TOPIK 4

Oleh :

Dendy Nur Firmansyah, Timotius Ekadipta, Gian Adrhyana Adiwinata, Faric Ryandhika, Faiz Akbar Prihutama, Muhammad Syariffudin Marifatullah

Universitas Pembangunan Nasional “Veteran” YogyakartaProgram Studi Teknik Geologi

Abstrak

Pada proses Sedimentasi tidak hanya proses mekanis saja yang dapat membentuk

batuan sedimen tetapi proses kimia juga sangat berpengaruh dalam pembentukan

batuan sedimen. Kita hidup di negara Indonesia yang terletak pada garis khatulistiwa

dengan iklim tropisnya yang membuat matahari dapat bersinar sepanjang tahun, tidak

seperti di negara – negara eropa yang mempunyai 4 musim. Dengan adanya sinar

matahari ini sangat berpengaruh dalam proses sedimentasi kimiawi, yaitu dengan

mempercepat terjadinya pelapukan batuan sehingga dapat dengan mudah terjadi

proses sedimentasi. Proses sedimentasi ini dimulai dari batuan mengalami pelapukan

kemudian karena adanya hujan dan panas maka akan terjadi longsoran material

sedimen dari batuan induk dan kemudian material tersebut tertransport dan

terendapkan pada suatu cekungan, saat terjadi pengendapan maka material tersebut

mengalami proses diagenesa yang dapat menyebabkan proses kimiawi seperti

sementasi, authigenesis, replacemen, inverse, dan solution. Dalam hal ini pH dan Eh

juga sangat berpengaruh dalam pembentukn batuan sedimen, pH dapat mengetahui

kadar keasaman dari suatu material sedimen sedangkan Eh merupakan potensial

redoks yang menyatakan kuantitas elektron dalam suatu sistem. Setelah proses

sedimentasi terlewati maka akan terbentuk batuan sedimen salah satunya sedimen

dari produk kimiawi seperti ; Oolit dan Batugamping.

Kata Kunci : Proses kimiawi sedimentasi, pH, Eh, dan hasil proses sedimentasi

kimiawa

PEMBAHASAN

Teori Geokimia dalam Proses Sedimentasi

a. Teori tentang Geokimia

Istilah Geokimia pertama kali

dicetuskan oleh ilmuwan ahli kimia

berkebangsaan Jerman, Cristian

Friedrich Schonbein pada tahun 1838.

Schonbein menyatakan  “ Dalam

sebuah kata, suatu komparatif

geokimia seharusnya diluncurkan,

sebelum geokimia dapat menjadi

geologi, dan sebelum misteri genesis

planet kita dan materi anorganik

mereka dapat terungkap.” 

Schonbein memprediksikan bahwa aka

nada kelahiran bidang studi baru yaitu

Geokimia. Bidang studi ini mulai

direalisasikan segera setelah pekerjaan

schonbein selesai, namun istilah

geokimia pada awalnya tidak

digunakan oleh ahli – ahli kimia

maupun ahli – ahli geologi karena ada

beberapa perdebatan mengenai ilmu

pengetahuan yang mana harus menjadi

bagian yang dominan. Ada sedikit

kolaborasi antara ahli – ahli geologi

dan ahli ahli kimia dan bidang studi

geokimia tetap menjadi bidang yang

kecil dan tidak terkenal. Selama abad

ke 20, beberapa ahli geokimia

menghasilkan karya yang mulai

mempopulerkan bidang ini, termasuk

Frank Wigglesworth clarke yang pada

saat itu mulai menginvestigasi

kelimpahan berbagai elemen di dalam

Bumi dan bagaimana kuantitas

tersebut berhubungan dengan berat

atom. Komposisi meteorit -

meteorit dan perbedaan – perbedannya

pada batuan terestrial sedang diselidiki

sejak tahun 1850 dan pada tahun

1901, Oliver C. Farrington membuat

hipotesis bahwa meskipun ada

perbedaan, bahwa jumlah relatifnya

tetap harus sama. Ini adalah awal mula

bidang Kimia Alam Semesta

(cosmochemistry) dan telah banyak

berkontribusi pada apa yang kita

ketahui tentang pembentukan bumi

dan tata surya.

Lahirnya geokimia sebagai cabang

ilmu geologi baru menyebabkan

munculnya metoda dan data observasi

baru mengenai berbagai hal yang

banyak menarik perhatian para ahli

sedimentologi. Sebagian besar

penelitian geokimia pada mulanya

diarahkan pada penelitian kuantitatif

untuk mengetahui penyebaran unsur-

unsur kimia di alam, termasuk

penyebarannya dalam batuan sedimen.

Lambat laun data tersebut menuntun

para ahli untuk memahami apa yang

disebut sebagai siklus geokimia serta

penemuan hukum-hukum yang

mengontrol penyebaran unsur dan

proses-proses yang menyebabkan

timbulnya pola penyebaran unsur

seperti itu.

b. Karakteristik Kimia

Konstituen batu yang lebih

umum hampir semuanya oksida,

klorida, sulfida, dan fluoride adalah

satu – satunya pengecualian penting

untuk ini dan jumlah total mereka

dalam setiap batu biasanya jauh

kurang dari 1%. F.W. Clarke telah

menghitung bahwa lebih dari 47%

kerak bumi terdiri dari oksigen. Hal ini

terjadi terutama dalam kombinasi

sebagai oksida, yang utamanya

adalah silika, alumina, oksida besi, dan

berbagai karbonat (kalsium

karbonat, magnesium

karbonat, natrium karbonat, dankalium

karbonat). Fungsi silika terutama

sebagai asam, membentuk silikat, dan

semua mineral yang paling umum dari

batuan beku adalah sifat ini. Dari

perhitungan berdasarkan 1672 analisis

berbagai jenis batu Clarke sampai pada

hasil berikut ini dengan komposisi

persentase rata-rata: SiO2 = 59,71,

Al2O3 = 15,41, Fe2O3 = 2.63, FeO =

3,52, MgO = 4,36, CaO = 4.90, Na2O

= 3.55 , K2O = 2,80, H2O = 1,52,

TiO2 = 0,60, P2O5 = 0,22, jumlah

99,22%). Semua konstituen yang lain

terjadi hanya dalam kuantitas yang

sangat kecil, umumnya jauh lebih

sedikit dari 1%.

Oksida oksida tersebut kemudian

dicampurkan secara acak misalnya

potassium dan soda digabungkan maka

akan terbentuk feldspar, dalam

beberapa kasus dapat juga membentuk

bentuk lain seperti nepheline, leucit,

dan muskovit, tapi dalam beberpa

kasus mereka ditemukan sebagai

feldspar. Asam fosfat dengan kapur

(kalsium karbonat) membentuk apatit.

Titanium dioksida dengan oksida besi

menimbulkan ilmenite. Bagian dari

kapur membentuk feldspar kapur.

Magnesium karbonat dan oksida besi

dengan silica mengkristal sebagai

olivine atau enstatite, atau dengan

bentuk alumina dan kapur silikat ferro-

magnesian kompleks dengan piroksin,

amfibol, dan biotit sebagai kepalanya.

Setiap kelebihan silika di atas apa yang

diperlukan untuk menetralisir basis

akan memisahkannya sebagai kuarsa,

kelebihan alumina mengkristal

sebagai korundum. Hal ini harus

dianggap hanya sebagai

kecenderungan umum. Sangat

mungkin, dengan analisis batuan,

untuk mengatakan bahwa kurang lebih

apa yang dikandung mineral batuan ,

tetapi ada banyak pengecualian untuk

aturan apapun.

c. Dasar teori Petrologi Batuan

Sedimen.

