handout geologi dasar 2009

1

01. Pendahuluan01. Pendahuluan

MFS 1810MFS 1810

SalahuddinSalahuddin HuseinHusein

Jurusan Teknik GeologiJurusan Teknik GeologiFakultas Teknik Universitas Gadjah MadaFakultas Teknik Universitas Gadjah Mada

20092009

shddin © 2009Pendahuluan: Krakatau 1883

Letusan puncak Krakatau pada bulan Agustus 1883 didahului oleh beberapa letusan kecil. Foto ini diambil pada 27 Mei 1883, satu minggu setelah letusan pertama. Tampak abu dan asap keluar dari kawah di sisi selatan pulau.

2

(a)Krakatau terletak di Selat Sunda, antara pulau Jawa dan Sumatra.

(b)Krakatau sebelum dan sesudah letusan 1883. Setelah letusan, hanya sepertiga pulau yang tersisa.


Abu letusan Krakatau tersebar di atmosfer Bumi, menghasilkan warna lembayung seperti matahari tenggelam. Lukisan ini dibuat oleh William Ascroft, London (26/11/1883, 4:40 sore).


3

shddin © 2008Ekosfer

Ekosfer adalah model miniatur planet Bumi, merupakan suatu sistem tertutup yang tersusun udara, air, pasir, dan organisme. Sistem ini adalah siklus penguraian dan pembaharuan. Jika ada komponen yang hilang, atau terlalu dominan, sistem akan terganggu dan seluruh biosfer planet kecil tersebut akan musnah.

shddin © 2008Planet Bumi: hanya sebuah planet kecil…

4

shddin © 2008Sistem Planet Bumi

Atmosfer, biosfer, hidrosfer, litosfer, mantel, dan inti merupakan sub-sistem Bumi. Interaksi mereka membuat Bumi menjadi planet dinamis, yang terus berevolusi semenjak 4.6 milyar tahun lalu.

shddin © 2008Sistem Planet Bumi

5

shddin © 2008Terbentuknya Tata Surya(a) ~15 milyar tahun

lalu, nebula terkondensasi,

(b) kontraksi, rotasi, (c) Terpipihkan

menjadi piringan, Matahari di pusat dan planet-planet di tepi.

(d) Radiasi Matahari membersihkan sebagian gas dan debu.

(e) Planet menyempurnakan pembentukannya.

Gambar diambil dan diolah oleh Hubble Space Telescope

shddin © 2008Eagle Nebula

6

shddin © 2008Terbentuknya Bumi

(a)Mulanya tersusun oleh material dengan komposisi dan densitas seragam.

(b)Titik leleh besi dan nikel tercapai, inti Bumi terbentuk. Silikayang lebih ringan membentuk mantel dan kerak.

(c) Lapisan-lapisan Bumi terwujud.

Merkurius:planet yang telah mati, terlalu dekat dengan Matahari.

Venus: masih hidup, atmosfer CO2 tebal (rumah kaca raksasa), temperatur 500 oC dan tekanan 90x Bumi.

Mars: planet yang hampir mati, atmosfer CO2 tipis, sedikit air dalam bentuk es.

shddin © 2008Bumi yang UnikBumi: planet yang sangat hidup, atmosfer nitrogen + oksigen yang cukup dan air dalam 3 fase yang melimpah.

7

shddin © 2008Penampang Bumi

shddin © 2008Struktur Dalam Bumi

8

shddin © 2008Litosfer

Lapisan terluar Bumi, berdasarkan sifat fisik, adalah astenosferdan litosfer. Astenosfer bersifat panas, mendekati titik leleh, dan mampu bergerak plastis. Litosfer bersifat dingin dan kaku, mencakup bagian paling atas mantel dan dua jenis kerak: kerak samudera yang tipis dan berat, dan kerak benua yang tebal dan ringan.

shddin © 2008Ketebalan Kerak dan Prinsip Isostasi

Isostasi adalah kecenderungan universal bagian kerak Bumi untuk berada dalam keseimbangan gravitasi, yaitu untuk mengatasi perbedaan densitas dan ketebalan.

9

shddin © 2008Ketebalan Kerak dan Prinsip Isostasi

shddin © 2008Tektonik Lempeng

Sistem tektonik lempeng digerakkan oleh panas dalam Bumi. Arus konveksi yang sangat lambat bergerak di dalam mantel. Sebagian material mantel bawah bergerak ke atas membentuk tiang (plume) mantel.

10


Analogi arus konveksi pada mantel adalah seperti arus konveksi pada sepanci sup. Panas dari dasar menyebabkan material mengembang dan lebih ringan. Material hangat tersebut bergerak ke atas secara konvektif dan menyebar ke arah lateral. Ketika kembali dingin dan menjadi lebih berat, material tersebut tenggelam.


11


Gempabumi dan volkanisme menandai batas tepi lempeng. Volkanisme yang terisolasi disebabkan oleh mantle plume.


Penampang ideal hubungan tiga jenis batas lempeng: divergen, konvergen, dan transform.

12

shddin © 2008Siklus Batuan

shddin © 2008Batuan Beku

(a) Granit, batuan beku intrusif.(b) Basal, batuan beku ekstrusif.

(a) (b)

13

shddin © 2008Batuan Sedimen

(a) Konglomerat, terbentuk dari konsolidasi fragmen batuan.(b) Batugamping, terbentuk dari ekstraksi mineral dari airlaut oleh

organisme.

(a) (b)

shddin © 2008Batuan Malihan

(a) Genis, batuan malihan berfoliasi.(b) Kuarsit, batuan malihan non-foliasi.

(a) (b)

14

shddin © 2008Tektonik Lempeng dan Siklus Batuan

shddin © 2008Hidrosfer

Hidrosfer adalah selubung tipis Bumi yang sangat penting untuk kehidupan. Mengambil energi dari sinar Matahari, air bergerak dalam lingkaran besar dari samudera ke atmosfer, melalui daratan dan kembali ke samudera.

15

shddin © 2008Siklus Hidrologi

shddin © 2008Kecepatan Proses Geologi

1

02. Mineral02. Mineral

MFS 1810MFS 1810


Jurusan Teknik Geologi Jurusan Teknik Geologi Fakultas Teknik Universitas Gadjah MadaFakultas Teknik Universitas Gadjah Mada

20082008

shddin © 2008Pendahuluan

Mineral intan kualitas permata. Kekerasan, kecemerlangan, kecantikan, keawetan, dan kelangkaan membuat mereka menjadi batu permata paling dicari.

2

shddin © 2008Struktur Atom

Inti yang padat tersusun oleh proton dan neutron serta dikelilingi oleh awan orbit elektron.

shddin © 2008Ion• Atom disebut bersifat netral apabila memiliki jumlah proton dan

elektron yang sama.

• Karena letak yang berada di luar dan geraknya yang dinamis mengorbit inti, elektron berpotensi untuk berpindah-pindah, sehingga elektron dapat bertambah dan dapat pula berkurang.

• Atom-atom yang kelebihan atau kekurangan elektron disebut bermuatan listrik. Mereka dinamakan ion.

• Sebuah atom yang kehilangan elektron memiliki muatan positif, disebut kation.

• Sebuah atom yang memperoleh elektron memiliki muatan negatif, disebut anion.

3

shddin © 2008Isotop

Isotop karbon: sebuah atom karbon memiliki nomer atom 6 dan nomer massa atom 12, 13, dan 14, tergantung pada jumlah neutron di intinya.

shddin © 2008Tabel Periodik Unsur

4

shddin © 2008Mineral

• terbentuk alamiah• senyawa anorganik• komposisi kimiawi tertentu• struktur kristal tertentu• sifat fisik yang konsisten

shddin © 2008Mineral : Terbentuk Alamiah

Terbentuk alamiah artinya material kristalin sintetis adalah bukan mineral.

5

Mineral terbentuk oleh atom-atom yang saling mengikat.Ada dua jenis ikatan yang banyak terbentuk di alam: ikatan ion dan ikatan kovalen.

Pembentukan ikatan ion antara sodium dan klor dilakukan oleh pertukaran elektron kulit terluar dari atom sodium kepada atom klor; proses ini menghasilkan kulit terluar yang stabil bagi kedua atom tersebut.


Ikatan kovalen terbentuk ketika dua atom berbagi elektron. Ikatan antara silikon dan oksigen, yang banyak jenis mineralnya, adalah terutama terbentuk oleh ikatan ini.


6

Gambar sebelah kiri menunjukkan pola kerangka 3-dimensi atom-atom karbon dalam mineral intan (diamond) yang terbentuk dari ikatan kovalen.

Gambar sebelah kanan memperlihatkan ikatan kovalen pada grafit (graphite), tetapi di sini atom-atom karbon membentuk lapisan-lapisan yang diikat oleh ikatan van der Waals. Lapisan itu sendiri sangat kuat, namun ikatan antar lapisan sangat lemah.


shddin © 2008Mineral : Senyawa Anorganik

Senyawa anorganik tersusun sepenuhnya oleh komponen-komponen non-organik.

Organik: dominan C, N, O, H

7

shddin © 2008Mineral : Komposisi Kimiawi TertentuBeberapa mineral sebetulnya adalah kelompok mineral.Semua anggota kelompok umumnya memiliki jenis struktur yang sama, sifat fisik yang sama, dan secara kimia saling terkait, namun mereka juga memiliki perbedaan kimia tertentu.

Contoh: mineral piroksen sebetulnya sebuah kelompok yang tersusun oleh augit, diopsit, hedenbergit, pigeonit, enstatit, ferrosilit, dan masih ada beberapa lagi…

Gambar mikroskopis dari permukaan kristal grafit. Setiap titik berwarna kuning adalah atom karbon.

shddin © 2008Mineral : Struktur Kristal Tertentu

Struktur kristal suatu mineral adalah pola susunan 3 dimensi dari atom-atom penyusunnya.

8

Struktur kristal sodium klorida, mineral halit (halite). Diagram sebelah kiri menunjukkan ukuran ion sodium dan klorin, sedangkan diagram sebelah kanan menunjukkan lokasi setiap ion di dalam struktur kristal.

shddin © 2008Mineral : Struktur Kristal Tertentu

shddin © 2008Mineral : Sifat Fisik yang KonsistenIdentifikasi sifat fisik dipergunakan untuk menentukan jenis mineral tanpa bantuan peralatan kristalografis atau kimia.

Sifat fisik banyak ragamnya, sebagian meliputi kekerasan, bentuk, warna, belahan, dan lain-lain..

9

Skala Mohs

shddin © 2008Sifat Fisik Mineral : Kekerasan

shddin © 2008Sifat Fisik Mineral : BelahanBelahan adalah pecahan yang teratur dan sistematis di sepanjang bidang yang dapat diperkirakan. Bidang belahan terkontrol secarakristalografis: mereka berasal dari bidang ikatan lemah dan struktur kristal.

10

(a) Belahan 1 arah pada mica.

(b) Belahan 2 arah saling tegak lurus pada feldspar.

(c) Belahan 3 arah saling tegak lurus pada halite.

(d) Belahan 3 arah tidak saling tegak lurus pada calcite.

shddin © 2008Sifat Fisik Mineral : Belahan

Gambar ini adalah sayatan tipis dari mineral amfibol (amphibole) berukuran ~1 cm, memperlihatkan dua bidang belahan yang bertemu pada sudut lancip.

Semua mineral amfibol akan memperlihatkan pola belahan seperti ini.

shddin © 2008Sifat Fisik Mineral : Belahan

11

shddin © 2008Sifat Fisik Mineral : BelahanIni adalah contoh berukuran beberapa cm dari mineral yang sama, amfibol. Tampak bahwa menentukan belahan pada contoh mineral tidak selalu mudah.

