Sehingga padaakhir 1960an sedimentologi sudah kokoh menjadi suatu cabang ilmupengetahuan sendiri.

Pada 1970an penelitian sedimentologi mulai beralih darimakroskopis dan fisik ke arah mikroskopis dan kimia. Dengan

1


2/9

perkembangan teknik analisa dan penggunaan katadoluminisen danmikroskop elektron memungkinkan para ahli sedimentologimengetahui lebih baik tentang geokimia. Perkembangan yang pesat

ini memacu kita untuk mengetahui hubungan antara diagenesa, pori-pori dan pengaruhnya terhadap evolusi porositas dengan kelulusanbatupasir dan batugamping.

Saat ini berkembang perbedaan antara makrosedimentologi danmirosedimentologi. Makrosedimentologi berkisar studi fasies sedimensampai ke struktur sedimen. Di lain fihak, mikrosedimentologi meliputistudi batuan sedimen di bawah mikroskop atau lebih dikenal denganpetrografi.

I.2 Kegunaan sedimentologi dan stratigrafiSebagai ilmu pengetahuan sedimentologi sangat erat

berhubungan dengan tiga ilmu dasar: biologi, fisika mupun kimia.Biologi, yang mempelajari binatang dan tetumbuhan, dapatmempelajari sisa kehidupan masa silam yang sudah menjadi fosil. Ilmuini dikenal dengan nama paleontologi . Paleontologi sangat bermanfaatdalam studi stratigrafi, terutama dalam penentuan umur runtunanbatuan berdasarkan kandungan fosilnya (biostratigrafi) dan kaitannyadengan litostratigrafi. Hal ini sangat berguna bagi analisa struktur dansedimentologi regional. Selain itu paleontologi juga melukan studilingkungan purba dimana fosil itu hidup dan berhubungan dengankehidupan lainnya. Studi lingkungan kehidupan fosil secara mendalamakan dapat membantu mengetahui cuaca, musim, bahkan kecepatanarus dan pengendapan batuan yang menyertai fosil tersebut.

Sedimentologi telah memberikan kontribusi ke berbagai bidang,baik dalam pemanfaatan kekayaan alam maupun memanupulasilingkungan. Banyak ahli sedimentologi datang dari usaha minyak bumidan sedikit dari usaha tambang lainnya.

Buku ini ditekankan pada batuan sedimen dan proses yangmembentuknya. Namun demikian sedimen modern dimana prosespembentukannya sedang berlangsung mempunyai arti yang sangatpenting dalam mempelajari batuan sedimen tua. Sebab prosespembentukan yang sedang berlangsung dapat diamati untuk

diterapkan pada batuan sedimen tua. Mempelajari sedimen modern ini juga akan sangat berguna dalam memanipulasi lingkungan.Pada pekerjaan teknik sipil yang berhubungan dengan aliran air

misalnya pelabuhan, penahan erosi pantai, dan jaringan pipa di dasarlaut (Tabel 1.1) sangat membutuhkan studi rinci tentang keadaanlokasi dimana bangunan itu akan ditempatkan. Studi ini meliputiangin, arus gelombang, pasang surut dan sedimentasi serta sifat fisikbatuannya.

2


3/9

Tabel I.1:Aplikasi sedimentologi (Selley, 1988)

APLIKASI BIDANG TERKAIT

Konstruksi di laut Jaringan pipa Oseanografi

I.Lingkungan Penahan erosi pantaiDermaga danpelabuahan

Penggalian danterowongan

Indentifikasi lokasipembuangan limbahnuklir

Fondasi jalan raya Geologi teknikLandasan pacu pesawatterbang

Pasir, kerikil dancampuran

Penggalian

A. Pengambilanseluruh

batuan

LempungBatugamping Geologi tambang

BatubaraII.

PenggalianBijih sediment

B. Pengambilancairan dalampori-pori

Air HidrologiMinyak bumi Geologi minyak bumiGas

3


4/9

BAB IIPELAPUKAN

Pelapukan adalah proses alterasi dan fragsinasi batuan danmaterial tanah pada dan/atau dekat permukaan bumi yang disebabkankarena proses fisik, kimia dan/atau biologi. Hasil dari pelapukan inimerupakan asal (source) dari batuan sedimen dan tanah (soil). Kiranyapenting untuk diketahui bahwa proses pelapukan akan menghacurkanbatuan atau bahkan melarutkan sebagian dari mineral untuk kemudianmenjadi tanah atau diangkut dan diendapkan sebagai batuan sedimenklastik. Sebagian dari mineral mungkin larut secara menyeluruh danmembentuk mineral baru. Inilah sebabnya dalam studi tanah ataubatuan klastika mempunyai komposisi yang dapat sangat berbedadengan batuan asalnya. Komposisi tanah tidak hanya tergantung padabatuan induk (asal) nya, tetapi juga dipengaruhi oleh alam, intensitas,dan lama (duration) pelapukan dan proses jenis pembentukan tanah itusendiri (Boggs, 1995).