Petrologi adalah bidang geologi yang

berfokus pada studi mengenai batuan

dan kondisi pembentukannya. Ada tiga

cabang petrologi, berkaitan dengan

tiga tipe batuan: beku, metamorf, dan

sedimen. Kata petrologi itu sendiri

berasal dari kata Bahasa Yunani petra,

yang berarti "batu".

Petrologi batuan sedimen berfokus

pada komposisi dan tekstur dari batuan

sedimen (batuan seperti batu pasir atau

batu gamping yang mengandung

partikel-partikel sedimen terikat

dengan matrik atau material lebih

halus).

Petrologi memanfaatkan bidang klasik

mineralogi, petrografi mikroskopis,

dan analisa kimia untuk

menggambarkan komposisi dan tekstur

batuan. Ahli petrologi modern juga

menyertakan prinsip geokimia dan

geofisika dalam penelitan

kecenderungan dan siklus geokimia

dan penggunaan data termodinamika

dan eksperimen untuk lebih mengerti

asal batuan.

Petrologi eksperimental menggunakan

perlengkapan tekanan tinggi, suhu

tinggi untuk menyelidiki geokimia dan

hubungan fasa dari material alami dan

sintetis pada tekanan dan suhu yang

ditinggikan. Percobaan tersebut

khususnya berguna utuk menyelidiki

batuan pada kerak bagian atas dan

mantel bagian atas yang jarang

bertahan dalam perjalanan ke

pemukaan dalam kondisi asli.

Istilah sedimen berasal dari kata

sedimentum, yang mempunyai

pengertian yaitu material endapan

yang terbentuk dari hasil proses

pelapukan dan erosi dari suatu material

batuan yang ada lebih dulu, kemudian

diangkut secara gravitasi oleh media

air, angin atau es serta diendapkan

ditempat lain dibagian permukaan

bumi. Umumnya bentuk awal dari

endapan ini berupa kumpulan dari

fragmen yang berukuran halus hingga

kasar yang belum terkonsolidasi

sempurna, disebut endapan, sedimen

(sediments), superfical deposits.

Kemudian akan berlangsung proses

diagnesa yang meliputi proses fisik :

kompaksi, proses kimia antara lain :

sedimentasi, autigenik, rekristalisasi,

inversi, penggantian, dan disolusi,

proses biologi. Proses diagnesa ini

berjalan selama waktu geologi,

sehingga mentebabkan material

terkonsolidasi sempurna dengan

bentuk fisik masif dan padat. Hal ini

akan menghasilkan salah satu jenis

batuan dialam, yaitu yang disebut

dengan batuan

sedimen (sedimentary rokcs).

(Boggs, 1987)

Sebagian besar material penyusun

komposisi batuan sedimen berasal dari

proses pelapukan dan erosi dari batuan

yang tertua, atau batuan yang

terbentuk lebih dahulu. Dari studi

sedimen masa kini hingga terbentuk

batuan sedimen, maka dapat diketahui

lingkungan pengendapannya yang

meliputi :

-       darat atau terrestial

-       laut

-       lingkungan campuran merupakan

lingkungan peralihan dari darat

hingga laut, misal lingkungan

delta, estuari laut, dan peraiaran

pantai yang dipengaruhi pasang

surut

Dari lingkungan pengendapan batuan

sedimen tersebut maka dapat dikenal

tiga material penyusun batuan

sedimen:

-        fragmen yang berasal dari batuan

yang diangkut dari tempat

asalnya oleh air, angin atau

glasial, fragmen ini disebut

material klastik atau pecahan

-        material yang berasal dari larutan

garam, yang disebut material

kimia

-       material yang berasal dari

tumbuh tumbuhan dan hewan,

yang disebut material organic.

Batuan Sedimen Klastik

Batuan sedimen klastik adalah batuan

yang terbentuk akibat pengandapan

kembali detritus atau dapat juga akibat

dari pelapukan batuan induk yang

mengalami erosi kemudian mengendap

pada suatu tepat. Batuan induk ini

dapat berupa batuan beku, batuan

metamorf, maupun batuan sedimen itu

sendiri. Dalam pembentukan batuan

klastik ini terjadi adanya proses

diagenesa yaitu pembentukan batuan

karena adanya perubahan temperature

dan tekan dari rendah ke tinggi tetapi

tidak sampai membuat material

tersebut menjadi batuan metamorf,

proses ini biasa disebut dengan

metasedimen selama dan seudah

proses lithifikasi.

Batuan sedimen ini tersusun atas

klastik klastik kebanyakan adalah

mineral alogenik, mineral alogenik

adalah mineral yang tidak terbentuk

dari lingkungan sedimentasi tetapi

terbentuk selama material mengalami

proses transportasi hingga mengendap

pada suatu cekungan/ lingkungan

sedimentasi. Pada umumnya mineral

alogenik mempunyai resistensi yang

tinggi.

Proses pembentukan Batuan Sedimen

Batuan sedimen terbentuk dari batuan

– batuan yang telah ada sebelumnya,

diawali dari suatu proses yaitu proses

pelapukan kemudian batuan tersebut

mengalami longsor dan tertransportasi,

longsoran tersebut lalu dinamakan

sebagai material sedimen. Material

sedimen tersebut kemudian mengalami

transportasi dengan bantuan beberapa

media seperti air, angin, dan kemudian

terendapkan dan yang paling terakhir

mengalami proses diagenesa, hal ini

menyebabkan material sedimen

tertransport ke bagian yang relative

lebih rendah dari keadaan semula

sebelum terjadi transportasi/ pada

daerah cekungan seperti sungai, danau,

dan laut. Padamulanya material

sedimen tersebut asih dalam keadaan

lunak, tetapi berkat adanya proses

proses sedimentasi maka batuan

sedimen tersebut mengalami

diagenesis sehingga seperti yang

terlihat pada saat ini.

Proses diagenesis adalah proses

dimana material sedimen mengalami

perubahan selama proses sedimentasi

sedangkan lithifikasi adalah proses

dimana material sedimen berubah

menjadi batuan sedimen yang kompak

o Transportasi dan Deposisi

a.  Transportasi dan deposisi partikel

oleh fluida.

Pada transportasi oleh partikel

fluida, partikel dan fluida akan

bergerak secara bersama-sama.

Sifat fisik yang berpengaruh

terutama adalah densitas dan

viskositas air lebih besar daripada

angin sehingga air lebih mampu

mengangkut partikel yang

mengangkut partikel lebih besar

daripada yang dapat diangkut

angin. Viskositas adalah

kemampuan fluida untuk

mengalir. Jika viskositas rendah

maka kecepatan mengalirnya akan

rendah dan sebaliknya. Viskositas

yang kecepatan mengalirnya besar

merupakan viskositas yang tinggi.

b.   Transportasi dan deposisi partikel

oleh sediment gravity flow.

Pada transportasi ini partikel

sedimen tertransport langsung oleh

pengaruh gravitasi, disini material

akan bergerak lebih dulu baru

kemudian medianya. Jadi disini

partikel bergerak tanpa batuan

fluida, partikel sedimen akan

bergerak karena terjadi perubahan

energi potensial gravitasi menjadi

energi kinetik. Yang termasuk

dalam sediment gravity

flow antara lain adalah debris

flow, grain flow dan arus turbid.

Deposisi sediment oleh gravity

flow akan menghasilkan produk

yang berbeda dengan deposisi

sedimen oleh fluida flow karena

pada gravity flow transportasi dan

deposisi terjadi dengan cepat

sekali akibat pengaruh gravitasi.

Batuan sedimen yang dihasilkan

oleh proses ini umumnya akan

mempunyai sortasi yang buruk

dan memperlihatkan struktur

deformasi.