Perhatikan dimana contoh tersebut pecah untuk kehadiran bidang-bidang belahan yang berulang.

shddin © 2008Sifat Fisik Mineral : BelahanPenting untuk diperhatikan:- Jumlah bidang belahan- Kualitas belahan- Sudut belahan

Kalsit adalah mineral yang mudah pecah dalam 3 bidang yang tidak saling tegak lurus.

12

shddin © 2008Sifat Fisik Mineral : Bentuk KristalKristal seringkali memiliki bentuk tertentu. Contohnya: garnet (garnet) memiliki bentuk dodekahedra (12 sisi), pirit (pyrite) memiliki kubik (6 sisi).

Perhatikan bahwa tidak satu pun dari kedua mineral tersebut memiliki bidang belahan yang jelas. Meskipun struktur kristalnyamembuat kristal dengan bentuk bangun yang berkembang baik, jika pecah kedua mineral tersebut tidak akan membelah pada bidang yang teratur.

Kristal suatu mineral berkembang dalam berbagai bentuk, beberapa diantaranya adalah:(a) Kristal kubik (6 sisi), misal: halit (halite), galena (galena), dan

pirit (pyrite).(b) Kristal dodecahedral (12 sisi), misal: garnet (garnet).(c) Kristal oktahedral (8 sisi), misal: intan (diamond).(d) Kristal prisma terpancung piramida, misal: kuarsa (quartz).

shddin © 2008Sifat Fisik Mineral : Bentuk Kristal

13


Semua kristal turmalin (tourmaline) memiliki penampang trigonal membulat.

shddin © 2008Sifat Fisik Mineral : Bentuk KristalSebagian menyebut bentuk kristalnya sebagai acicular(seperti jarum), radiating, prismatic (seperti tongkat), fibrous (seperti serat), globular (seperti balon), dan lain-lain…

14

shddin © 2008Sifat Fisik Mineral : Bentuk KristalBeberapa mineral cenderung tidak memiliki bentuk kristal yang baik.

Malasit (malachite) atau hydrous Cu-carbonate cenderung membentuk agregasi kristal fibrous. Kenampakan bergelombang tergantung pada bagaimana cara memotong sampel.


Perak (silver) dan emas (gold) memiliki bentuk tidak beraturan, bahkan kadang berbentuk kawat yang tersusun oleh kristal-kristal kecil.

15

shddin © 2008Sifat Fisik Mineral : Bentuk KristalSuatu mineral dapat memiliki banyak bentuk kristal, contoh: kalsit (calcite).

Intan : telah dibentuk (dipotong, dihaluskan, dipoles).

Intan : original.


16

shddin © 2008Sifat Fisik Mineral : Sudut Antar Muka KristalSemua kristal kuarsa (quartz), apa pun bentuk dan ukurannya, memiliki sudut antar muka (interfacial angles) tertentu dan konstan.

Tampak samping dan penampang 3 kristal kuarsa (quartz) yang memperlihatkan konsistensi sudut antar muka:(a) Kristal yang terbentuk sempurna,(b) Kristal berukuran besar,(c) kristal yang tidak berkembang baik.

shddin © 2008Sifat Fisik Mineral : Sudut Antar Muka Kristal

17

shddin © 2008Sifat Fisik MineralWarna : cahaya yang diteruskan dan

yang dipantulkan.Cerat : warna mineral yang telah

dihancurkan dalam bentuk bubuk.

Kilap : kenampakan mineral dalam memantulkan cahaya.

shddin © 2008Sifat Fisik Mineral

Hematit : kilap logam

Ortoklas : kilap non-logam.

18


(a) Grafit, dapat untuk menulis.

(b) Magnetit, bersifat magnetik.

(c) Kalsit, transparan dan refraksi ganda.


Retakan: bagaimana mineral pecah tidak mengikuti bidang belahan tertentu (seperti pecahan konkoidal pada kuarsa (quartz) dan gelas (glass)).

19

shddin © 2008Sifat Fisik MineralMineral seperti sulfur (sulphur) selalu berwarna kuning dan lembut.

shddin © 2008PolimorfIntan (diamond) dan grafit (graphite) terbentuk seluruhnya oleh karbon, namun keduanya memiliki sifat fisik yang sangat berbeda.

Polimorf (polymorphs) adalah material dengan komposisi kimia yang sama namun berbeda struktur kristalnya.

20

shddin © 2008Mineral-Mineral Silikat• Kelompok mineral yang membentuk 95% kerak Bumi adalah

silikat, sehingga mereka merupakan mineral pembentuk batuan (rock-forming minerals) yang paling penting.

• Beberapa mineral yang paling penting dalam kelompok silikat adalah:

- Kuarsa (quartz)- Feldspar (feldspar)- Mika (mica)- Amfibol (amphibole)- Piroksen (pyroxene)- Olivin (olivine)- Garnet (garnet)

shddin © 2008Unsur dan Mineral yang Banyak Dijumpai

21

shddin © 2008Rock Forming Minerals

silicon atom at center

schematic representation

oxygen atoms

Secara sistematis berbentuk piramida

shddin © 2008Mineral-Mineral Silikat• Bangun paling dasar dari kelompok mineral silikat adalah

tetrahedron silika.

• Setiap tetrahedron dibentuk oleh sebuah atom silikon dikelilingioleh empat atom oksigen. Kelompok ini memiliki muatan negatif -4, sehingga akan membuat ikatan dengan kation.

22

amphibole group

pyroxene group

mica group

tourmalineolivine, garnet

Increa

sing

comple

xity

shddin © 2008Mineral-Mineral Silikat

the triangles represent silica

tetrahedra, viewed from above

metal cations (Fe, Mg, Ca)

shddin © 2008Mineral-Mineral Silikat : Struktur PiroksenSetiap tetrahedron silika dalam piroksen saling terikat satu sama lainnya, membentuk satu rantai panjang.

23

the triangles represent silica

tetrahedra, viewed from above

metal cations (Fe, Mg, Ca)

shddin © 2008Mineral-Mineral Silikat : Struktur AmfibolJaringan silikat dalam amfibol dibentuk oleh dua rantai saling terhubung.

view from above at silica layer

side view

metal cations (Fe, Mg, Ca)interlayer cations (Na, K, H2O)

shddin © 2008Mineral-Mineral Silikat : Struktur MikaMika adalah silikat dengan struktur lembaran. Tetrahedra silikat bergabung membentuk lembaran 2-D.

Masing-masing lembaran terikat secara lemah oleh lapisan kation.

24

shddin © 2008Mineral-Mineral Silikat : Silikat KompleksMineral kuarsa (quartz) memiliki bentuk jaring silikat yang paling kompleks, dimana setiap tetrahedron silika saling terhubungkan satu dengan lainnya secara rumit.

shddin © 2008Ferromagnesian Silicates

Common ferromagnesian silicates: (a) Olivine(b) Augite, a pyroxene

group mineral; (c) Hornblende, an

amphibole group mineral

(d) Biotite mica.

25

shddin © 2008Nonferromagnesian Silicates

Common nonferromagnesian silicates:(a) Quartz (b) Potassium feldspar (orthoclase) (c) Plagioclase feldspar (d) Muscovite mica

shddin © 2008Mineral-Mineral Silikat : Feldspar & Kuarsa

Feldspar memiliki 2 belahan, berbentuk kristal balok.

Kuarsa tidak memiliki belahan, umumnya berbentuk kristal prismatik.

26

shddin © 2008Mineral-Mineral Silikat : Feldspar & Kuarsa

Struktur feldspar memiliki bidang-bidang ikatan lemah, yang membentuk belahan.

Struktur kuarsa tidak memiliki bidang dengan ikatan lemah, sehingga tidak ada belahan.

shddin © 2008Ragam Kuarsa(a) colorless quartz(b) smoky quartz(c) amethyst(d) agate(e) rose quartz

27

Plagioklas (plagioclase) = Ca,Na feldsparFeldspar alkali (alkali feldspar) = K, Na feldspar

shddin © 2008Mineral-Mineral Silikat : Feldspar

Feldspar plagioklas menunjukkan striasi pada satu bidang belahnya, hal ini tidak pernah tampak pada feldspar alkali. Beberapa jenis plagioklas juga tampak berkilau.

shddin © 2008Mineral-Mineral Non-SilikatMeski mineral-mineral kelompok silikat sangat penting, namun ada pula mineral-mineral lain yang juga penting dalam membentuk batuan.

• Kalsit – calcite (CaCO3) – penyusun batugamping dan marmer.• Gipsum – gypsum (CaSO4.2H2O) – mineral evaporit yang umum

dijumpai.• Halit – halite (NaCl) – mineral evaporit yang umum dijumpai.• Magnetit – magnetite (Fe3O4) – mineral minor yang banyak

dijumpai dan sebagai bijih besi.• Pirit – pyrite (FeS2) – mineral minor yang banyak dijumpai.• Galena – galena (PbS) – bijih timbal.• Grafit – graphite (C) – mineral minor yang banyak dijumpai.

28

shddin © 2008Mineral Non-Silikat

(a) Calcite (CaCO3) adalah mineral karbonat yang utama. (b) Galena (PbS) adalah mineral sulfida dan bijih timbal.(c) Gypsum (CaSO4.2H2O) adalah mineral sulfat yang utama.(d) Halite (NaCl) adalah contoh mineral kelompok halida.

shddin © 2008Rock Forming Minerals

Batuan beku granit tersusun utamanya oleh feldspar alkali dan kuarsa, sedikit feldspar plagioklas, dan mineral aksesoris seperti mika biotit. (a) Sampel setangan. (b) Fotomikrograf.

1

03. Batuan Beku03. Batuan Beku

MFS 1810MFS 1810



20082008

shddin © 2008Magma• Batuan beku (igneous rock;

dari Bahasa Latin: ignis = api) adalah batuan yang terbentuk langsung dari pembekuan magma.

• Magma adalah zat cair-liat-pijar yang merupakan senyawa silikat dan ada di bawah kondisi tekanan dan suhu tinggi di dalam tubuh bumi (kerak atau mantel).

2

shddin © 2008Magma

> 65

53 - 65

45 - 52

Kandungan silika (%)

Non-ferromagnesian silicatesAsam (felsic)

Campuran dari mineral kelompok asam dan basa

Intermediate

Ferromagnesian silicatesBasa (mafic)

Kelompok mineralJenis Magma

shddin © 2008

• Unsur-unsur utama (total 98.03%) penyusun magma:Oksigen (O-2) 45.20%Silikon (Si+4) 27.20%Aluminium (Al+3) 8.00%Besi (Fe+2,+3) 5.80%Kalsium (Ca+2) 5.06%Magnesium (Mg+2) 2.77%Sodium (Na+1) 2.32%Potassium (K+1) 1.68%

Magma

• Magma memiliki densitas lebih kecil daripada batuan di sekitarnya, sehingga magma cenderung naik ke atas menuju permukaan.

• Sebagian magma mengalir di permukaan sebagai lava, sebagian lagi dilontarkan dengan kuat ke udara sebagai material piroklastik (pyroclastic; dari Bahasa Yunani: pyro = api dan klastos = hancur).

3

shddin © 2008Magma• Lava yang keluar di permukaan tercatat memiliki kisaran

temperatur 1000 – 1200 oC. Ketika St. Helens meletus di tahun 1980, material piroklastik yang dilontarkannya memiliki temperatur sekitar 300 – 420 oC, diukur saat 2 minggu setelah letusan!