Di alam pada umumnya ke tiga jenis pelapukan (fisik, kimiawidan biologis) itu bekerja bersama-sama, namun salah satu di antaranyamungkin lebih dominan dibandingkan dengan lainnya. Walaupun dialam proses kimia memegang peran yang terpenting dalam pelapukan,tidak berarti pelapukan jenis lain tidakpenting. Berdasarkan padaproses yang dominan inilah maka pelapukan batuan dapat dibagi

menjadi pelapukan fisik, kimia dan biologis.

II.1 Pelapukan fisik:Pelapukan fisik adalah proses dimana batuan pecah menjadi

kepingan yang lebih kecil, tetapi tanpa mengalami perubahankomposisi kimia dan mineral yang berarti. Pelapukan fisik ini dapatmenghasilkan fragment/kristal kecil sampai blok kekar (joint block)yang berukuran besar.

Jenis pelapukan fisik:1. Stress release : batuan yang muncul ke permukaan bumi

melepaskan stress menghasilkan kekar atau retakan yang sejajarpermukaan topografi. Retakan-retakan itu membagi batuanmenjadi lapisan-lapisan atau lembaran (sheet) yang sejajar denganpermukaan topografi. Proses ini sering disebut sheeting. Ketebalandari lapisan hasil proses sheeting ini semakin tebal menjauhi daripermukaan. Proses pelapukan jenis ini sering terjadi pada batuanbeku terobosan yang dekat permukaan bumi.

2. Frost action and hydro-fracturing : pembekuan air dalam batuan.Air atau larutan lainnya yang tersimpan di dalam pori dan/atauretakan batuan akan meningkat volumenya sekitar 9% apabilamembeku, sehingga ini akan menimbulkan tekanan yang cukup kuatmemecahkan batuan yang ditempatinya. Proses ini tergantung:

1.keberadaan pori dan retakan dalam batuan

4


5/9

2.keberadaan air/cairan dalam pori3.temperatur yang turun naik dalam jangka waktu tertentu.

3. Salt weathering : pertumbuhan kristal pada batuan. Pertumbuhan

kristal pada pori batuan sehingga menimbulkan tekanan tinggi yangdapat merusak /memecahkan batuan itu sendiri.4. Insolation weathering : akibat pemanasan dan pendinginan

permukaan karena pengaruh matahari. Tentu saja pelapukan jenisini akan besar pengaruhnya di daerah yang mengalami perbedaansuhu cukup besar, misalnya siang (panas) dan malam (dingin).

5. Alternate wetting and drying: pengaruh penyerapan danpengeringan dengan cepat.

II.2 Pelapukan kimiaPelapukan kimia membuat komposisi kimia dan mineralogi suatu

batuan dapat berubah. Mineral dalam batuan yang dirusak oleh airkemudian bereaksi dengan udara (O 2 atau CO 2), menyebabkansebagaian dari mineral itu menjadi larutan. Selain itu, bagian unsurmineral yang lain dapat bergabung dengan unsur setempatmembentuk kristal mineral baru.

Pada pelapukan kimia air dan gas terlarut memegang peran yangsangat penting. Sedangkan pelapukan kimia sendiri mempunyai peranterpenting dalam semua jenis pelapukan. Hal ini disebabkan karena airada pada hampir semua batuan walaupun di daerah kering sekalipun.Akan tetapi pada suhu udara kurang dari 30 o C, pelapukan kimiaberjalan lebih lambat. Proses pelapukan kimia umumnya dimulai daridan sepanjang retakan atau tempat lain yang lemah.

Kecepatan pelapukan kimia tergantung dari iklim, komposisimineral dan ukuran butir dari batuan yang mengalami pelapukan.Pelapukan akan berjalan cepat pada daerah yang lembab (humid) ataupanas dari pada di daerah kering atau sangat dingin. Curah hujan rata-rata dapat mencerminkan kecepatan pelapukan, tetapi temperatur sulitdapat diukur. Namun secara umum, kecepatan pelapukan kimia akanmeningkat dua kali dengan meningkat temperatur setiap 10 oC. Mineralbasa pada umumnya akan lebih cepat lapuk dari pada mineral asam.Itulah sebabnya basal akan lebih cepat lapuk dari pada granit dalam

ukuran yang sama besar. Sedangkan pada batuan sedimen, kecepatanpelapukan tergantung dari komposisi mineral dan bahan semennya.