Berbagai penggolongan dan

penamaan batuan sedimen dan

penamaan batuan sedimen telah

ditemukan oleh para ahli, baik

berdasarkan genetik maupun

deskriptif. Secara genetik dapat

disimpulkan dua golongan.

(Pettijohn 1975, dan W.T. Huang 1962)

o Litifikasi dan Diagnesis

Litifikasi adalah proses perubahan

material sediment menjadi batuan

sediment yang kompak. Misalnya,

pasir mengalami litifikasi menjadi

batupasir. Seluruh proses yang

menyebabkan perubahan pada sedimen

selama terpendam dan terlitifikasi

disebut sebagai diagnesis. Diagnesis

terjadi pada temperatur dan tekanan

yang lebih tinggi daripada kondisi

selama proses pelapukan, namun lebih

rendah daripada proses metamorfisme.

Proses diagnesis dapat dibedakan

menjadi tiga macam berdasarkan

proses yang mengontrolnya, yaitu

proses fisik, kimia, dan biologi.

Proses diagenesis sangat berperan

dalam menentukan bentuk dan

karakter akhir batuan sedimen yang

dihasilkannya. Proses diagnesis akan

menyebabkan perubahan material

sedimen. Perubahan yang terjadi

adalah perubahan fisik, mineralogi dan

kimia.

Secara fisik perubahan yang terjadi

adalah terutama perubahan tekstur,

proses kompaksi akan merubah

penempatan butiran sedimen sehingga

terjadi kontak antar butirannya. Proses

sementasi dapat menyebabkan ukuran

butir kwarsa akan menjadi lebih besar.

Perubahan kimia antara lain terdapat

pada proses sementasi, , authigenesis,

replacemen, inverse, dan solution.

Proses sementasi menentukan

kemampuan erosi dan pengangkatan

partikel oleh fluida. Pengangkutan

sedimen oleh fluida dapat

berupa bedload atau suspended load.

Partikel yang berukuran lebih besar

dari pasir umumnya dapat diangkut

secara bedload dan yang lebih halus

akan terangkut oleh partikel secara

kontinu mengalami kontak dengan

permukaan, traksi meliputi rolling,

sliding, dan creping. Sedangkan pada

saltasi partikel tidak selalu mengalami

kontak dengan permukaan. Deposisi

akan terjadi jika energi yang

mengangkut partkel sudah tidak

mampu lagi mengangkutnya.

Proses sedimentasi kimiawi

Proses sedimentasi secara kimiawi

terjadi saat pori-pori yang berisi fluida

menembus atau mengisi pori-pori

batuan. Hal ini juga berhubungan

dnegan reaksi mineral pada batuan

tersebut terhadap cairan yang masuk

tersebut. Berikut ini merupakan

beberapa proses kimiawi dari

diagenesis batuan sedimen klastik:

a)      Dissolution (pelarutan), mineral

melarut dan membentuk

porositas sekunder.

b)     Cementation (sementasi),

pengendpan mineral yang

merupakan semen dari batuan,

semen tersebut diendapkan pada

saat proses primer maupun

sekunder.

c)       Authigenesis, munulnya mineral

baru yang tumbuh pada pori-pori

batuan

d)      Recrystallization, perubahan

struktur kristal, namun kompsisi

mineralnya tetap sama. Mineral

yang biasa terkristalisasi adalah

kalsit.

e)     Replacement, melarutnya satu

mineral yang kemudian terdapat

mineral lain yang terbentuk dan

menggantikan mineral tersebut

f)       Compaction (kompaksi)

g)       Bioturbation (bioturbasi), proses

sedimentasi oleh hewan

(makhluk hidup)

Dalam proses sedimentasi itu

sendiri terdapat yang disebut dengan

diagenesis. Diagenesis memiliki

tahapan-tahapan sebagai berikut:

a)     Eoldiagenesis

Tahap ini merupakan

tahap awal dari pengendapan

sedimen. Dimana terjadi

pembebanan, yang

menyebabkan adanya

kompaksi pada tiap lapisan

sedimennya. Pada tahap ini

proses kompaksi mendominasi

b)       Mesodiagenesis/ earlydiagenesis

c)       Latelydiagenesis

Tahap mesogenesis ini

terjadi setelah melewati tahap

eoldiagenesis. Pada tahap ini,

kompaksi yang sangat kuat

disertai dnegan proses burial,

menyebabkan kenaikan suhu

dan tekanan yang memicu

terjadinya dissolution. Pada

tahap ini proses yang

mendominasi adalah proses

dissolution (pelarutan). Sampai

dengan proses ini,

dikategorikan sebagai early

diagenesis. Apabila setelah

proses pelarutan, masih terjadi

burial, maka akan terjadi

sementasi di sekitar butiran-

butiran sedimen. (inilah yang

disebut dnegan

latelydigenesis). Apabila

kompaksi terus berlanjut,

hingga pada suhu 150 derajat

celcius. Proses diagenesis akan

berhenti dan digantikan

menjadi proses metamorfisme.

d)      Telodiagenesis

    Sedangkan jika setelah

tahapan mesodiagenesis terjadi

pengangkatan, dalam proses

pengangkatan ini, keberadaan

berbagai jenis air (air meteorik,

air tanah, dll) mempengaruhi

susunan komposisi kimia

batuan, sehingga bias untuk

terjadi authigenesis ( pengisian

mineral).

Teori tentang Potensial Ionik, pH,

Eh pada proses Sedimentasi.

a. Potensial Ionik

Potensial Ionik dapat didefinisikan

sebagai rasio antara muatan kation

efektif dengan jari – jari kation efektif.

Untuk ligan – ligan berukuran kecil,

ligan ionik dengan muatan tinggi dan

ligan – ligan multidentat,kestabilan

senyawa kompleks naik seiring seiring

dengan kenaikan potensial ionik atom

pusatnya. Dapat diramalkan bahwa

kompleks – kompleks stabil tersusun

dari ion – ion dengan jari – jari kecil

dan muatan besar. Untuk atom pusat

divalent sesi transisi pertama dalam

senyawa kompleks dengan berbagai

ligan, urutan stabilitas thermodinamika

secara umum adalah :

Mn2+¿<Fe 2+¿<Co2+¿<¿2+¿<Cu2+¿<Zn2+¿¿¿¿¿¿¿. Kenaikan

kestabilan senyawa kompleks Mn2+¿¿ -

Cu2+¿ ¿ adalah parallel dengan kenaikan

potensial ionik, tetapi demikian bagi

Zn2+¿¿ yang mempunyai konfigurasi

penuh - d10.

Kombinasi dari kedua hal diatas dapat

dinyatakan dalam perbandingan

muatan dan jari – jari yang disebut

potensial ionik atom pusat.

Berdasarkan fenomena tersebut diatas,

maka dapat disimpulkan bahwa makin

besar potensial ionik atom pusat, maka

makin stabil kompleksnya.

Salah satu cara penting untuk

mengkarakterisasi ion adalah dengan

potensi ionik mereka. Potensial ionik

adalah harga ion dibagi dengan radius,

dan dengan demikian ukuran

kepadatan muatan. Potensial ionik

memberikan rasa seberapa kuat atau

lemah ion akan elektrostatis tertarik

muatan ion berlawanan, dan sejauh

mana ion akan mengusir ion lain dari

biaya seperti. Potensial ionik sangat

bervariasi untuk kation, dari 0,75

untuk K + ke 45 untuk N5 +. Potensial

ionik sangat berguna dalam memahami

perilaku kation relatif sulit (lihat di

bawah). Kation potensi ionik rendah

seperti Na+¿¿biasanya larut dan masuk

ke dalam padatan hanya pada suhu

relatif rendah, karena mereka membuat

ikatan lemah untuk O2. Di sisi lain,

kation potensi ion tinggi, seperti S6+¿¿,

obligasi begitu baik untuk O2 bahwa

mereka membuat oxocomplexes

seperti S042−¿ ¿ (sulfat) yang larut.