• Magma memiliki sifat viskositas, atau resistensi untuk mengalir, yang dikontrol oleh kandungan silika. Mineral silika tersusun oleh jaringan tetrahedra dengan ikatan antar atom yang sangat kuat, sehingga sulit untuk bersifat mengalir. Semakin asam magma, semakin banyak mineral silika, semakin kental atau semakin tinggi viskositasnya. Sebaliknya magma basa; dimana pada letusan 1783 di Iceland pernah diukur pergerakan magmanya mencapai jarak 80 km.

shddin © 2008Deret Reaksi Bowen• Urutan

kristalisasi dari mineral-mineral pembentuk batuan beku menyediakan kunci terhadap pemahaman sejarah pendinginan magma.

• Asumsi dasar: semua magma berasal dari magma induk basa.

4

shddin © 2008

• Dalam deret diskontinyu (discontinuous branch), yang hanya tersusun oleh mineral ferro-magnesian silicates, satu mineral berubah menjadi mineral lainnya pada kisaran temperatur tertentu dengan melakukan reaksi terhadap sisa larutan magma.

• Bila pendinginan berlangsung terlalu cepat dimana mineral yang telah ada tidak sempat bereaksi seluruhnya dengan sisa magma, seringkali mineral tersebut memiliki rim (selubung) yang tersusun oleh mineral yang terbentuk sesudahnya. Misalkan: olivin dengan rim piroksen.

• Ketika biotit telah mengkristal, pada dasarnya semua besi dan magnesium di dalam larutan magma telah selesai dipergunakan untuk membentuk mineral. Berakhir pula deret diskontinyu.

Deret Reaksi Bowen

shddin © 2008

• Demikian pula dengan deret kontinyu (continuous branch), yang hanya dibangun oleh mineral fledspar plagioklas. Plagioklas kaya kalsium terbentuk lebih dahulu, untuk kemudian ketika temperatur turun akan bereaksi dengan sisa larutan magma membentuk plagioklas yang sedikit kaya sodium. Demikian seterusnya hingga semua kalsium dan sodium habis dipergunakan.

• Bila pendinginan terlalu cepat, akan terbentuk zoning pada plagioklas, dimana plagioklas kaya kalsium dikelilingi plagioklas kaya sodium.

Deret Reaksi Bowen

5

shddin © 2008

• Bila kedua deret tersebut telah selesai dan semua besi, magnesium, kalsium, dan sodium telah habis, idealnya yang tersisa di dalam larutan magma hanyalah potassium, aluminium, dan silika.

• Semua unsur sisa tersebut akan bergabung membentuk ortoklas potassium feldspar (KAlSi3O8).

• Jika tekanan air cukup tinggi, lembaran silika dalam bentuk mikamuskovit akan terbentuk.

• Sisanya, larutan magma didominasi oleh silika dan oksigen, akan membentuk mineral kuarsa (SiO2).

• Kristalisasi feldspar potassium dan kuarsa bukanlah deret reaksi, karena mereka terbentuk saling independen.

Deret Reaksi Bowen

shddin © 2008Deret Reaksi Bowen

6

shddin © 2008Deret Reaksi Bowen

Fotomikrograf dari kristal plagioklas terzonasi, inti kaya kalsium dikelilingi secara gradual oleh material kaya sodium. Magma yangmengandung kristal seperti ini mengalami proses pendinginan yang terlalu cepat untuk membiarkan transformasi sempurna dari plagioklas kaya kalsium menjadi plagioklas kaya sodium.

shddin © 2008Proses Pembentukan Magma• Secara global, magma muncul di permukaan pada dua zona: (1)

zona pemekaran lempeng samudera, dan (2) zona penunjaman lempeng samudera.

• Gradien panas bumi (geothermal gradient) bertambah bila semakin dalam. Nilainya rata-rata 25 oC/km. Sehingga semakin dalam batuan semakin panas, namun tetap bersifat padat, karena suhu lelehnya juga meningkat dengan bertambahnya tekanan.

• Tetapi dibawah zona pemekaran lempeng, temperatur melebihi suhu leleh, karena tekanan berkurang akibat terbukanya lempeng.

• Ditambah lagi dengan adanya air laut yang masuk lewat retakan batuan turut mengurangi suhu leleh di bawah zona pemekaran, karena air membantu energi panas dalam memecahkan ikatan kimia dalam mineral.

7

shddin © 2008

(a) Suhu leleh meningkat dengan bertambahnya tekanan, sehingga penurunan tekanan pada suatu tubuh batuan panas dapat menyebabkan pelelehan.

(b) Kurva leleh bergeser ke kiri ketika terdapat air yang membantu lepasnya ikatan kimia didalam mineral.

Proses Pembentukan Magma

shddin © 2008Proses Pembentukan Magma di Zona Pemekaran• Magma yang terbentuk di zona pemekaran bersifat basa (45 –

52 % silika).

• Tetapi batuan mantel atas darimana magma berasal bersifat ultrabasa (<45 % silika), tersusun terutama oleh mineral-mineral silika ferromagnesian dan hanya sedikit mineral-mineral silika non-ferromagnesian.

• Penyebab perubahan komposisi dari batuan induk ultrabasa menjadi magma basa adalah proses pelelehan sebagian (partial melting), dimana hanya sebagian batuan induk saja yang meleleh membentuk magma.

• Partial melting dapat terjadi karena mineral-mineral penyusun suatu batuan memiliki suhu leleh yang berbeda satu dengan lainnya.

8

shddin © 2008Proses Pembentukan Magma di Zona Pemekaran• Mengacu pada reaksi Bowen, urutan mineral-mineral tersebut

meleleh adalah terbalik dengan urutan kristalisasinya. Sehingga kuarsa, feldspar potassium, dan plagioklas kaya sodium, meleleh terlebih dahulu sebelum silika ferromagnesian dan plagioklas kaya kalsium.

• Sehingga ketika batuan ultrabasa mulai meleleh, mineral-mineral kaya silika meleleh terlebih dahulu, diikuti oleh yang kurang kandungan silikanya. Sehingga jika pelelehannya tidak sempurna, akan terbentuk magma basa yang lebih banyak kandungan silikanya daripada batuan induknya.

shddin © 2008Proses Pembentukan Magma di Zona Penunjaman• Magma yang terbentuk di zona pemekaran bersifat menengah

(53 – 65 % silika) dan asam (>65 % silika), berasal dari batuan penyusun kerak samudera yang bersifat basa (45 – 52 % silika).

• Perubahan komposisi dari batuan induk basa menjadi magma menengah dan asam dapat dijelaskan dengan proses pelelehan sebagian (partial melting).

• Partial melting terjadi ketika lempeng samudera yang menunjam mencapai kedalaman tertentu dimana temperaturnya cukup tinggi untuk memulai pelelehan sebagian.

• Air laut yang sebagian terbawa oleh batuan kerak samudera hingga kedalaman tertentu menjadi terpanaskan dan mempercepat proses pelelehan dan pembentukan magma.

9

shddin © 2008Proses Pembentukan Magma di Zona Penunjaman• Pengayaan kandungan silika bukan hanya karena proses partial

melting pada batuan kerak samudera yang basa, namun juga terjadi pada batuan sedimen kaya silika yang ikut terseret bersama-sama penunjaman lempeng samudera.

• Selain itu ketika magma naik menembus kerak benua, pengayaan (enrichment) karena reaksi magma dengan batuan sekitar yang kaya silika, semakin menambah asam magma yang terbentuk.

shddin © 2008Proses Pembentukan Magma di Zona Penunjaman

10

shddin © 2008Perubahan Komposisi Magma• Komposisi magma dapat berubah oleh pengendapan kristal

(crystal settling), suatu proses yang melibatkan pemisahan mineral oleh pengendapan akibat gaya gravitasi.

• Olivin, mineral silikat feromagnesian pertama terbentuk dan berat jenis paling besar, cenderung tenggelam ke bagian bawah magma, membuat magma bagian atas lebih kaya silika, sodium, dan potassium.

• Observasi pada sill menunjukkan bagian dasarnya memang lebih banyak mengandung olivin dan piroksin dibandingkan bagian atas.

• Proses pengendapan kristal ini tidak efektif untuk menghasilkan magma asam, karena diperkirakan untuk membentuk suatu volume magma asam dibutuhkan magma basa 10 kali lebih banyak. Hal ini tidak dijumpai pada tubuh-tubuh batuan intrusi.

shddin © 2008Perubahan Komposisi Magma• Komposisi magma juga dapat berubah oleh asimilasi

(assimilation), suatu proses dimana magma bereaksi dengan batuan di sekitarnya (disebut country rock).

• Bukti adanya asimilasi datang dari inklusi (inclusion), yaitu fragmen country rock yang masuk ke dalam suatu batuan beku yang menerobosnya.

• Meski asimilasi betul terjadi, namun proses ini diperkirakan tidak efektif untuk menghasilkan magma asam, karena proses asimilasi juga mempercepat dinginnya magma. Sehingga hanya sedikit saja jumlah batuan sekitar yang dapat berasimilasi dan merubah komposisi magma.

11

shddin © 2008Perubahan Komposisi Magma

shddin © 2008Pembentukan Magma dan Tektonik Lempeng

12

shddin © 2008Batuan Beku• Semua batuan beku intrusif dan hampir semua batuan beku

ekstrusif terbentuk ketika mineral mengkristal dari magma.

• Proses kristalisasi melibatkan pembentukan inti kristal(nucleation) dan pertumbuhannya.

• Atom-atom di dalam magma bergerak secara konstan, namun ketika pendinginan terjadi beberapa atom bergabungmembentuk kelompok kecil (disebut inti atau nuclei). Dengan bertambahnya atom yang bergabung dalam urutan yang tertentu, nuclei akan tumbuh menjadi kristal mineral.

• Dalam pendinginan yang cepat, kecepatan pembentukan nuclei melampaui kecepatan pertumbuhannya, menghasilkan kumpulan mineral-mineral berukuran halus.

• Dalam pendinginan yang lambat, kecepatan pertumbuhan nuclei melampaui kecepatan pembentukannya, menghasilkan mineral-mineral yang berukuran besar.

shddin © 2008Tekstur Batuan BekuEfek kecepatan pendinginan magma terhadap pembentukan dan pertumbuhan kristal:(a) pendinginan yang

cepat menghasilkan butiran kristal kecil dan tekstur afanitik.

(b) pendinginan yang lambat menghasilkan butiran kristal yang besar dan tekstur faneritik.

13

shddin © 2008Tekstur Batuan Beku

Aphanitic, tekstur butiran halus dimana mineral terlalu kecil untuk dilihat mata telanjang tanpa kaca pembesar.


Phaneritic, tekstur berbutir kasar dimana mineral dapat mudah terlihat mata telanjang tanpa kaca pembesar.

14

shddin © 2008Tekstur Batuan BekuPorphyritic, tersusun oleh mineral-mineral dengan berbagai ukuran, dengan mineral berukuran besar yang disebut kristal sulung (phenocryst) dikelilingi mineral berukuran kecil yang disebut massa dasar (ground mass).


Tekstur gelasan (glassy texture) berkembang ketika magma mendingin dengan cepatnya sehingga perpindahan ion-ion untuk membentuk kristal terhambat. Tekstur gelasan umumnya terbentuk pada kerak aliran lava dan dalam magma cair.

15


Tekstur vesikular(vesicular texture) terbentuk ketika magma mengandung sejumlah gas dan uap air yang terperangkap ketika pendinginan magma berlangsung.


Tekstur piroklastik (pyroclastic texture) terbentuk ketika kristal, bongkah batuan dan gelas disemburkan dari kawah gunungapi sebagai abu panas. Material tersebut kemudian diendapkan sebagai jatuhan abu (ash fall) atau sebagai aliran abu (ash flow).