Jenis pelapukan kimia :

5


6/9

Hidrolisis adalah reaksi antara mineral silikat dan asam (larutanmengandung ion H + ) dimana memungkinkan pelarut mineral silikat danmembebaskan kation logam dan silika. Mineral lempung seperti kaolin,

ilit dan smektit besar kemungkinan hasil dari proses pelapukan kimia jenis ini (Boggs, 1995). Pelapukan jenis ini memegang peranterpenting dalam pelapukan kimia.

Hidrasi adalah proses penambahan air pada suatu mineralsehingga membentuk mineral baru. Lawan dari hidrasi adalahdehidrasi, dimana mineral kehilangan air sehingga berbentukanhydrous. Proses terakhir ini sangat jarang terjadi pada pelapukan,karena pada proses pelapukan selalu ada air. Contoh yang umum dariproses ini adalah penambahan air pada mineral hematit sehinggamembentuk gutit.1. Oksidasi berlangsung pada besi atau mangan yang pada umumnya

terbentuk pada mineral silikat seperti biotit dan piroksen. Elemenlain yang mudah teroksidasi pada proses pelapukan adalah sulfur,contohnya pada pirit (Fe 2S).

2. Reduksi terjadi dimana kebutuhan oksigen (umumnya oleh jasadhidup) lebih banyak dari pada oksigen yang tersedia. Kondisiseperti ini membuat besi menambah elektron dari Fe 3+ menjadi Fe 2+yang lebih mudah larut sehingga lebih mobil, sedangkan Fe 3+mungkin hilang pada sistem pelapukan dalam pelarutan.

3. Pelarutan mineral yang mudah larut seperti kalsit, dolomit dangipsum oleh air hujan selama pelapukan akan cenderung terbentukkomposisi yang baru.

4. Pergantian ion adalah proses dalam pelapukan dimana ion dalamlarutan seperti pergantian Na oleh Ca. Umumnya terjadi padamineral lempung.

II.3 Tanah dan pelapukan biologi Tanah (soil) adalah suatu hasil pelapukan biologi (Selley, 1988),

dimana komposisinya terdiri atas komponen batuan dan humus yangumumnya berasal dari tetumbuhan. Bagi geologiawan studi tanah ini(umumnya disebut pedologi) lebih dipusatkan pada tanah purba(paleosoil),dimana akan membantu untuk mengetahui perkembangan

sejarah geologi pada daerah yang bersangkutan. Akan tetapi perlukiranya diketahui bahwa ciri dan ketebalan tanah hasil pelapukansangat erat hubungannya dengan batuan induk (bedrock), iklim (curahhujan dan temperatur), kemiringan lereng dari batuan induk itu sendiri.

Pedologist (ahli tanah) membagi tanah menjadi tiga zona(Gambar II.1):1. Zona A atau lapisan eluvial, merupakan bagian paling atas pada

umumnya berwarna gelap karena humus. Zona A ini merupakanzona dimana kimia (terutama oksidasi) dan biologi berlangsungkuat. Pada zona ini material halus (lempung) dicuci dan terbawa kebawah lewat di antara butiran.

2. Zona B atau lapisan iluvial, material halus (lempung) yang tercucidari zona A akan terperangkap pada lapisan ini. Zona B ini dikuasai

6


7/9

oleh mineral dan sedikit sedikit jasad hidup.3. Zona C adalah zona terbawah dimana pelapukan fisik berlangsung

lebih kuat dibandingkan pelapukan jenis yang lain. Ke bawah zona

C ini berubah secara berangsur menjadi batuan induk yang belumlapuk.Ketebalan setiap zona sangat bervareasi pada setiap tempat.Demikian juga keberadaan setiap zona tidak selalu dijumpai.Ketebalan zona sangat tergantung dari kecepatan pelapukan, iklim,komosisi dan topografi batuan induk.

Fosil tanah atau tanah purba atau paleosoil adalah suatu istilahuntuk tanah yang berada di bawah bidang ketidakselarasan. Tanahpurba ini merupakan bukti bahwa lapisan itu pernah tersingkap padapermukaan. Akan tetapi perlu diingat bahwa tanah purba di bawahketidakselarasan ini tentu bagian atasnya pernah tererosi sebelumterendapkan lapisan penutupnya. Lapisan tanah purba dalamruntunan batuan sedimen pada umumnya ditemukan pada endapansungai dan delta. Tanah purba ini juga umum ditemukan di bawahlapisan batubara dimana kaya akan akar dan sering berwarna putihkarena proses pencucian yang intensif (Selley, 1988).