Tolakan antara S6+¿¿ ion, dan antara

S66+¿¿ ion dan kation sangat dituntut

lainnya, membuat mineral yang paling

sulfat relatif larut, dan S6+¿¿ sehingga

merupakan ion yang tidak kompatibel

atau stabil dalam sistem

hightemperature.

Kontur potensial ionik:

memediasi potensi ionik seperti Al3+¿¿

memiliki nilai kepadatan yang cukup

untuk obligasi kuat untuk O2 tapi tidak

padat seperti untuk mengusir satu

sama lain, sehingga mereka membuat

oksida stabil dan / atau hidroksida dan

dengan demikian tidak larut. Kation

potensi ionik menengah juga masuk ke

dalam padatan pada suhu tinggi.

Diagram di sini menunjukkan efek dari

tren ini dalam suhu mencair dan

solubilites oksida. Tabel Periodik

Bumi Scientist of the Elements dan

Ion, mereka menunjukkan banyak tren

geoscience lebih yang dihasilkan dari

variasi potensial ionik. Selain itu,

halaman buku ini pada "Sedikit Tabel

Periodik Bumi Scientist of the

Elements dan Ion mereka sebagai

penampang dari Bumi" menunjukkan

implikasi dari tren ini pada skala yang

lebih besar, halaman di Reaction

Series Bowen menunjukkan

bagaimana potensial ionik

mempengaruhi kristalisasi batuan

beku, halaman pada solusi dan spesiasi

berair menunjukkan bagaimana

potensi ionik mengontrol perilaku

catons dalam larutan, dan halaman di

"The Special Siituation dari Silicon"

menunjukkan implikasi potensial ionik

untuk satu elemen penting.

pH

pH atau derajat keasaman digunakan

untuk menyatakan tingkat keasaaman

atau basa yang dimiliki oleh suatu zat,

larutan atau benda. pH normal

memiliki nilai 7 sementara bila nilai

pH > 7 menunjukkan zat tersebut

memiliki sifat basa sedangkan nilai

pH< 7 menunjukkan keasaman. pH 0

menunjukkan derajat keasaman yang

tinggi, dan pH 14 menunjukkan derajat

kebasaan tertinggi. Umumnya

indicator sederhana yang digunakan

adalah kertas lakmus yang berubah

menjadi merah bila keasamannya

tinggi dan biru bila keasamannya

rendah.

Selain menggunakan kertas

lakmus, indicator asam basa dapat

diukur dengan pH meter yang bekerja

berdasarkan prinsip elektrolit/

konduktivitas suatu larutan. Sistem

pengukuran pH mempunyai tiga

bagian yaitu elektroda pengukuran pH,

elektroda referensi dan alat pengukur

impedansi tinggi. Istilah pH berasal

dari "p", lambang matematika dari

negative logaritma, dan "H", lambang

kimia untuk unsur Hidrogen. Defenisi

yang formal tentang pH adalah

negative logaritma dari aktivitas ion

Hydrogen. pH adalah singkatan dari

power of Hydrogen.

pH = -log[H+]

Konsep pH pertama kali diperkenalkan

oleh kimiawan Denmark Soren Peder

Lauritz Sorense pada tahun 1909.

Tidaklah diketahui dengan pasti makna

singkatan "p" pada "pH". Beberapa

rujukan bahwa p berasal dari

singkatan untuk power, yang lainnya

merujuk kata Bahasa

Jerman Potenz (yang juga berarti

power), dan ada pula yang merujuk

pada kata potential. Jens Norby

mempublikasikan sebuah karya ilmiah

pada tahun 2000 yang berargumen

bahwa p adalah sebuah tetapan

yaitu"logaritma negatif".

Air Murni bersifat netral, dengan pH-

nya pada suhu 25 °C ditetapkan

sebagai 7,0. Larutan dengan pH

kurang daripada tujuh disebut bersifat

asam dan larutan dengan pH lebih

daripada tujuh dikatakan bersifat

basa atau alkali. Pengukuran pH

sangatlah penting dalam bidang yang

terkait dengan kehidupan atau industri

pengolahan kimia seperti kimia,

biologi, kedokteran, pertanian, ilmu

pangan, rekayasa(keteknikan), dan

oseanografi. Tentu saja bidang-bidang

sains dan teknologi lainnya juga

memakai meskipun dalam frekuensi

yang lebih rendah.

pH adalah tingkat keasaman atau

kebasa-an suatu benda yang diukur

dengan menggunakan skala pH antara

0 hingga 14. Sifat asam mempunyai

pH antara 0 hingga 7 dan sifat basa

mempunyai nilai pH 7 hingga 14.

Sebagai contoh, jus jeruk dan air aki

mempunyai pH antara 0 hingga 7,

sedangkan air laut dan cairan pemutih

mempunyai sifat basa (yang juga di

sebut sebagai alkaline) dengan nilai

pH 7 – 14. Air murni adalah netral

atau mempunyai nilai pH 7.

Di dalam air minum PH meter adalah

suatu alat yang digunakan untuk

mengukur tingkat keasaman dan

kebasa-an.

Keasaman dalam larutan itu

dinyatakan sebagai kadar ion hidrogen

disingkat dengan [H+], atau sebagai

pH yang artinya –log [H+]. Dengan

kata lain pH merupakan ukuran

kekuatan suatu asam. pH suatu larutan

dapat ditera dengan beberapa cara

antara lain dengan jalan menitrasi

larutan dengan asam dengan indikator

atau yang lebih teliti lagi dengan pH

meter. Pengukur PH tingkat asam dan

basa air minum ini bekerja secara

digital, PH air disebut asam bila

kurang dari 7,  PH air disebut basa

(alkaline) bila lebih dari 7 dan 

PH air disebut netral bila ph sama

dengan 7. PH air minum ideal menurut

standar Departemen Kesehatan RI

adalah berkisar antara 6,5 sampai 8,5

Cara kerja alat ini adalah dengan cara

mencelupkan kedalam air yang akan

diukur (kira-kira kedalaman 5cm) dan

secara otomatis alat bekerja mengukur.

Pada saat pertama dicelupkan angka

yang ditunjukkan oleh display masih

berubah-ubah, tunggulah kira-kira 2

sampai 3 menit sampai angka digital

stabil Selain untuk mengukur ph air

maka ph meter ini dapat digunakan

untuk mengukur ph tanah dengan

terlebih dahulu mencampurkan tanah

yang akan diukur dengan sejumlah air.

Komposisi campuran air dan tanah

mengikuti aturan yang berlaku yaitu

dengan nisbah 1:1 atau 1:2,5 atau 1:5.

Tipe keasaman aktif atau keasaman

actual disebabkan oleh adanya Ion H+

dalam larutan tanah. Keasaman ini

ditulis dengan pH (H2O). Sebagai

contoh keasaman (pH) tanah diukur

dengan nisbah tanah : air 1 : 2,5 (10 g

tanah dilarutkan dengan 25 ml air) dan

ditulis dengan pH2,5(H2O). Di

beberapa laboratorium, pengukuran pH

tanah dilakukan dengan perbandingan

tanah dan air 1 : 1 atau 1 : 5.