16

shddin © 2008Klasifikasi Batuan Beku

shddin © 2008Contoh Batuan Beku

Batuan ultra basa: peridotite, tersusun sebagian besar oleh mineral olivine dan pyroxene.

• Peridotit diduga merupakan batuan penyusun mantel atas.

• Lava ultrabasa paling muda berumur 2.5 milyar tahun.

17


Basalt, tersusun oleh plagioclase, pyroxene, dan olivine.


Basalt

18


Porphyritic Basalt


Gabbro, tersusun oleh pyroxene, plagioclase, dan olivine.

19


Gabbro


Andesite, tersusun oleh plagioclase, pyroxene, dan amphibole.

20


Porphyritic Andesite


Diorite, tersusun oleh plagioclase, amphibole, quartz, dan biotite.

21


Diorite


Porphyritic Diorite

22


Rhyolite, tersusun oleh K-feldspar, plagioclase, quartz, dan biotite.


Rhyolite

23


Granite, tersusun oleh K-feldspar, quartz, plagioclase, dan biotite.


Granite

24


Porphyritic Granite


Pegmatite adalah istilah secara tekstur untuk batuan beku asam yang ukuran mineralnya sangat besar. Komposisi mineralnya mendekati granite, dengan ukuran butir mineralnya dapat mencapai lebih dari 3 cm.

25

shddin © 2008Klasifikasi Batuan Beku Lainnya

ObsidianGelasan(glassy)

Volcanic brecciaTuff

Piroklastik(pyroclastic)

Pumice ScoriaVesikular(vesicular)

Tekstur

Asam BasaKomposisi


Obsidian

26


Obsidian


Pumice

27


Pumice


Scoria

28


Tuff

shddin © 2008Klasifikasi Batuan BekuBerdasarkan atas letak membekunya magma:1. Batuan beku dalam (intrusive igneous rocks) concordant vs

discordant2. Batuan beku luar (extrusive igneous rocks)

29

shddin © 2008Klasifikasi Batuan Beku

Dike

Sill

1

04. Proses Sedimentasi 04. Proses Sedimentasi dan Batuan Sedimendan Batuan Sedimen

MFS 1810MFS 1810



20082008

shddin © 2008Terbentuknya Batuan Sedimen

Proses terbentuknya batuan sedimen dari batuan yang telah ada sebelumnya. Material yang berasal dari proses pelapukan kimiawi dan mekanis, ditransportasikan dalam bentuk larutan dan padat, dan diendapkansebagai sedimen, yang kemudian terlitifikasimenjadi batuan sedimen.

2

Pelapukan

Differential weathering: terjadi karena batuan berbeda dalam komposisi dan struktur yang menyebabkan perbedaan tingkat kecepatan pelapukan.Pelapukan terdiri dari 2 jenis:1. Pelapukan mekanis2. Pelapukan kimiawi

Pelapukan (weathering) adalah proses hancurnya fisik batuan (disintegrasi) dan perubahan kimiawi (dekomposisi) batuan dan mineral pada atau di dekat permukaan bumi.

shddin © 2008

Pelapukan MekanisPelapukan mekanis terjadi bila gaya-gaya fisika memecahkan material batuan menjadi potongan-potongan yang lebih kecil dengan masih mempertahankan komposisi kimia batuan induknya.Proses pelapukan mekanis meliputi:1. Pembekuan es (frost action)2. Pelepasan tekanan (pressure release)3. Pemuaian dan penyusutan panas (thermal expansion and contraction)4. Pertumbuhan kristal garam (salt crystal growth)5. Aktifitas organisme

shddin © 2008

3

Pelapukan Mekanis akibat Pembekuan Es

Pelapukan akibat pembekuan es terjadi ketika air meresap masuk kedalam bidang retakan dan mengembang ketika membeku. Pecahan-pecahan batuan akan terbentuk ketika proses tersebut terjadi berulangkali.

shddin © 2008

Pelapukan Mekanis akibat Pelepasan Tekanan

Kekar lembaran pada granit terbentuk ketika erosi menghilangkan batuan penutup dan menghilangkan gaya tekan yang ada. Batuan kemudian mengembang dan retakan-retakan yang sejajar bidang permukaan terbentuk.Proses seperti ini juga seringkali terjadi dalam proses penambangan (rock burst) yang membahayakan jiwa para penambang.

shddin © 2008

4

Pelapukan Mekanis akibat Pemuaian dan PenyusutanBatuan merupakan konduktor panas yang jelek, sehingga bila terkena panas permukaan batuan akan lebih memuai daripada bagian dalamnya, mengakibatkan permukaan batuan mengalami keretakan.

Mineral berwarna gelap lebih menyerap panas dibandingkan dengan mineral berwarna cerah, menyebabkan heterogenitas tingkat pemuaian antar mineral dalam suatu batuan.

shddin © 2008

Pelapukan Mekanis akibat Kristal Garam

Air yang mengandung garam meresap kedalam kayu, dan ketika airnya menguap garam yang tertinggal mengembang dan memecahkan serat-serat kayu.

shddin © 2008

5

Pelapukan Mekanis akibat Organisme

Akar pepohonan

Jamur

shddin © 2008

Pelapukan KimiwiPelapukan kimiwai terjadi ketika material batuan mengalami perubahan komposisi (dekomposisi) oleh reaksi kimiawi.

Umumnya ada 3 proses pelapukan kimiawi:1. Solusi

contoh: CaCO3 + H2O + CO2 Ca+2 + 2HCO3-

Kalsit Air Karbon ion iondioksida kalsium bikarbonat

2. Oksidasicontoh: 4Fe + 3O2 2Fe2O3

Besi Oksigen Oksida besi (Hematit)

3. Hidrolisacontoh: 2KAlSi3O8 + 2H+ + 2HCO3

- + H2O Ortoklas ion ion air

hidrogen bikarbonatAl2Si2O5(OH)4 + 2K+ + 2HCO3

- + 4SiO2Lempung ion ion silika(Kaolin) potassium bikarbonat

shddin © 2008

6

Pelapukan Kimia akibat Solusi

Ketika pelarutan (solusi) terjadi, ion-ion suatu materi terpisah dalam suatu cairan, dan material padat menjadi larut. Air merupakan pelarut yang efektif karena bentuk molekulnya yang asimetris, mempunyai muatan listrik positif pada ujung atom hidrogen dan muatan listrik negatif pada ujung oksigen. Diagram dibawah menunjukkan proses pelarutan (disolusi) sodium khlorida (NaCl) di dalam air.

shddin © 2008

Faktor Pengontrol Tingkat Pelapukan KimiawiPelapukan kimiawi bekerja pada permukaan batuan, dimana prosesnya berjalan dari luar ke arah dalam. Beberapa faktor yang mengontrol tingkat kecepatan pelapukan kimiawi adalah:1. Ukuran partikel2. Iklim3. Jenis material induk

shddin © 2008

7

Ukuran Partikel dan Tingkat Pelapukan

Ketika batuan terbelah menjadi bongkah-bongkah berukuran kecil, luas permukaannya bertambah namun volumenya tetap. Semakin luas permukaan suatu batuan, semakin intensif proses pelapukan yang dialaminya.

shddin © 2008

Iklim dan Tingkat Pelapukan shddin © 2008

8

Material Induk dan Tingkat Pelapukan shddin © 2008

Pelapukan Membola

(a)Pelapukan membola terjadi ketika tubuh batuan terbelah-belah oleh bidang kekar dan mengalami proses pelapukan kimia.

(b)Proses pelapukan kimia tersebut berjalan paling intensif pada bagian sudut dan tepi bongkah.

(c) Ketika suatu bongkah telah terlapukkan menjadi bola, seluruh permukaannya akan mengalami proses perlapukan dengan intensitas yang sama dan tidak akan ada lagi perubahan bentuk; yang berubah hanyalah ukuran bolanya saja yang terus mengecil.

shddin © 2008

9

TanahTebal dan tipisnya tanah dipengaruhi oleh beberapa faktor, yaitu:1. Jenis batuan induk (komposisi mineral batuan induk)2. Relief topografi permukaan bumi3. Iklim4. Organisme5. Waktu

shddin © 2008

Ketebalan Tanah

Dikontrol oleh jenis batuan induk; granit lebih mudah lapuk dibandingkan dengan kuarsit, sehingga tanahnya pun lebih tebal.

Dikontrol oleh relief topografi; lereng perbukitan yang curam tidak akan mampu menahan tanahnya dari gerakan massa, sehingga tanahnya pun lebih tipis, bila dibandingkan dengan dataran.

shddin © 2008

10

Ketebalan Tanah

Diagram pembentukan tanah sebagai fungsi dari iklim dan tumbuhan; proses tersebut berlangsung intensif bila curah hujan dan suhu relatif tinggi.

shddin © 2008

Terbentuknya Batuan Sedimen

Proses terbentuknya batuan sedimen dari batuan yang telah ada sebelumnya. Material yang berasal dari proses pelapukan kimiawi dan mekanis, ditransportasikan dalam bentuk larutan dan padat, dan diendapkansebagai sedimen, yang kemudian terlitifikasimenjadi batuan sedimen.

shddin © 2008

11

Butiran SedimenButiran (partikel) sedimen dibedakan berdasarkan ukurannya.Skala Wentworth paling banyak dipergunakan:

shddin © 2008

Transportasi SedimenButiran partikel sedimen dipindahkan oleh agen transportasi sedimen:1. Air2. Angin3. Glasial

Selama proses transportasi, setiap butiran sedimen mengalami:1. Abrasi yang mengurangi ukuran partikel dan menghaluskan permukaan

butiran (rounded)2. Sortasi (distribusi ukuran butir dalam satu kumpulan butiran sedimen)

shddin © 2008

12

Transportasi Sedimen

• Semakin jauh jarak transportasi, semakin kecil ukuran partikel sedimen dan semakin halus permukaan partikel tersebut (well-rounded).

• Semakin tinggi dan lama durasi kerja energi agen transportasi, semakin seragam/tersortasi ukuran butiran sedimen (well-sorted).

Sifat pembulatan (rounding) dan pemilahan (sorting) butiran sedimen.(a) well-sorted, well-rounded gravel.(b) poorly sorted, angular gravel.

shddin © 2008

Proses LitifikasiProses litifikasi adalah proses perubahan sedimen menjadi batuan sedimen.

Litifikasi melibatkan dua proses:1. Kompaksi (pemadatan), melibatkan proses pembebanan dan dapat

mengurangi volume hingga 40% (untuk sedimen lumpur).2. Sementasi (penyemenan), melibatkan senyawa terlarut yang meresap

melalui medium air kedalam rongga antar sedimen, umumnya terdiri dari:- Kalsium karbonat (CaCO3)- Silika (SiO2)- Oksida besi (Fe2O3) – hematit - Hidroksida [FeO(OH)] – limonit

Kompaksi berlaku efektif untuk butiran sedimen berukuran lumpur, sedangkan untuk yang berukuran pasir dan yang lebih besar lagi memerlukan sementasi.

shddin © 2008

13

Proses Litifikasi shddin © 2008

Klasifikasi Batuan Sedimen shddin © 2008

14

Klasifikasi Batuan SedimenBatuan sedimen detrital tersusun oleh detritus (partikel padat dari batuan yang telah ada sebelumnya). Detritus sering pula disebut dengan nama klastika (yang berarti partikel), sehingga jenis batuannya diidentifikasi memiliki tekstur klastik.

Batuan sedimen kimiawi berasal dari senyawa terlarut hasil dari pelapukan kimiawi, dimana aktifitas kimiawi anorganik maupun organik mengekstraksi senyawa tersebut dan merubahnya menjadi mineral padat.