7


8/9

ZONA A: lapisan eluvial

Oksidasi dan pencucian

ZONA B: lapisan iluvialPerangkap lempung dan persipitasi

ZONA C: pelapukan fisik

Batuan segar

Gambar II.1: Pembagian zona tanah (Selley, 1988).

Peranan tanah purba ini semakin besar dimasa kini; sehinggatimbul pertanyaan bagaimana mengenali tanah purba ini denganmudah. Fenwick (1985) memberikan kreteria sebagai berikut:1. hadirnya suatu lapisan yang kaya akan sisa jasad hidup,2. lapisan merah yang semakin jelas ke arah atas,3. penurunan tanda mineral lapuk ke arah atas,4. terganggunya struktur organik oleh aktifitas jasad hidup (seperti

cacing) atau proses fisik (contohnya pengkristalan es).II.4 HASIL PELAPUKAN

Seperti telah diuraikan sebelumnya bahwa pelapukanmenyebabkan suatu batuan mengalami proses pengahancuran menjadiserpihan dan larutan kimia. Serpihan batuan yang masih mempunyaisifat aslinya sebagian besar berupa butir-butir kuarsa dan lempungdimana dikemudian mereka akan diendapkan membentuk batuansedimen klastika. Sedangkan yang berupa larutan kimia akanmembentuk batuan sedimen kimia seperti batugamping, dolomit danbatuan evavorasi lainnya. Selain itu larutan kimia ini juga dapat

bereaksi dengan bahan setempat membentuk kristal baru dengankomposisi yang lain. Beberapa endapan bijih dihasilkan dari prosespelapukan ini di ataranya adalah nikel, besi dan krom.

Laterit Laterit adalah tanah merah hasil dari pelapukan yang intensif

yang kaya akan oksida besi dan aluminium serta mempunyaikandungan rendah humus, silika, gamping, lempung silika danbeberapamineral lainnya. Laterit sering menunjukan bentukan strukturpisolit dan vermikuler. Pisolit adalah struktur membulat dan kosentrisdengan garis tengah sampai 1 cm atau lebih,sedangkan vermikuleradalah struktur seperti pipa yang tegak. Laterit berkembang lebih baikpada daerah yang mempunyai topografi datar dimana faktor erosi lebih

8


9/9

rendah. Batuan yang mempunyai kandungan besi reltif tinggi, sepertibatuan ultra basa, merupakan faktor yang sangat signifikan. DiSulawesi Selatan (Soroako) dan Sulawesi Tenggara (Pomalaa) dikenal

penghasil nikel dari laterit hasil pelapukan ultrabasa dari kompleksofiolit Sulawesi bagian timur.

KaolinKaolin, juga dikenal dengan nama lempung Cina, adalah agregasi

batuan dari mineral kaolinit yang merupakan minerallempungaluminium silika hidroksida atau Al 2O3.2SiO 2 .2H 2O (Selley, 1988).Sebenarnya kaolin terbentuk dalam 3 likungan geologi dan hanya satuyang merupakan hasil pelapukan:a. hasil alterasi hidrotermal dari mineralfeldfar dalam granit,b. hasilpelapukan yang intensif dari aluminiumsilikat seperti serpih,

batuan beku asam dan metamorf,c. hasiltransportasi kaolin yang sudah terbentuksebelumnya di tempat

lain.Kaolin sangat penting sebagai bahan baku industri keramik dan kertas.

BauksitBauksit adalah endapan hasil pelapukan yang mengandung

alumunium hidroksida, kliakit, diaspore dan gigsit (Valenton, 1972dalam Selley, 1988). Mineral bauksit terbentuk dari hidrolisis minerallempung, umumnya kaolin:

H2O + Al 2O.2SiO 2.2H 2O AL 2O3nH 2O + 2SiO 2.2H 2Oair kaolinit alumunium asam silika

hidroksida

Bauksit terbentuk dalam 2 tatanan geologi:a. terletak di atas batugamping, dimana kalsium karbot-nya terbilas

dan terbawa jauh dan tinggalah residu lempung,b. bauksit hasil dari pelapukan sedimen yang kaolitan dari batuan

dasar.Bauksit merupakan asal dari alumunium yang sangat penting.

9

bab i & ii pendahuluan&pelapukan

Documents