Pengukuran pada nisbah ini agak

berbeda dengan pengukuran pH2,5

karena pengaruh pengenceran terhadap

konsentrasi ion H. Untuk tujuan

tertentu, misalnya pengukuran pH

tanah basa, dilakukan terhadap pasta

jenuh air. Hasil pengukuran selalu

lebih rendah daripada pH2,5 karena

lebih kental dan konsentrasi ion H+

lebih tinggi. Di bidang pertanian tanah

yang ideal adalah PH mendekati 7

sehingga unsur hara dan senyawa yang

penting dapat diserap oleh tanaman.

Jika PH tanah terlalu asam yaitu

dibawah nilai 7 maka perlu diperbaiki

dengan menambahkan kapur (CaCO3)

pada tanah tersebut sehingga PH-nya

mendekati netral. Caranya pada awal

musim kemarau kita gemburkan tanah

menggunakan cangkul, taburkan kapur

giling atau kapur pertanian yang

memiliki kadar CaCO3 sampai 90%.

Campur kapur tersebut dengan tanah

yang akan kita netralkan dengan dosis

½ kg tiap m2, biarkan selama kurang

lebih 1 bulan (pengapuran diusahakan

agar tidak terkena hujan). Setelah 1

bulan atau lebih, kita ukur kembali pH

tanah tersebut hingga mendapat pH 7.

Setelah kita dapatkan pH 7 biarkan 2

minggu , kalau akan di Tanami kita

harus menyiramnya paling tidak 5 kali

apabila akan kita lakukan pemupukan

untuk dilakukan penanaman(sebaiknya

menggunakan pupuk kandang).

Jika tanah bersifat basa caranya sama

dengan jenis tahah yang Asam, tetapi

tidak menggunakan kapur, melainkan

menggunakan belerang dan lakukan

cara yang sama apa bila akan

dilakukan pemupukan. Penggunaan

PH meter dapat lebih komplek lagi

untuk pengukuran PH tepung, PH

Urine, maupun PH Karbon aktif dan

lain-lain.

Jika pemakaian sudah mencapai

beberapa lama misalnya 3 tahun, maka

pengukuran PH terkadang bisa

menjadi tidak akurat lagi, untuk itu

diperlukan proses kalibrasi. PH meter

dapat dikalibrasi menggunakan larutan

standar misalnya Solusi PH7, PH10

atau PH14. Pada saat pertama kali

Anda terima alat ini maka kondisi PH

meter adalah telah siap untuk

digunakan pengukuran. Hal ini

dikarenakan telah dikalibrasi oleh

pihak pabrik dengan hasil kalibrasi

dilampirkan dalam kotak dus.

Larangan penggunaan :

PH Meter ini tidak boleh digunakan

untuk mengukur cairan sebagai

berikut:

1. Air panas dengan suhu melebihi

suhu kamar karena pengukuran

menjadi tidak presisi.

2. Air Es / air dingin dengan suhu

dibawah suhu kamar karena

pengukuran menjadi tidak presisi.

3. Jenis air atau cairan lainnya yang

tidak masuk dalam range pengukuran

dari spesifikasi alat ini.

Pengidentifikasian Senyawa Asam

dan Basa

Berdasarkan pengertian asam-basa

menurut Arrhenius beserta sifat-

sifatnya, suatu senyawa bersifat asam

dalam air karena adanya ion H+.

Adapun suatu senyawa yang bersifat

basa dalam air jika ada ion OH-. pH

adalah kepanjangan dari pangkat

hidrogen atau power of hydrogen. pH

larutan menyatakan konsentrasi ion H+

dalam larutan. Suatu zat asam yang di

masukkan ke dalam air akan

mengakibatkan bertambahnya ion

hidrogen (H+) dalam air dan

berkurangnya ion hidroksida (OH-).

Sedangkan pada basa, akan terjadi

sebaliknya. Zat basa yang dimasukkan

ke dalam air akan mengakibatkan

bertambahnya ion hidroksida (OH-)

dan berkurangnya ion hidrogen (H+).

Jumlah ion H+ dan OH- di dalam air

dapat di gunakan untuk menentukan

derajat keasaman atau kebasaan suatu

zat. Semakin asam suatu zat, semakin

banyak ion H+ dan semakin sedikit

jumlah ion OH- di dalam air.

Sebaliknya semakin basa suatu zat,

semakin sedikit jumlah ion H+ dan

semakin banyak ion OH- di dalam

air.Lantas tahukah Anda bagaimana

cara mengetahui adanya H+ atau OH-

dalam larutan? Untuk mengetahui

apakah suatu larutan mengandung ion

H+ atau ion OH-, Anda dapat

mengujinya dengan cara yang paling

sederhana yang biasa dilakukan di

laboratorium, yaitu dengan

menggunakan PH meter dan kertas

lakmus. Jangan sampai Anda

mencicipi larutan tersebut karena hal

itu sangat berbahaya.

Ciri-Ciri umum larutan asam

yaitu: Terasa masam, Bersifat korosif,

Dapat memerahkan kertas lakmus biru,

Larutan dalam air dapat mengantarkan

arus listrik, Menyebabkan perkaratan

logam (korosif). Contoh larutan

Asam : Air jeruk, Hidrogen

Klorida/Asam Klorida (HCL),

Tembaga(II) Sulfat (CuSO4),

Alumunium Sulfat (AlSO4) dll

Ciri-ciri umum larutan basa

yaitu: Rasanya pahit, Bersifat licin,

Dapat membirukan kertas lakmus

merah, Larutan dalam air dapat

mengantarkan listrik, Jika mengenai

kulit, maka kulit akan melepuh

(kaustik)

Cantoh larutan basa : Air Sabun,

Amoniak (NH3), Soda Api/Natrium

Hidroksida (NaOH),Natrium Karbonat

(Na2CO3), 

Contoh larutan netral: 

Alkohol/ Ethanol, garam (Natrium

Klorida=NaCl), Amonium Klorida,

Air abu (air alkali = iye water = garam

alkali)

Kita mengenal bahwa asam terbagi

menjadi dua yaitu asam lemah dan

asam kuat, demikian juga basa, ada

basa kuat dan basa lemah. Kekuatan

asam atau basa tergantung dari

bagaimana suatu senyawa diuraikan

dalam pembentukan ion-ion jika

senyawa tersebut dalam air. Asam atau

basa juga bersifat elektrolit, daya

hantar larutan elektrolit bergantung

pada konsentrasi ion-ion dalam

larutan. Elektrolit kuat jika dapat

terionisasi secara sempurna sehingga

konsentrasi ion relatif besar, elektrolit

lemah jika hanya sebagian kecil saja

yang dapat terionisasi, sehingga

konsentrasi ion relatif sedikit. Untuk

mengetahui suatu larutan termasuk

elektrolit atau bukan dapat

menggunakan alat penguji elektrolit

atau juga dapat menggunakan alat pH

meter, dan indikator universal untuk

mengetahui pH suatu larutan secara

langsung sehingga dapat diketahui

apakah larutan tersebut termasuk

asam, basa atau garam. Nilai pH

ditunjukkan dengan skala, secara

sistematis dengan nomor 0-14.

Selain menggunakan PH meter

pendeteksian larutan asam basa dapat

dilakukan menggunakan kertas lakmus

dengan cara yang sangat sederhana

sebagai berikut: Warna kertas lakmus

dalam larutan asam, larutan basa, dan

larutan bersifat netral berbeda. Ada

dua macam kertas lakmus, yaitu

lakmus merah dan lakmus biru. Sifat

dari masing-masing kertas lakmus

tersebut sebagai berikut.

1.Lakmus merah dalam larutan asam

berwarna merah dan dalam larutan

basa berwarna biru dan dalam larutan

netral berwarna merah.

2.Lakmus biru dalam larutan asam

berwarna merah dan dalam larutan

basa berwarna biru dan dalam larutan

netral berwarna biru.