Batuan sedimen kimiawi yang dihasilkan oleh aktifitas organisme lazim disebut sebagai batuan sedimen bio-kimiawi.

shddin © 2008

Contoh Batuan Sedimen

Konglomerat

Breksi

shddin © 2008

15


Batupasir

Batulempung

shddin © 2008


Ooid

Coquina

Batu kapur

Batugamping

shddin © 2008

16


BatubaraBatu rijang

Batu gipsum

Batu garam

shddin © 2008

Contoh Struktur Sedimen

Current ripple marks Wave ripple marks

shddin © 2008

17

Contoh Struktur Sedimen

Mud cracks

shddin © 2008

Fosil dalam Batuan Sedimen

Fosil Dinosaurus Fosil Manusia?

Fosil Pepatung

Fosil Trilobita

shddin © 2008

18

Lingkungan SedimentasiHampir semua sedimen bergerak dari pegunungan menuju lautan, sehingga lingkungan sedimentasi dapat dibedakan menjadi 3 kelompok: daratan, pesisir/transisi, dan laut.

shddin © 2008

Lingkungan Sedimentasi GlasialGlasier dapat membawa bongkah batuan besar, kerakal, pasir, dan lumpur bersama-sama dengan es. Material-material tersebut sebenarnya diendapkan di tepi glasier ketika es mencair (A) . Sedimen yang dihasilkan umumnya tidak terpilah dan tidak berlapis, dengan butiran sedimen berbentuk runcing-runcing yang terendapkan diatas batuan dasar yang tergerus dan terpoleskan (B). Sungai yang kemudian terbentuk dari cairan es dapat bekerja memilah endapan glasial dan mengendapkannya disekitar tubuh glasier sebagai endapan yang terpilah dan berlapis.

shddin © 2008

19

Lingkungan Sedimentasi Kipas Aluvial

Lingkungan pengendapan ini umumnya berkembang di kaki pegunungan, dimana air kehilangan energinya untuk membawa sedimen ketika melintasi dataran (A). Banjir bandang yang terjadi sangat cepat merupakan faktor penting dalam proses sedimentasi di lingkungan ini, yang mengendapkan sedimen-sedimen berukuran besar (B).

shddin © 2008

Lingkungan Sedimentasi Eolian

Angin adalah agen pemilah butiran sedimen yang sangat efektif. Lempung dan debu dibawa dalam jarak puluhan atau ratusan kilometer sebelum diendapkan. Pasir dipilah dan ditransportasikan dekat dengan permukaan tanah. Gravel tidak dapat dibawa secara efektif oleh angin. Proses utama di lingkungan ini adalah pergerakan gumuk pasir (A). Pasir ditiup melintasi gumuk dan diendapkan di sebaliknya, membentuk struktur silang-siur dengan arah kemiringan mengikuti arah angin (B).

shddin © 2008

20

Lingkungan Sedimentasi Eolian

Parangtritis, DIY

shddin © 2008

Lingkungan Sedimentasi SungaiSungai merupakan saluran transportasi dimana material hasil erosi dibawa dari daratan menuju lautan. Sebelum mencapai lautan, hampir semua sungai berkelok-kelok di sepanjang dataran (A) dan mengendapkan sebagian besar sedimen. Pada lingkungan ini, sedimentasi terjadi di dasar sungai, pada gosong sungai, dan pada dataran limpas banjir. Endapan sungai umumnya dicirikan oleh tubuh channel pasir atau gravel yang memotong perlapisan horisontal lanau dan lempung (B).

shddin © 2008

21

Lingkungan Sedimentasi DeltaSalah satu lingkungan sedimentasi terbesar terjadi ketika aliran sungai memasuki lautan dan mengendapkan sebagian besar sedimennya pada lingkungan delta. Umumnya delta sangat kompleks dan tersusun dari banyak lingkungan pengendapan lainnya, seperti pantai, gosong laut, laguna, rawa, sungai, dan danau (A). Karena delta merupakan gabungan dari lingkungan darat dan laut, banyak jenis sedimen yang dihasilkannya dengan didominasi oleh pasir, lanau dan lempung (B).

shddin © 2008

Lingkungan Sedimentasi PantaiBanyak sedimen terakumulasi di daerah pertemuan darat dan laut, yang biasa disebut daerah transisi. Dalam lingkungan pesisir ini, hadir pula banyak sub-lingkungan sedimentasi seperti pantai, gosong, laguna, dan dataran pasang-surut, masing-masing dengan ciri tersendiri. Ketika gelombang bekerja dengan kuat, lumpur terbawa jauh dan hanya pasir serta kerikil saja yang diendapkan sebagai pantai atau gosong (A). Umumnya endapan pantai berciri terpilah dengan baik, berbentuk bundar, dan umumnya berlapis dalam perlapisan yang miring landai (B).

shddin © 2008

22

Lingkungan Sedimentasi LagunaGosong laut dan terumbu karang dapat mengisolasi sebagian perairan pesisir, membentuk laguna. Karena laguna terlindungi dari energi gelombang yang tinggi, airnya relatif tenang (A). Sedimen berukuran halus, kaya akan bahan organik, terendapkan sebagai lumpur hitam atau batubara. Bila laguna terisi penuh sedimen, maka rawa akan berkembang. Pergerakan turun dan naiknya air laut dapat menggeser posisi gosong penghalang, sehingga endapan batubara hadir berselang-seling dengan endapan pasir (B).

shddin © 2008

Lingkungan Sedimentasi Dataran Pasang-surutLingkungan dataran pasang-surut sangat unik, karena terbentuk dari saling pergantian dari lingkungan laut dangkal dan daratan (A). Energi arus pasang-surut tidak begitu kuat, sedimen yang mampu dibawa umumnya lumpur dan pasir, serta struktur ripplehadir di atas permukaan yang luas. Struktur mud crack umumnya terbentuk ketika air surut. Endapan dataran pasang-surut dicirikan oleh tumpukan lumpur dan pasir dalam lapisan horisontal (B) serta memiliki banyak struktur ripple dan mud crack.

shddin © 2008

23

Lingkungan Sedimentasi TerumbuTerumbu karang adalah struktur dinding padat dari kalsium karbonat yang disusun oleh kerangka binatang laut, umumnya koral. Bentuknya berupa dinding dengan lereng yang terjal menghadap laut lepas (A). Gelombang dapat memecahkan sebagian dari dinding tersebut dan bongkahnya terkumpul di kaki dinding. Penurunan dasar laut secara perlahan menyebabkan terumbu dapat tumbuh mencapai ketebalan lebih dari 1000 m (B). Karena terumbu memiliki toleransi ekologis yang terbatas (koral memerlukan lingkungan laut dangkal yang hangat), endapan terumbu adalah indikator lingkungan purba yang baik.

shddin © 2008

Lingkungan Sedimentasi Terumbu

Parangtritis, DIY

Baron, DIY

shddin © 2008

24

Lingkungan Sedimentasi Laut Dangkal

Laut dangkal membatasi semua daratan (A) dan sedimen yang terendapkan sangat tergantung pada kondisi lokal, seperti iklim, energi gelombang, sirkulasi air, dan suhu. Bila suplai sedimen dari daratan cukup, pasir dan lumpur akan terendapkan. Bila sedimen daratan tidak banyak, batugamping akan berkembang. Endapan laut dangkal dicirikan oleh perselingan batupasir, batulempung dan batugamping yang tipis-tipis (B).

shddin © 2008

Lingkungan Sedimentasi Laut Dalam

Di lingkungan laut dalam, pengendapan sebagian besar disebabkan oleh arus turbit, yang dicirikan oleh endapan dengan struktur perlapisan gradasi. Endapan lainnya adalah lumpur berwarna merah atau coklat yang diendapkan dari suspensi di air laut yang membawa banyak lumpur dan organisme mikroskopis.

shddin © 2008

25

Lingkungan Sedimentasi Laut Dalam

Pergerakan arus turbidit pada lereng laut dalam dapat dipicu oleh longsor atau gempabumi. Sedimen bergerak dalam suspensi, dan ketika arus melemah, material berbutir kasar diendapkan pertama dan diikuti oleh material berbutir halus. Lumpur perlahan-lahan terendapkan ketika arus telah berhenti. Satu kali proses tersebut akan menghasilkan struktur gradasi lapisan.

shddin © 2008

Siklus Naik-Turun Air Laut

Lautan berkembang ke arah daratan. Garis pantai ditandai oleh endapan pasir yang berubah menjadi lumpur dan karbonat ke arah laut.

Lautan semakin berkembang ke arah daratan, mengendapkan lapisan pasir yang ditutupi oleh lumpur dan karbonat.

Semakin berkembang laut, lumpur diendapkan diatas pasir pada garis pantai mula-mula.

Ketika air laut susut, pasir diendapkan diatas lumpur. Sehingga urutan vertika endapan yang terbentuk adalah pasir, lumpur, karbonat, dan pasir.

Tersingkapnya urutan transgresi-regresi (naik-turunnya air laut) memperlihatkan siklus batupasir, batulempung, batugamping, dan batupasir.

shddin © 2008

26

Interpretasi Lingkungan Sedimentasi

Interpretasi lingkungan pengendapan berdasarkan pada jenis batuan sedimen dan hubungan vertikal dan lateralnya. Urutan lingkungan pengendapan pada diagram diatas adalah: kipas aluvial, sungai, rawa, laguna, pantai, dan laut dangkal. Urutan batuan yang terbentuk adalah: konglomerat, batupasir, batulempung, batubara, dan batugamping. Mereka terbentuk dalam urutan vertikal ketika setiap lingkungan bergerak maju dan mundur mengikuti kembang-susut air laut dalam kurun waktu tertentu.

shddin © 2008

1

05. Metamorfisme dan 05. Metamorfisme dan Batuan MetamorfBatuan Metamorf

MFS 1810MFS 1810



20082008

shddin © 2008PendahuluanBatuan metamorfik adalah batuan yang telah berubah karena bertambahnya tekanan dan temperatur (Katili dan Marks, 1963; hal. 90).

Batuan metamorfik mengalami perubahan mineralogik dan struktur oleh metamorfisme dan terjadi langsung dari fase padat tanpa melalui fase cair (Turner, 1954; dalam Williams dkk., 1954; hal. 161-162).

Bahasa Yunani: meta = terubah dan morpho = bentuk

2

shddin © 2008Agen Metamorfisme

Tekanan Temperatur Fluida

shddin © 2008Faktor Tekanan(a) Tekanan litostatis berlaku

seragam ke segala arah di kerak bumi yang disebabkan oleh berat pembebanan batuan diatasnya. Sehingga, tekanan bertambah seiring kedalaman.

(b) Gelas styrofoam berukuran 200 ml diturunkan kedalam samudera pada kedalaman 750 m dan 1500 m. Pertambahan tekanan di segala arah yang dialami oleg gelas tersebut menyebabkan berkurangnya volume namun dengan tetap mempertahankan bentuk dasarnya.

3

shddin © 2008Faktor Tekanan

Granit

Gneiss

Selain tekanan litostatis, batuan juga mengalami stress diferensial (directed pressure) akibat proses deformasi batuan selama pembentukan pegunungan.

Ketika tekanan diterima secara non-homogen, satu dimensi akan menerima stress lebih besar dari yang lain.

shddin © 2008Faktor TekananRekristalisasi mineral dalam stress diferensial selalu berhubungan dengan minimalisasi energi dan pertumbuhan yang tegaklurus terhadap arah stress maksimum.

4

shddin © 2008Faktor Tekanan• Mineral pada batuan

granit mengkristal dari larutan magma tanpa dipengaruhi oleh tekanan. Kristal mineral tumbuh bebas ke segala arah.

• Mineral mika pada batuan gneisstumbuh tegak lurus terhadap arah stress maksimum. Granit termetamorfosa dan mengembangkan foliasi menjadi gneiss.

shddin © 2008Faktor TekananTekanan diferensial bersifat tidak merata ke segala arah, menyebabkan batuan mengalami distorsi, seperti garnet terpuntir pada gambar di samping.

5

shddin © 2008Faktor TemperaturPanas merupakan agen metamorfisme yang penting karena fungsinya untuk meningkatkan kecepatan reaksi kimia yang akan menghasilkan mineral baru.

Panas didalam proses metamorfisme berasal dari 2 sumber:1. Tubuh magma intrusif2. Gradien geotermal akibat penimbunan (~250C/km)

shddin © 2008Faktor FluidaDalam proses metamorfisme, fluida berupa air (H2O) hampir selalu hadir dalam jumlah bervariasi diantara butiran mineral atau di lubang pori bebatuan. Fluida tersebut, yang umumnya mengandung ion terlarut, mempercepat proses metamorfisme dengan cara meningkatkan kecepatan reaksi kimia.

Ada 3 sumber air yang terlibat dalam proses metamorfisme:1. Air terjebak didalam pori batuan ketika batuan tersebut

terbentuk.2. Cairan volatil dari magma.3. Hasil proses dehidrasi dari mineral jenuh air seperti gipsum

(CaSO4.H2O).

6

shddin © 2008Faktor FluidaReaksi air dengan batuan sekitar juga bisa membentuk mineral baru dalam kondisi tekanan dan temperatur tertentu, seperti:

2Mg2SiO4 + 2H2O Mg3Si2O5(OH)4 + MgOOlivine Air Serpentin terbawa dalam

larutan

shddin © 2008Jenis MetamorfismeDikenal 3 jenis metamorfisme:1. Metamorfisme kontak, dimana panas magmatik dan fluida

sangat berperan,2. Metamorfisme dinamik, yang dihasilkan oleh tekanan tinggi

selama deformasi batuan, dan3. Metamorfisme regional, umumnya terbentuk pada daerah yang

luas dan terkait dengan proses pembentukan pegunungan.

Seringkali batas ketiganya tidak begitu tegas, tergantung pada agen metamorfisme mana yang paling dominan.

7

shddin © 2008Metamorfisme KontakMetamorfisme kontak berlangsung ketika suatu tubuh magma merubah batuan yang telah ada disekelilingnya.

Faktor-faktor yang penting:1. Temperatur mula-mula tubuh magma (secara tidak langsung

terkait komposisi: magma basa lebih panas dibandingkan magma asam),

2. Ukuran intrusi,3. Kandungan fluida magma dan/atau batuan disekelilingnya.

Seringkali pada fase akhir pendinginan, ketika suatu tubuh intrusi magma mulai mengkristal, sejumlah besar fluida panas dilepaskan. Larutan fluida tersebut bereaksi dengan batuan disekelilingnya dan menghasilkan mineral-mineral metamorfik baru. Proses ini lazim disebut alterasi hidrotermal dan seringkali menghasilkan mineral bernilai ekonomis tinggi.

shddin © 2008Metamorfisme Kontak

Pengaruh temperatur suatu intrusi terhadap batuan disekelilingnya dan reaksi kimia yang dihasilkannya menghasilkanzona konsentris yang disebut aureoles.

8

shddin © 2008Metamorfisme DinamikMetamorfisme dinamik terjadi akibat pergerakan patahan dimana batuan terkena tekanan diferensial yang tinggi di sepanjang zonapatahan.

Batuan hasil metamorfisme dinamik adalah milonit, bersifat keras, padat, berbutir halus dan dicirikan oleh laminasi tipis.

Foto singkapanSayatan tipis

shddin © 2008Metamorfisme RegionalHampir sebagian besar batuan metamorf dihasilkan oleh proses jenis ini, yang umumnya terjadi di sepanjang batas lempeng konvergen.

Proses ini membentuk gradasi intensitas metamorfisme dari daerah yang terkena tekanan dan temperatur tinggi menuju daerah yang hanya terkena tekanan dan temperatur rendah. Tingkatan metamorfisme tersebut dapat diidentifikasi berdasarkanmineral indeks.

Contohnya:Mineral indeks dalam proses metamorfisme pada batuan yang kaya-lempung:

klorit biotit garnet staurolit kyanit silimanit (200OC) (>500OC)

9

shddin © 2008Metamorfisme Regional

Perubahan mineral indeks relatif terhadap tekanan dan temperatur dalam metamorfisme regional pada batuan serpih.

shddin © 2008Metamorfisme RegionalKurva keseimbangan Al2SiO5

Andalusit

KyanitSilimanit

11

shddin © 2008Klasifikasi Batuan MetamorfNama batuan metamorf dapat mengacu pada protolith (batuan asal) atau pada tingkatan metamorfisme.

Mineral baru yang lebih besar dari mineral sekitarnya disebut porfiroblas (porphyroblasts).


Sekis, difoto tegaklurus bidang foliasi, memperlihatkan lineasi kristal biotit (porfiroblas).

12


Sayatan tipis dari sekis (slide sebelumnya) yang dipotong tegaklurus bidang foliasi. Porfiroblas garnet berbentuk butiran sedangkan biotit berbentuk pipih dan ikut membentuk foliasi dan lineasi. Matriks tersusun oleh kuarsa dan muskovit.

Garnet

Biotit

Kuarsa

Muskovit

shddin © 2008Tekstur Batuan Metamorf

Sekis mika (tekstur foliasi) Kuarsit (tekstur nonfoliasi)

Kedua foto diatas adalah foto sayatan tipis dengan diameter 3 mm.

13

shddin © 2008Contoh Batuan Metamorf

Slate: batuan metamorfik terfoliasi yang berbutir halus. Bidang foliasi umumnya memotong bidang perlapisan batuan asal.

Schist: batuan metamorfik terfoliasi kuat dengan kandungan mineral pipih yang melimpah, umumnya terdiri dari mineral muskovit atau khlorit.


Gneiss: bidang foliasinya disusun oleh perselang-selingan lapisan berwarna terang (umumnya mineral feldspar dan kuarsa) dan lapisan berwarna gelap (mineral silika basa).

Quartzite: batuan metamorfik non-foliasi yang berasal dari batupasir kaya kuarsa.

14


Metaconglomerate: seringkali memperlihatkan butiran yang terlonjongkan.

Marble: batugamping yang mengalami rekristalisasi selama proses metamorfisme, banyak mengandung mineral kalsit.

phylliteschist

slateshale

shddin © 2008Metamorfisme Progresif pada Shale

15

shale

1 mm

slate

1 mm

shddin © 2008Transisi dari Shale menjadi SlateKedua batuan berbutir sangat halus. Metamorfisme dan deformasi menyebabkan mineral lempung rekristalisasi menjadi mika dan reorientasi dalam bidang planar membentuk slaty cleavage.

shddin © 2008Slaty Cleavage

Slaty cleavage umumnya tidak sejajar terhadap bidang perlapisan.

16

slate phyllite

1 mm 1 mm

shddin © 2008Transisi dari Slate menjadi PhylliteMika terus rekristalisasi dan tumbuh membesar (meski belum tampak tanpa alat bantu visual). Tekstur batuan menjadi tidak planar sempurna. Phyllite dalam contoh setangan tampak bergelombang dan bercahaya.

phyllite schist

1 mm 1 mm

shddin © 2008Transisi dari Phyllite menjadi SchistProses rekristalisasi membuat mika, kuarsa dan feldspar berukuran cukup besar untuk tampak dalam contoh setangan. Batuan terfoliasi sangat kuat karena dominasi mika dan umumnya memiliki porfiroblas garnet dan silika alumina.

17

schist

1 mm 1 cm

shddin © 2008Transisi dari Schists menjadi GneissPada tekanan dan temperatur yang tinggi, mika mulai berubah dan membentuk mineral garnet, feldspar dan silika alumina. Proses tersebut dipengaruhi pula oleh perbedaan mekanika antara mika dan kuarsa + feldspar yang menghasilkan pita-pita gneiss.

gneiss

shddin © 2008Metamorfisme Progresif pada Shale

18

shddin © 2008Protolith

Marmer dihasilkan oleh metamorfisme pada batugamping.

Kuarsit dihasilkan oleh metamorfisme pada batupasir kuarsa.

shddin © 2008Batugamping vs MarmerHampir semua batugamping berwarna suram sedangkan marmer cerah dengan beberapa cerat warna.

Warna suram pada batugamping berasal dari material klastik (lempung) pengotor dan material organik. Proses metamorfisme menghilangkan material organik (sebagai volatil), mencerahkan warna batuan, dan lempung terkristalisasi menjadi mineral baru dengan pola cerat.

19

Batupasir Kuarsit

shddin © 2008Batupasir vs KuarsitMengapa kuarsit lebih keras daripada batupasir?

shddin © 2008Batupasir vs KuarsitButiran dalam batupasir direkatkan oleh semen, yang biasanya lemah.Ketika terkena proses metamorfisme, yang pertama hilang adalah semen.

Selanjutnya, butiran menjadi seperti ter-”las”-kan, menjadikannya kerangka padat yang saling mengunci.

20

meta-shale

meta-sandstone

shddin © 2008Preservasi Struktur Protolith

Metamorfisme terhadap perselingan shale dan batupasir ini masih memperlihatkan struktur sedimen.

shddin © 2008Metakonglomerat

Dalam stress yang sangat tinggi, semua material akan terdeformasi, termasuk fragmen-fragmen dalam konglomerat.

21

shddin © 2008Metakonglomerat

Batuan yang berbeda jenis memiliki respon yang berbeda terhadap stress. Fragmen granit masih tetap bulat, sedangkan fragmen klastika volkanik menjadi memanjang.

shddin © 2008Protolith Batuan Beku• Pada metamorfisme derajat rendah, gelas dan feldspar dalam

batuan volkanik akan rekristalisasi menjadi klorit (mika hijau),dimana batuan yang dihasilkan disebut greenstone.

• Pada metamorfisme derajat menengah hingga tinggi, batuan beku basa (ekstrusif dan intrusif) menghasilkan batuan metamorf berbutir kasar yang disebut sebagai amfibolit (amphibolite).

• Amfibolit sebetulnya adalah gneiss yang didominasi oleh mineral amfibol. Pada derajat tinggi, amfibolit juga mengandung garnet.

• Batuan beku menengah dan asam yang berbutir kasar akan rekristalisasi membentuk gneiss, yang teksturnya mirip dengan gneiss produk metamorfisme tingkat tinggi dari shale.

22

Formasi Catoctin, Virginia, ~570 Myr old basaltic lava.

shddin © 2008GreenstonePlagioklas feldspar (p) – sebelumnya kaya Ca namun rekristalisasi menjadi kaya Na – dalam matriks (m) klorit, mineral mika Mg yang berukuran lempung.

shddin © 2008AmfibolitGreenstone yang mengalami metamorfisme pada tingkatan lebih tinggi akan menjadi amfibolit.