3.Metil merah dalam larutan asam

berwarna merah dan dalam larutan

basa berwarna kuning dan dalam

larutan netral berwarna kuning.

4.Metil Jingga dalam larutan asam

berwarna merah dan dalam larutan

basa berwarna kuning dan dalam

larutan netral berwarna kuning.

5.Fenolftalin dalam larutan asam

berwarna – dan dalam larutan basa

berwarna merah dan dalam larutan

netral berwarna.

Potensial Redoks (Eh)

Potensial redoks (Eh) merupakan

indeks yang menyatakan kuantitas

elektron dalam suatu sistem

(Syekhfani, 2014a). Oksidasi-reduksi

merupakan reaksi pemindahan

elektron dari donor elektron kepada

aseptor elektron. Donor elektron akan

teroksidasi karena pelepasan elektron,

sedangkan aseptor elektron akan

terduksi karena penambahan elektron.

Proses ini berlangsung secara

simultan, sehingga sering disebut

sebagai reaksi redoks (Kyuma 2004a).

Potenisial redoks juga dipengaruhi

oleh aktivitas mikro organisme,

dimana menurut Yoshida (1978),

aktivitas mikro organisme tidak hanya

mempengaruhi proses transformasi

senyawa-senyawa organik dan

anorganik, tetapi juga mempengaruhi

kemasaman dan potensial redoks

tanah.

Menurut Tan (1982), keseimbangan

redoks biasanya dinyatakan dengan

konsep potensial redoks (Eh). Secara

umum, reaksi sel-paruh dari suatu

sistem oksidasi-reduksi dapat

digambarkan sebagai berikut:

Bentuk teroksidasi + ne-   ↔   Bentuk

tereduksi

Potensial sel-paruh dari reaksi di atas

dapat dirumuskan menurut hokum

Nernst sebagai berikut:

Eh = E0 + RT/nF log (bentuk teroksidasi)/(bentuk

tereduksi)

Potensial redoks (Eh) adalah potensial

elektroda standar sel-paruh diukur

terhadap suatu elektroda penunjuk

standar, yaitu elektroda hidrogen.

Sedangkan E0adalah suatu tetapan,

yang disebut potensial redoks baku

dari sistem, dan RT/F=0.0592 pada

25o C. Jika aktivitas dari spesies-

spesies teroksidasi dan tereduksi sama

dengan satu, rasio tersebut menjadi =

1, dan nilai log-nya = 0, maka Eh = E0.

Oleh karena itu, potensial redoks baku

didefinisikan sebagai potensial redoks

dari sistem dengan aktivitas spesies

teroksidasi dan tereduksi sama dengan

satu (Tan 1982).

Selain Eh, reaksi redoks juga dicirikan

oleh aktivitas elektron, e-. Jumlah

e- atau aktivitas elektron menentukan

proses oksidasi-reduksi. Berdasarkan

reaksi di atas, jika proses reduksi

dominan, maka jumlah elektron akan

meningkat. Hubungan antara potensial

redoks dengan aktivitas elektron dapat

dirumuskan sebagai berikut:

Eh = (2,3RT/F) pe

Aktivitas elektron dinyatakan dengan

pe, dimana pe = -log [e-], R =

konstanta gas, T = temperatur absolut

(K), dan F = tetapan Faraday. Pada

suhu 298 K (25o C), maka rumus

tersebut menjadi:

Eh = 0.059 pe

Sposito (2008) menghitung nilai pe

dengan pendekatan : pe=8.86−pH.

Menurut Ponnamperuma (1978), nilai

Eh atau pe yang tinggi dan positif

menunjukkan kondisi oksidatif,

sebaliknya nilai Eh atau pe yang

rendah bahkan negatif menunjukkan

kondisi reduktif. Potensial redoks

mempengaruhi status N dalam tanah,

ketersediaan P dan Si, kadar Fe2+,

Mn2+, dan SO42- secara langsung dan

kadar Ca2+, Mg2+, Cu2+, Zn2+ dan

MoO42- secara tidak langsung, dan

dekomposisi bahan organik dan H2S.

Pengukuran Eh pada tanah-tanah

reduktif memiliki beberapa

keterbatasan. Sistem tanah sangat

heterogen dan sulit untuk memperoleh

potensial keseimbangan yang tepat.

Selain itu, beberapa pasangan redoks

yang penting, seperti NO3-/NH4+,

SO42-/S2-, CO2/CH4, dan pasangan

redoks organik, tidak bersifat

elektroaktif, tetapi dapat mengganggu

pengukuran Eh dengan menghasilkan

potensial campuran (Kyuma 2004a).

Menurut Stumm dan Morgan (1970)

dalam Kyuma (2004a), pengukuran Eh

hanya dapat dilakukan dengan tepat

untuk pasangan Fe3+/Fe2+  dan

Mn4+/Mn2+ dengan kadar lebih tinggi

dari 10-5 M dalam air alami. Menurut

Lindsay (1979), elektroda platina biasa

digunakan untuk pengukuran potensial

redoks dalam tanah. Akan tetapi,

elektroda tersebut tidak berfungsi

dengan baik pada tanah yang berada

pada kondisi oksidatif. Reaksi redoks

terjadi pada hampir semua tanah.

Biasanya, reaksi oksidasi berkaitan

dengan kondisi tanah berdrainase baik,

sedangkan proses reduksi berkaitan

dengan kondisi tanah berdrainase

buruk atau apabila terdapat air

berlebih. Kondisi redoks tanah

mempengaruhi stabilitas senyawa-

senyawa besi dan mangan.

Nilai Eh merupakan penciri paling

penting dalam evaluasi status unsur

dalam tanah.  Berdasar pada hubungan

antara sifat-sifat tanah dan

pertumbuhan tanaman, maka status

redoks dikelaskan ke dalam empat

kategori:  oksidasi, reduksi lemah,

reduksi sedang, dan reduksi kuat.

Reaksi reduksi-oksidasi pada

Inceptisol yang berdrainase baik dan

dilakukan penjenuhan menunjukkan

bahwa nitrat hilang dari larutan tanah,

kemudian Mn2+ dan Fe2+ mulai muncul

sementara larutan sulfat habis .

Akumulasi methane meningkat secara

eksponensial dalam tanah setelah

sulfat tidak terdeteksi dan tingkat

Mn2+ dan Fe2+ telah stabil. Selama

waktu inkubasi sekitar 40 hari, nilai

pH dalam larutan tanah meningkat 6.3-

7.5 dan asam asetat serta gas hidrogen

diproduksi. Kedua senyawa terakhir

adalah produk umum dari fermentasi,

proses metabolisme mikroba yang

terjadi ketika kadar oksigen yang

sangat rendah, sehingga degradasi

humus menjadi senyawa organik

sederhana, terutama asam organik,

bersama dengan produksi H2 dan CO2.

Konsentrasi asetat yang dilaporkan

(milli molar) dan gas H2 (mikro molar

dalam larutan tanah) merupakan

fermentasi aktif yang khas. Produk

fermentasi ini terakumulasi selama

tahap awal inkubasi, kemudian habis

seiring dengan tingkat Mn2+ dan

Fe2+meningkat atau produksi methane

dimulai, kondisi ini menunjukkan

konsumsi oleh komunitas mikroba

selama tahap terakhir (Sposito, 2008)

Hasil dari Proses Sedimentasi

Kimiawi.

Batuan sedimen adalah salah satu dari

tiga kelompok utama batuan (batuan

beku, batuan sedimen dan batuan

metamorf) yang terbentuk melalui tiga

cara yaitu : pelapukan (klastik)

pengendapan karena proses biogenic

dan pengendapan dari larutan. Jenis

batuan umum seperti batu kapur, batu

pasir, dan lempung, termasuk dalam

batuan endapan. Batuan endapan

meliputi 75% dari permukaan bumi.