23

blueschist: low T, high P eclogite: high T, very high P

shddin © 2008Protolith Batuan Beku di Zona SubduksiZona subduksi adalah tempat eksklusif untuk mendapatkan metamorfisme tekanan tinggi dalam temperatur rendah. Batuan beku basalt yang menyusun kerak samudera akan berubah pertama menjadi sekis biru, kemudian menjadi eklogit (berbutir kasar tersusun oleh piroksen (jade) dan garnet).

pada marmer

shddin © 2008Urat KuarsaSeperti pada pelapukan kimiawi, reaksi metamorfisme seringkali menghasilkan kelebihan Si. Silika tersebut bergerak sebagai fluida melalui batuan hingga mendingin dan membentuk urat (veins) yang tersusun oleh kuarsa.

pada sekis, kemudian terlipat oleh deformasi berikutnya

24

shddin © 2008KorundumGneiss dari protolith kaya alumina dapat mengandung mineral korundum (Al2O3).Korundum berwarna merah disebut rubi, bila berwarna biru disebut safir. Selain sebagai batumulia, mineral ini berfungsi sebagai amplas (penghalus)

shddin © 2008Migmatit

Migmatite: merupakan metamorfisme derajat tinggi yang menghasilkan campuran antara batuan metamorf (warna gelap) dan batuan beku granit (warna cerah). Diduga migmatit terbentuk ketika tekanan dan temperatur cukup tinggi untuk menyebabkan partial melting.

26

shddin © 2008Fasies Metamorfisme

Fasies greenschist merupakan ciri metamorfisme regional derajat rendah yang umumnya terjadi di dasar samudera. Warna hijau dihasilkan oleh klorit, talk, serpentin dan epidot.

Fasies blueschist lazim terbentuk di zona penunjaman. Mineral berwarna biru adalah amfibol yang stabil pada tekanan tinggi dan temperatur rendah.

shddin © 2008Metamorfisme dan Tektonika Lempeng

1

06. Waktu Geologi dan 06. Waktu Geologi dan GeokronologiGeokronologi

MFS 1810MFS 1810



20082008

shddin © 2008Pendahuluan

2

shddin © 2008Pendahuluan• Konsep waktu (yang benar) ditemukan di Edinburgh pada

dekade 1770-an oleh sekelompok ilmuwan yang dipimpin oleh James Hutton.

• Mereka menantang konsep waktu konvensional yang telah ada di sepanjang sejarah hidup manusia, yang menyatakan bahwa unit waktu terukur adalah rentang hidup manusia dan bahwa umur planet Bumi hanya 6000 tahun (yang dihitung oleh Uskup Ussher berdasarkan kronologi alkitab).

• Hutton dan kawan-kawan telah mempelajari batuan di sepanjang pesisir Skotlandia dan menyimpulkan bahwa setiap formasi batuan, betapapun tua, adalah hasil erosi dari batuan lain, yang jauh lebih tua.

shddin © 2008Pendahuluan• Penemuan Hutton dkk memperlihatkan bahwa waktu terentang

sangat jauh melebihi manusia mampu bayangkan. Penemuan tersebut merubah cara pandang manusia terhadap Bumi, planet, bintang, dan juga terhadap kehadiran manusia itu sendiri.

• Sesungguhnya, konsep waktu yang berdasarkan observasi formasi batuan tersebut berakar dari prinsip paling dasar dalam ilmu Geologi, yaitu prinsip keseragaman (uniformitarianisme), yang menjadi dasar Geologi modern.

3

shddin © 2008Konsep-Konsep tentang Waktu Geologi • Pendapat paling dominan sebelum abad ke-18 dimiliki oleh

kelompok gereja berdasarkan kajian tekstual terhadap alkitab, mereka menyatakan umur Bumi tidak lebih tua dari 6.000 tahun. Penciptaan Bumi dan segala isinya dalam waktu sedemikian singkat dipercaya melibatkan proses katastropis. Pendapat ini lazim disebut sebagai teori penciptaan.

• Salah seorang ilmuwan pendukung teori penciptaan adalah Baron Georges Cuvier (1769-1832). Pengamatannya terhadap kumpulan fosil pada setiap lapisan batuan dianggapnya sebagai bukti adanya peristiwa bencana alam bersifat katastropis yang memusnahkan setiap makhluk hidup di setiap kurun waktu tertentu.

shddin © 2008Konsep-Konsep tentang Waktu Geologi • Upaya ilmiah untuk menentukan umur Bumi telah dilakukan oleh

beberapa ilmuwan. Georges Louis de Buffon (1707-1788) menyatakan Bumi mendingin perlahan-lahan dari suatu bola panas. Dengan membuat percobaan laboratorium dengan beberapa bola besi berbagai diameter dan dibiarkan dingin mengikuti temperatur kamar, de Buffon melakukan ekstrapolasi terhadap diameter Bumi sesungguhnya dan menentukan usia Bumi sekitar 75.000 tahun.

• Sekelompok ilmuwan lainnya pada paruh abad ke-18 menghitung kecepatan pengendapan berbagai sedimen dan melakukan ekstrapolasi terhadap ketebalan batuan sedimen yang diketahui saat itu, menghasilkan rerata umur Bumi sekitar 1juta tahun.

4

shddin © 2008Konsep-Konsep tentang Waktu Geologi • John Joly, seorang geolog Irlandia, pada abad ke-19 berasumsi

bahwa air laut pada mulanya bersifat tawar namun kemudian menjadi asin akibat mineral garam yang dibawa oleh sungai. Dengan menghitung volume seluruh airlaut yang ada di Bumi, dia menentukan waktu 90 juta tahun untuk lautan mencapai kadar salinitas saat ini, yang kemudian dianggap sebagai umur Bumi.

• Pada tahun 1785, James Hutton (1726-1797), seorang geolog Skotlandia, berdasarkan studi detail terhadap singkapan batuan dan proses alam yang tengah berlangsung saat itu, mengemukakan prinsip keseragaman (uniformitarianisme). Konsep tersebut menyatakan proses geologi yang sama telah bekerja pula pada waktu lampau, dan Hutton menuliskannya sebagai “we find no vestige of a beginning, and no prospect of an end”. Keunggulan prinsip ini lah yang mengantarkan Hutton sebagai Bapak Geologi Modern.

shddin © 2008Konsep-Konsep tentang Waktu Geologi • Pada tahun 1830, Charles Lyell, seorang murid James Hutton,

menerbitkan buku “Principles of Geology”. Konsep keseragaman menjadi diterima secara luas oleh kalangan ilmuwan dan usia Bumi yang sangat tua diterima oleh masyarakat. Kelak, buku tersebut juga sangat mempengaruhi teori evolusi yang dikembangkan oleh Charles Darwin pada tahun 1859.

• Lord Kelvin (1824-1907), seorang fisikawan Inggris yang sangat dihormati, pada tahun 1866 mengklaim telah mematahkan fondasi uniformitarianisme geologi. Beranjak dari asumsi umum bahwa Bumi berawal dari sebuah bola panas, Kelvin menghitung usia terbentuknya Bumi berdasarkan suhu leleh batuan, dimensi Bumi dan koefisien pendinginan. Dia menyatakan umur Bumi tidak mungkin lebih tua dari 100 juta tahun. Pendapat Kelvin membuat masyarakat ilmuwan terbelah, antara mendukung konsep Hutton atau menerima kalkulasi Kelvin (yang tampak sangat logis).

5

shddin © 2008Konsep-Konsep tentang Waktu Geologi

• Pada akhirnya, kampanye Kelvin selama 40 tahun harus berakhir dengan ditemukannya unsur radioaktif di penghujung abad ke-19. Materi radioaktif dipercaya menjaga panas internal Bumi relatif konstan. Penemuan radioaktif tersebut sekaligus membuat para geolog dapat menghitung umur batuan secara mutlak dan menemukan bahwa Bumi memang sangat tua!

shddin © 2008Pendekatan Waktu Geologi Para geolog menggunakan dua pendekatan berbeda untuk menentukan waktu geologi, yaitu:1. Penanggalan relatif (relative dating) yang menempatkan

berbagai peristiwa geologi dalam urutan kronologis berdasarkan posisinya dalam rekaman data geologi.

2. Penanggalan mutlak (absolute dating) menggunakan berbagai teknik dan hasilnya dinyatakan dalam angka tahun sebelum sekarang. Yang paling lazim adalah penanggalan radiometrik dengan menggunakan unsur-unsur radioaktif di dalam batuan.

6

shddin © 2008Penanggalan Relatif Sebelum berkembangnya teknik penanggalan radiometrik, para geologi tidak memiliki cara untuk menentukan umur mutlak dan hanya berpegang kepada metode penanggalan relatif.

Penanggalan relatif menempatkan berbagai proses geologi dalam urutan kronologis tertentu, metode ini tidak dapat mengetahui kapan suatu proses terjadi di masa lampau.

Ada 6 prinsip yang dipergunakan dalam penanggalan relatif:1. Superposition2. Original horizontality3. Lateral continuity4. Cross-cutting relationship5. Inclusion6. Fossil succession

shddin © 2008Penanggalan Relatif 1. Prinsip superposition (Nicolas Steno, 1638-1686): dalam suatu

urutan batuan sedimen yang belum terganggu, batuan yang paling tua diendapkan paling bawah sedangkan batuan yang paling muda diendapkan paling atas.

2. Prinsip original horizontality (Nicolas Steno, 1638-1686): dalam proses sedimentasi, sedimen diendapkan sebagai lapisan horisontal.

3. Prinsip lateral continuity (Nicolas Steno, 1638-1686): sedimen melampar secara horisontal ke segala arah hingga menipis dan berakhir di tepi cekungan pengendapan.

7

shddin © 2008Penanggalan Relatif 4. Prinsip cross-cutting relationship (James Hutton, 1726-1797):

intrusi batuan beku atau patahan harus lebih muda daripada batuan yang diintrusi atau yang terpatahkan.

5. Prinsip inclusion: suatu inklusi (fragmen suatu batuan didalam tubuh batuan lain) harus lebih tua daripada batuan yang mengandungnya tersebut.

6. Prinsip fossil succession (William Smith, 1769-1839): fosil yang ada di lapisan paling bawah lebih tua daripada fosil pada lapisan paling atas.

Principles of Cross-cutting Relationship and Inclusionsshddin © 2008

(a) Aliran lava (lapisan 4) membakar lapisan dibawahnya, dan lapisan 5 mengandung inklusi dari aliran lava, sehingga lapisan 4 lebih muda dari lapisan 3 namun lebih tua dari lapisan 5 dan 6.

(b) Lapisan batuan dibawah dan diatas sill (lapisan 3) terbakar, menunjukkan bahwa sill tersebut lebih muda daripada lapisan 2 dan 4, namun umur lapisan 5 terhadap sill tidak dapat ditentukan.

8

shddin © 2008Principles of Cross-cutting Relationship and Inclusions

(a) Granit lebih muda daripada batupasir karena batupasir terpanggang pada bidang kontaknya dengan granit dan granit mengandung inklusi batupasir.

(b) Inklusi granit didalam batupasir menunjukkan granit lebih tua daripada batupasir.

shddin © 2008Principle of Faunal Succession

William Smith mempergunakan fosil untuk mengidentifikasi perlapisan yang sama umurnya dari berbagai lokasi terpisah, kelak metode ini dikenal sebagai prinsip faunal succession.

9

shddin © 2008Ketidakselarasan

Siccar Point, Berwickeshire, Skotlandia tenggara.Disinilah James Hutton, James Hall dan John Playfair pada tahun 1788 menemukan prinsip ketidakselarasan.

shddin © 2008Ketidakselarasan • Waktu geologis bersifat menerus/kontinyu, namun informasi

dimana waktu tersebut didapatkan berasal dari rekaman batuan yang bersifat tidak menerus/diskontinyu.

• Bidang ketidakmenerusan dalam urutan batuan yang menunjukkan terganggunya proses sedimentasi dalam waktu yang cukup lama disebut sebagai bidang ketidakselarasan (unconformity).

• Waktu geologi yang hilang dari rekaman batuan, karena tidak adanya pengendapan batuan, disebut sebagai hiatus.

• Sehingga bidang ketidakselarasan bisa juga disebut sebagai bidang dimana tidak adanya pengendapan (non-deposisi) atau erosi yang memisahkan batuan yang lebih muda terhadap batuan yang lebih tua.

10

shddin © 2008Ketidakselarasan

shddin © 2008Ketidakselarasan Terdapat 3 jenis ketidakselarasan:1. Disconformity (antara 2 unit batuan sedimen yang paralel)2. Angular unconformity (antara 2 unit batuan sedimen yang

menyudut)3. Nonconformity (antara batuan kristalin dan batuan sedimen)

14

shddin © 2008Penanggalan Mutlak• Pada tahun 1896, Henri Bacquerel (1852-1908) menemukan

unsur radioaktif di alam.

• Pada tahun 1903, Pierre dan Marie Curie menemukan proses peluruhan radioaktif.

• Lord Rutherford (1871-1937) yang pertamakali mengetahui kegunaan peluruhan radioaktif untuk menentukan penanggalan geologis secara mutlak.

shddin © 2008Penanggalan Mutlak• Prinsip dasar metode ini adalah menggunakan peluruhan

radioaktif dari isotop unsur beberapa mineral yang terdapat didalam batuan, yang tingkat kecepatan peluruhan telah diketahui dalam satuan waktu-paruh (half-life), yaitu jumlah waktu yang diperlukan untuk merubah separuh inti isotop, dengan cara membandingkan jumlah atom unsur yang tersisa (parent isotope) dengan atom unsur yang dihasilkan oleh proses peluruhan tersebut (daughter isotope).

• Pengukuran waktu paruh ditentukan di laboratorium. Dari sampel batuan, geolog hanya menentukan rasio isotop induk-anak (parent-daughter ratio) dengan alat bernama mass spectrometer.

15

shddin © 2008IsotopSebuah atom karbon memiliki nomer atom 6 dan nomer massa atom 12, 13, atau 14, tergantung pada jumlah neutron didalam intinya.

Meskipun hampir semua isotop dari 92 unsur alam bersifat stabil,namun sebagian kecil justru bersifat tidak stabil dan secara spontan luruh kedalam bentuk isotop yang lebih stabil.

shddin © 2008Jenis-jenis Peluruhan Radioaktif

16

shddin © 2008Peluruhan Radioaktif

Uranium 238 meluruh menjadi stabil sebagai timbal 206 melalui delapan peluruhan alfa dan 6 peluruhan beta.

shddin © 2008Waktu Paruh(A) Hampir semua proses

peluruhan alamiah berjalan secara linear. Jika ½ pasir luruh dalam waktu 1 jam, maka seluruhnya akan habis dalam waktu 2 jam.

(B) Peluruhan radioaktif berjalan secara eksponensial. Jika ½-nya meluruh dalam waktu 1 jam, maka ½ dari sisanya (atau ¼) akan meluruh dalam 2 jam. Proses ini diekspresikan dengan istilah waktu paruh (half-life), dalam contoh ini adalah 1 jam.

17

shddin © 2008Waktu Paruh

(a) Magma mengandung atom stabil dan atom radioaktif.(b) Ketika magma mendingin dan mengkristal, sebagian atom

radioaktif bergabung kedalam mineral. Pada kondisi ini, mineral tersebut mengandung 100% isotop induk dan 0% isotop anak.

(c) Setelah satu waktu paruh terlewati, 50% isotop induk meluruhmenjadi 50% isotop anak yang lebih stabil.

shddin © 2008Waktu Paruh

18

shddin © 2008Ketidakpastian dalam Penanggalan Radioaktif• Penanggalan radioaktif yang paling akurat umumnya pada

batuan beku, karena mineral hasil kristalisasi magma hanya mengandung isotop induk saja, sedangkan isotop anak jika telah terbentuk tidak akan masuk kedalam sistem kristal karena perbedaan ukuran.

• Sehingga yang terukur betul-betul waktu kristalisasi mineral yang mengandung isotop radioaktif, bukan waktu terbentuknya isotop tersebut.

shddin © 2008Ketidakpastian dalam Penanggalan Radioaktif• Penanggalan radioaktif pada batuan sedimen tidak dapat

dilakukan, karena yang terukur hanyalah waktu terbentuknay mineral, bukan waktu berlangsungnya sedimentasi.Pengecualian berlaku pada mineral glaukonit, suatu mineral berwarna hijau yang mengandung isotop potassium 40 yang akan meluruh menjadi argon 40. Glaukonit terbentuk di lingkungan laut hasil reaksi kimia dengan mineral lempung selama proses diagenesa ketika litifikasi.

• Meskipun demikian, karena argon adalah gas, maka isotop anak argon 40 biasanya hilang menguap dari mineral. Sehingga penanggalan pasangan potassium 40/argon 40 pada glaukonit harus dipandang sebagai umur minimal.

19

shddin © 2008Ketidakpastian dalam Penanggalan RadioaktifUmur mutlak batuan sedimen dapat diperkirakan dari penanggalan mutlak batuan beku yang ada didekatnya.

shddin © 2008Ketidakpastian dalam Penanggalan Radioaktif• Penanggalan radioaktif pada batuan metamorf harus dilakukan

dengan sangat berhati-hati. Panas yang terjadi selama metamorfisme umumnya menyebabkan isotop anak keluar dari sistem yang ada. Bila semua isotop anak keluar dan yang tersisa hanya isotop induk, maka rasio yang terukur kemudian adalah cerminan waktu metamorfisme, bukan waktu kristalisasi mineral. Namun bila tidak semua isotop anak keluar selama metamorfisme, maka hasil penanggalan akan menjadi tidak akurat.

20

shddin © 2008Ketidakpastian dalam Penanggalan Radioaktif• Untuk menjamin penanggalan radiometrik yang akurat, maka

sampel harus:- segar- tidak lapuk- tidak pernah terkena tekanan dan temperatur tinggi- selalu lakukan uji silang dengan isotop lainnya (misal uranium 235/timbal 207 dengan uranium 238/timbal 206; hasil rasio keduanya harus mendekati).

shddin © 2008Ketidakpastian dalam Penanggalan RadioaktifPengaruh metamorfisme terhadap akurasi penanggalan radioaktif:(a) Mineral ketika terkristal

pada 700 jtl.(b) Mineral ketika 400 jtl.(c) Proses metamorfisme

pada 350 jtl menyebabkan seluruh isotop anak keluar dari mineral.

(d) Penanggalan pada saat ini hanya mendapatkan umur metamorfisme, bukan umur kristalisasi.

21

shddin © 2008Penanggalan Jejak Fisi (Fission Track)• Pemancaran partikel atom dari peluruhan uranium dalam suatu

mineral dapat menyebabkan rusaknya struktur kristal yang ada. Dampak kerusakan akan tampak sebagai jejak mikroskopis linear yang hanya tampak apabila mineral dikenai asam hidrofluorik.

• Umur sampel ditentukan berdasarkan jumlah jejak fisi dan jumlah uranium: semakin tua sampel, semakin besar jumlah jejak fisi.

• Metode ini efektif untuk kisaran 40.000 hingga 1,5 juta tahun.

• Problem kemungkinan muncul apabila batuan terkena temperatur tinggi dimana struktur kristal yang rusak dapat diperbaiki dan jejak fisinya akan hilang. Umur yang didapat akanjauh lebih muda dari yang seharusnya.

shddin © 2008Penanggalan Jejak Fisi (Fission Track)

Jejak fisi (panjangnya 16 µm) dalam kristal apatit dari batuan beku.

22

shddin © 2008Penanggalan Radiokarbon• Karbon memiliki 3 isotop,

yaitu karbon 12, 13 dan 14. Hanya karbon 14 yang bersifat radioaktif.

• Karbon 14 memiliki waktu paruh 5.730 ± 30 tahun. Praktis untuk sampel berumur >70.000 tahun.

• Penanggalan radiokarbon berdasarkan rasio karbon 14 terhadap karbon 12 dan umumnya dipergunakan untuk sisa-sisa makhluk hidup.

shddin © 2008Penanggalan Radiokarbon

Produksi karbon 14 di atmosfer tidaklah konstan di sepanjang waktu, sehingga perbandingan karbon 14/karbon 12 juga tidak konstan.

Penanggalan radiokarbon kemudian dikoreksi dengan metode penanggalan lainnya, seperti penanggalan cincin pohon, sebagaimana pada diagram diatas.

23

shddin © 2008Penanggalan Cincin Pohon (Tree-Ring Dating)• Usia sebuah pohon dapat ditentukan dengan menghitung jumlah

cincin pertumbuhan yang ada pada pokok pohon bagian bawah. Setiap cincin mencerminkan masa pertumbuhan satu tahun. Perbedaan lebar setiap cincin dapat dipergunakan sebagai kunci untuk mencocokkan usia pertumbuhan dari berbagai pohon.

• Prosedur mencocokkan pola cincin dari berbagai pohon di suatu tempat disebut sebagai penanggalan silang (cross-dating).

• Dengan mengkorelasikan sekuen cincin pohon yang sudah teridentifikasi dari pohon yang masih hidup hingga sisa-sisa pohon yang telah mati, suatu skala waktu dapat dibuat hingga 14.000 tahun silam.

• Metode ini sangat berguna untuk penanggalan peristiwa geologi muda.

shddin © 2008Penanggalan Cincin Pohon (Tree-Ring Dating)

Dengan metode cross-dating, pola cincin-pohon dari berbagai pohon dan kayu dapat saling dicocokkan untuk membuat kronologi lebar cincin.

24

shddin © 2008Skala Waktu Geologi

shddin © 2008Beberapa Bukti Pendukung• Pertanyaan tentang umur Bumi sesungguhnya juga pertanyaan

tentang usia Matahari dan benda-benda angkasa lainnya, karena diyakini semuanya terbentuk bersamaan dari material debu jagad semesta.

• Para ahli astronomi telah menghitung rasio mula-mula hidrogen dan helium di dalam Matahari dan jumlahnya kini, memperkirakan usia Matahari sekitar 4,6 milyar tahun.

• Meteorit yang jatuh ke Bumi menunjukkan sebagian dari mereka (dan yang tertua) terbentuk sekitar 4,5 milyar tahun lalu.

• Batuan yang dibawa dari Bulan menunjukkan usia paling tua sekitar 4,53 milyar tahun lalu.

25

shddin © 2008Beberapa Bukti Pendukung• Material tertua di Bumi adalah butiran zircon dari Australia Barat

yang berumur 4,4 milyar tahun lalu.

• Batuan tertua di Bumi adalah gneiss Acasta berusia 4,0 milyar tahun lalu dari Kanada baratlaut.

• Tanpa mengembangkan konsep waktu geologis, seorang mahasiswa geologi tidak akan mampu memahami arti besar dari proses geologi yang berjalan sangat lambat, seperti pelapukan dan pelarutan. Arti dari proses-proses tersebut tidak dapat hanya dilihat dari jangkauan waktu yang dialami indera manusia, yang hanya mengenal hari, minggu, tahun dan pergantian musim.

shddin © 2008Mineral Tertua Planet Bumi

Kristal zirkon dari batupasir yang ditemukan di Australia Barat,berumur 4.4 milyar tahun (hanya 100-200 juta tahun setelah planet Bumi terbentuk!).

26

shddin © 2008Batuan Tertua Planet Bumi

Gneiss Acasta di Kanada baratlaut terbentuk 4,0 milyar tahun lalu.

shddin © 2008Skala Waktu GeologiNamun bagaimana memahami dan mengapresiasi skala waktu milyaran tahun tersebut kedalam perspektif manusiawi kita? Salah satunya adalah dengan mempergunakan jam tangan geologi ini. Kehadiran kita hanyalah 17 detik terakhir saja…

handout geologi dasar 2009

Documents