Batuan sedimen (batuan endapan)

adalah batuan yang terjadi akibat

pengendapan materi hasil erosi.

Sekitar 80% permukaan benua tertutup

oleh batuan sedimen. Materi hasil erosi

terdiri atas berbagai jenis partikel yaitu

ada yang halus, kasar, berat dan ada

juga yang ringan. Cara

pengangkutannya pun bermacam-

macam seperti terdorong (traction),

terbawa secara melompat-lompat

(saltion), terbawa dalam bentuk

suspensi, dan ada pula yang larut

(salution).

Bahan asal batuan batuan sedimen

kimiawi adalah uraian hasil pelapukan

batuan beku yang larut dalam air.

Kebanyakan terjadi Karena pengikisan

air yang kaya akan garam (evaporit)

dan konsentrasi - konsentrasi

pengendapan.

Pada umumnya batuan

sendimen kimiawi tersusun atas

garam-garam yang larut dalam air laut,

seperti : NaCl, KCl, MgSO4, CaCo4,

CaCO3, dsb.

Sedimen kimia adalah batuan sedimen

yang terbentuk secara kimia yaitu

batuan-batuab yang langsung

mengendap dari larutan-larutan yang

mengandung berbagai unsur kimia

seperti garam dapur, gipsum, batu

gamping. Pembentukan sedimen

semacam ini terjadi karena proses-

proses penguapan, konsentrasi, dan

pengendapan larutan-larutan yang

telah jenuh. Penguapan air laut atau

danau akan menyebabkan konsentrasi

garam dalam larutan menjadi tinggi

dan selanjutnya akan membentuk

batuan residu endapan kimia.

Batuan lain yang umumnya dibentuk

melalui penguapan adalah batu kapur.

Batu tetes itu stalaktit dan stalagmit di

goa-goa kapur juga merupakan

endapan kimiawi. Air hujan yang

banyak mengandung CO2  akan

melarutkan CaCO3 dan membentuk

senyawa baru Kalsium Bikarbonat.

Sementara airnya mengalir sebagai

aliran sungai bawah tanah, sedangkan

larutan Kalsium Bikarbonatnya

mengendap di bagian atas (langit-

langit goa) membentuk stalaktit dan

menetes di lantai goa membentuk

stalagmit.

Beberapa batuan sedimen sebagai

bahan galian, dikelompok-kan menjadi

dua yaitu kelompok batu gamping dan

kelompok sedimen non-gamping

Contoh batuan sendimen kimiawi

adalah:

a. Oolit

Oolit adalah butiran yang berbentuk

bulat, lonjong dan memperlihatkan

struktur dalam baik secara konsentris

maupun tangensial dengan suatu inti

(nuclei) yang komposisinya bervariasi.

Cortex tersebut adalah halus dan

terlaminasi secara rata pada bagian

luarnya, tetapi laminae individu

mungkin lebih tipis pada titik-titik

sudut tajam intinya. Bentuk nucleus

tersebut tipikal spheroid atau elipsoid

dengan derajat sphericity meningkat

kearah luar

Oolit dapat diklasifikasikan

berdasarkan microfabriknya atau

mineraloginya. Namun ooid dapat

menjadi sulit dikenali bilamana

mengalami diagenesis yang terutama

terjadi pada ooid berasal dari aragonit

yang telah terganti oleh kalsit. Proses

pembentukan ooid bisa pada daerah

beragitasi atau bernergi tinggi dan

akan menghasilkan ooid dengan

struktur dalam yang konsentris. Selain

itu ooid juga terbentuk pada

lingkungan air tenang dengan struktur

dalam tangensial

Batuan yang terdiri atas kumpulan

butiran-butiran kecil berdiameter

antara 0,5 – 10 mm,yang terjadi karena

pengendapan,meliputi seluruh inti,

hingga penampangnya Nampak

sebagai bangunan yang konsentris.

Sendimen ini terjadi pada air yang

bergerak cepat.

Macam – macam oolit:

Oolit gamping

Oolit besi

Oolit yang bersifat pesilit.

b. Batugamping

Batu Gamping Non-klastik disebut

juga Batu Gamping Koral karena

penyusun utamanya adalah Koral yang

merupakan anggauta Coelenterata.

Batu gamping koral umumnya tidak

menunjukkan perlapisan yang baik.

Batu Gamping Klastik adalah hasil

rombakan dari Batu Gamping Non-

Klastik melalui proses erosi oleh air,

tranportasi, sortasi, dan sedimentasi.

Dalam proses perombakan ini akan

tercampur dengan mineral lain yang

merupakan pengotor dan pemberi

warna pada gamping klastik.

Dengan adanya sortasi pada

pembentukan gamping klastik

maka akan terjadi

pengelompokkan berdasarkan

ukuran butirnya seperti berikut

ini :

Kalsirudit adalah batu gamping

fragmental

Kalkarenit adalah batu

gamping berukuran pasir

Kalsilutit adalah batu gamping

berukuran lempung

Dolomit (MgCO3) umumnya

terjadi karena proses

pelindihan (leaching) atau

peresapan unsur Mg dari air

laut ke dalam batu gamping.

Proses ini disebut dengan

Dolomitisasi yaitu pergantian

Ca oleh unsur Mg.

Kalsit (CaCO3)) merupakan

mineral Kalsium Karbonat

murni sebagai hasil

pengkristalan kembali larutan

batu gamping karena pengaruh

airtanah atau air hujan.

Fosfat merupakan hasil reaksi

antara batu gamping dengan

kotoran burung dan kelelawar

yang mengandung asam fosfat .

Rijang (SiO2) terbentuk dari

proses replacement terhadap

batu gamping oleh silika

organik atau an-organik. Rijang

mempunyai butiran kristal

yang sangat halus (crypto-

cristalin).

Macam- macam batu gamping (kapur)

dapat di jelaskan sebagai berikut:

Limestone: batu kapur yang utama

terdiri dari kalsit (CaCO3) yang

berbentuk Kristal, yang

menunjukan bahwa asalnya dari

pengendapan kimia.

Chalk: batuan kapur yang terdiri

atas frakmen-frakmen binatang

berkerangka kapur dan tumbuh-

tumbuhan.

Mergel (Marl): batuan kapur yang

terdiri atas campuran CaCO3

dengan tanah liat dan pasir.

Dolomit: batuan kapur yang terjadi

dari batu kapur yang lebih keras

dan rumus kimianya CaMg (CO3)2.

Travertin: endapan kapur di

daratan, yang terjadi pada mata air

yang mengandung banyak

gamping.

c. Garam dapur

Dengan rumus kimia NaCl, berasal

dari laut. Untuk terbentuknya endapan

garam haruslah terdapat di daerah

yang beriklim kering dan terdapat pada

cekungan yang terpisah dari laut

bebas. Garam adalah batuan sedimen

yang terbentuk oleh pengendapan

mineral evaporite (biasanya halit

[NaCl] dan gips atau kalsium sulfat

anhidrit) dari air garam. Endapan

garam terakumulasi dalam cekungan

sedimen, yang berarti daerah rendah

yang merupakan tempat

pengendapan, di mana air garam,

seperti air laut, menguap cukup untuk

garam untuk mengendapkan. Endapan

garam tebal khususnya terletak di

dasar cekungan pasif-marjin,

dinamakan demikian karena mereka

terjadi di sepanjang tepi tektonik aktif

dari benua. Untuk melihat bagaimana

membentuk cekungan, bayangkan

sebuah super yang sedang ditarik

terpisah, seperti Pangea di Mesozoic

awal. Proses ini, disebut rifting,

melibatkan rapuh dan ulet faulting,

hasil bersih yang adalah untuk

mengencerkan litosfer benua sampai

rusak dan punggungan samudra

terbentuk. Selama tahap awal fase

rifting, cekungan keretakan kering

atau berisi danau air tawar. Akhirnya,

lantai keretakan turun di bawah

permukaan laut dan bentuk laut yang

dangkal. Jika tingkat penguapan yang

tinggi, berbagai garam (biasanya,

halit dan gipsum / anhidrit)

mengendap di dalam air laut dan

terdeposit di lantai celah. Ketika

celah berkembang menjadi lautan

terbuka, tepi benua menjadi margin

pasif yang secara bertahap mereda.

Dengan terus subsidence, lapisan

evaporite (garam) dimakamkan oleh

sedimen klastik dan karbonat khas

lingkungan benua-rak. Kita akan

membahas lingkungan tektonik

dengan lebih rinci nanti

(Perpanjangan Tektonik, Bab 16),

tetapi untuk sekarang kita

meninggalkan Anda gambar tebal

tumpukan sedimen dengan lapisan

garam dekat dasarnya. Ini adalah

kondisi awal untuk pembentukan

intrusi garam.

d. Stalaktit

Stalaktit adalah batuan yang

menggantung pada langit – langit gua

yang terbentuk akibat tetesan air yang

mengandung kalsium karbonat yang

mengendap pada langit langit gua

tersebut. Ketika larutan mengalami

kontak dengan udara kemudian terjadi

proses kimia terbalik yang

mengakibatkan kalsium karbonat

terendapkan. Reaksi kimianya adalah : CaCO3(s) + H2O(l) + CO2(aq) → Ca(HCO3)2(aq)

Stalaktit ini mengalami pertumbuhan

sepanjang 0,13 mm pertahun tetapi

pertumbuhanya juga bias mencapai 3

mm pertahun jika intensitas tetesanya

tinggi dan kaya akan kalsium karbonat

dan karbondioksida.

e. Stalakmit

Stalakmit adalah batuan yang terbentuk

dari tetesan air yang mengandung

kalsium karbonat yang terletak pada

permukaan goa. Stalaktit adalah

pasangan dari stalakmit, hal ini bias

terjadi karena pada saat tertetesnya air

akan terjadi prosos kimiawi yaitu

tetesan solusi mineralisasi pada kalsium

karbonat. Stalakmit tidak boleh

disentuh karena dapat mempengaruhi

pertumbuhannya, hal ini bias terjadi

karena tangan mengandung minyak

yang dapat mengubah permukaan

dimana air dan mineral melekat

sehingga mempengaruhi pertumbuhan

dari stalakmit ini.

f. Gypsum

Gipsum adalah salah satu contoh

mineral dengan kadar kalsium yang

mendominasi. Gipsum yang paling

umum ditemukan adalah jenis hidrat

kalsium sulfat dengan rumus kimia

CaSO4 .2H2 O. Gipsum adalah salah

satu dari beberapa mineral yang

teruapkan. Contoh lain dari mineral-

mineral tersebut Ialah borat, karbonat,

sulfat, dan nitrat. Mineral-mineral

tersebut diendapkan di dasar laut,

danau, gua. karena konsentrasi ion-ion

oleh penguapan. Ketika air panas atau

air memiliki kadar garam yang tinggi

gipsum berubah menjadi basanit

(CaSO4 .H2 O) atau juga menjadi

anhidrit (CaSO4 ). Dalam keadaan

seimbang, gipsum yang berada di atas

suhu 108 °F atau 42 °C dalam air murni

akan berubah menjadi anhidrit.

Gipsum secara umum mempunyai

kelompok yang terdiri dari gipsum

batuan, gipsit alabaster, satin spar, dan

selenit. Gipsum juga dapat

diklasifikasikan berdasarkan tempat

terjadinya, yaitu endapan danau garam,

berasosiasi dengan belerang, terbentuk

sekitar fumarol vulkanik, efflorescence

pada tanah atau gua-gua kapur, tudung

kubah garam, penudung oksida besi

(gossan) pada endapan pirit di daerah

batu gamping.

Gipsum terbentuk dalam berbagai

kondisi, kemurnian dan ketebalan yang

bervariasi. Gipsum merupakan garam

yang mengendap akibat proses

evaporasi air laut diikuti oleh anhidrit

dan halit, ketika salinitas makin

bertambah. Sebagai mineral evaporit,

endapan gipsum berbentuk dari lapisan

di antara batuan sedimen batu

gamping, serpih merah, batu pasir,

lempung, dan garam batu, serta sering

pula berbentuk endapan lensa-lensa

dalam satuan-satuan batuan sedimen.

Gipsum termasuk mineral dengan

sistem kristal monoklin 2/m, namun

kristal gipsnya masuk ke dalam sistem

kristal orthorombik. Gipsum umumnya

berwarna putih, kelabu, cokelat,

kuning, dan transparan. Hal ini

tergantung mineral lain yang

bercampur dengan gipsum.

Gipsum umumnya memiliki sifat lunak

dengan skala Mohs 1,5 –2. Berat jenis

gipsum antara 2,31 – 2,35, kelarutan

dalam air 1,8 gr/liter pada 0 °C yang

meningkat menjadi 2,1 gr/liter pada 40

°C, tapi menurun lagi ketika suhu

semakin tinggi. Gipsum memiliki

pecahan, antara 66 derajat sampai

dengan 114 derajat dan belahannya

adalah jenis choncoidal. Gipsum

memiliki kilap sutra hingga kilap lilin,

tergantung dari jenisnya. Gores

gipsum berwarna putih, memiliki

derajat ketransparanan dari jenis

transparan hingga translucent, serta

memiliki sifat menolak magnet atau

disebut diamagnetit.

g. Batuan Silisifikasi

Batuan silisifikasi adalah batuan yang

terbentuk pada laut dalam sebagai

akibat pergantian mineral oleh

radiolarian sehingga batuan yang

semula tidak bersifat silika berubah

menjadi batuan silika, contoh dari

batuan ini adalah Rijang.

REFERENSI

Anonim, 2014, Indonesia Mining Exploration available at http://indonesia-mining-exploration.blogspot.co.id/2014/02/geokimia.html , diakses tanggal 28-10-2015

Anonim, 2011, Dasar Teori Batuan Sedimen available at http://samuelmodeon.blogspot.co.id/2011/11/dasar-teori-batuan-sedimen.html diakses tanggal 28-10-2015

Anonim, 2013, Batuan Sedimen, available at http://rizqigeos.blogspot.co.id/2013/05/batuan-sedimen.html diakses tanggal 28-10-2015

Anonim, 2012, Pengertian pH meter available at https://irmalitasarimblog.wordpress.com/2012/12/05/pengertian-ph-meter/ diakses tanggal 28-10-2015

Anonim, 2014, pH, Eh, dan ec indikator uji cepat kesuburan tanah available at http://cagust.lecture.ub.ac.id/2014/09/ph-eh-dan-ec-indikator-uji-cepat-kesuburan-tanah/comment-page-1/ diakses tanggal 28-10-2015

Anonim, 2015, Geokimia Batuan Sedimen http://www.goesmart.com/index.php/umum/show_materi/4/541/2/7/79 diakses tanggal 28-10-2015

http://batuan-sedimen-rhy.blogspot.co.id/ diakses tanggal 28-10-2015

Anonim, 2015, Evaporit biasanya halit available at evaporite-biasanya-halit-nacl/37316348 diakses tanggal 28-10-2015

Anonym, 2015, genesa batuan sedimen available at http://geograph88.blogspot.co.id/2015/04/genesa-batuan-sedimen.html diakses tanggal 28-10-2015