1

BAB IPENDAHULUAN

I.1. Latar Belakang

Analisis sayatan tipis batuan dilakukan karena sifat-sifat fisik, seperti

tekstur, komposisi dan perilaku mineral-mineral penyusun batuan tersebut tidak

dapat dideskripsi secara megaskopis di lapangan.

Contoh batuan-batuan tersebut adalah:

1. Batuan beku yang bertekstur afanitik atau batuan asal

gunungapi

2. Batuan sedimen klastika berukuran halus, seperti batugamping,

batupasir, napal, lanau, fragmen batuan dan lain-lain

3. Batuan metamorf: sekis, filit, gneis dan lain-lain

mineralogi optis adalah suatu metode yang sangat mendasar yang

berfungsi untuk mendukung analisis data geologi. Untuk dapat melakukan

pengamatan secara optis atau petrografi diperlukan alat yang disebut mikroskop

polarisasi. Hal itu berhubungan dengan teknik pembacaan data yang dilakukan

melalui lensa yang mempolarisasi obyek pengamatan. Hasil polarisasi obyek

selanjutnya dikirim melalui lensa obyektif dan lensa okuler ke mata (pengamat).

I.2. Maksud dan Tujuan

Maksud praktikum mineral optik & petrografi adalah merupakan salah

satu syarat kurikulum semester 4 di jurusan Teknik Geologi, Fakultas Teknologi

Mineral, Institut Sains & Teknologi ”AKPRIND” Yogyakarta.

2

Tujuannya dapat menganalisis mineral secara nikol sejajar maupun

nikol silang.dan dapat membedakan batuan yang terdapat pada sayatan

tipis,seperti batuan beku,sedimen piroklastik,maupun metamorf dengan

menggunakan mikroskop.

I.3. Metode Praktikum

Dalam melaksanakan praktikum mineral optik dan petrografi, metode

yang digunakan yaitu dari asisten memberikan penjelasan tentang cara

menganalisis sifat optis pada mineral baik dengan pengamatan nikol sejajar

maupun dengan pengamatan nikol silang pada sayatan tipis.

Salah satu metode untuk mengetahui komposisi atau jenis mineral dalam

batuan beserta teksturnya adalah dengan cara melakukan analisis petrografi

(petro=batuan, grafi=tulisan hasil analisis). Dalam tahapan analisis petrografi,

perconto batuan tersebut dibuat menjadi sayatan tipis batuan ("thin section")

dengan standar pembuatan sayatan tipis yang baku/internasional. Apabila sayatan

tipis batuan telah diperoleh maka dilakukan pendeskripsian batuan atau analisis

petrografi untuk menentukan komposisi mineral dan tekstur batuannya dengan

menggunakan alat bantu mikroskop polarisasi. Hasil deskripsi batuan kemudian

ditabelkan dan untuk visualisasi dibuat foto mikroskopik sayatan tipis batuan.

Data tersebut diatas diinterpretasi untuk menentukan kelompok/jenis batuan atau

klasifikasi batuannya.

I.1. Alat dan Bahan

1

3

Peralatan yang digunakan untuk menganalisis sifat optis mineral dan

menganalisis batuan secara petrografi pada sayatan tipis antara lain :

Mikroskop Polarisasi

Lampu

Sayatan Tipis(batuan beku,piroklastik,sedimen,metamorf)

Tabel warna interference (Michel-Levy)

Alat tulis

Formulir lembar kerja praktikum.

4

BAB IIMINERAL OPTIK

II.1. Dasar Teori Mineral Optik

Setiap mineral memiliki system kristalnya masing – masing dan setiap

system kristal memiliki sumbu kristal walaupun sudut yang dibentuk oleh masing-

masing sumbu kristal antara system kristal yang satu dan yang lain berbeda.

Untuk itu setiap mineral memiliki sifat optis tertentu yang dapat diamati

pada pengamatan nikol sejajar dan nikol silang atau diagonal terhadap sumbu

panjangnya (sumbu c).

II.2. Pengenalan Alat

Analisis sayatan tipis batuan dilakukan karena sifat-sifat fisik, seperti

tekstur, komposisi dan perilaku mineral-mineral penyusun batuan tersebut tidak

dapat dideskripsi secara megaskopis di lapangan.

Contoh batuan-batuan tersebut adalah:

4. Batuan beku yang bertekstur afanitik atau batuan asal

gunungapi

5. Batuan sedimen klastika berukuran halus, seperti batugamping,

batupasir, napal, lanau, fragmen batuan dan lain-lain

6. Batuan metamorf: sekis, filit, gneis dan lain-lain

Jadi mineralogi optis adalah suatu metode yang sangat mendasar yang

berfungsi untuk mendukung analisis data geologi. Untuk dapat melakukan

pengamatan secara optis atau petrografi diperlukan alat yang disebut mikroskop

4

5

polarisasi. Hal itu berhubungan dengan teknik pembacaan data yang dilakukan

melalui lensa yang mempolarisasi obyek pengamatan. Hasil polarisasi obyek

selanjutnya dikirim melalui lensa obyektif dan lensa okuler ke mata (pengamat).

Ada beberapa jenis mikroskop polarisasi, yaitu mikroskop terpolarisasi

binokuler dan trilokuler, baik non-digital maupun yang digital

Gambar 1. Kiri: Bagian-bagian dari mikroskop polarisasi binokuler secara garis besar (sumber

ZEISS, 1961). Kanan: Bagian-bagian dari mikroskop polarisasi trilokuler secara garis

besar (sumber ZEISS, 1961).

Lampu terpisah dari mikroskup. Sinar lampu dipantulkan melalui cermin

(mirror) lalu dilanjutkan ke lensa polarizer. Sinar menembus obyek yang

6

diletakkan di atas meja obyektif. Sinar membawa data dari obyek (sayatan tipis)

dikirimkan ke lensa obyektif, ditangkap oleh okuler dan diterima mata.

Gambar 2. Mikroskop digital dengan layar video; data pengamatan sayatan tipis dikirim ke layar

LCD dan dapat disimpan di dalam hard disk.

Gambar 3. Mikroskup polarisasi binokuler digital dengan layar video yang lain (kiri) dan

mikroskup polarisasi standar yang kini tersimpan di laboratorium Geologi ISTA

(kanan).

A. Bagian-Bagian dari Mikroskup Polarisasi

(a). Lensa Ocular

7

Yaitu lensa dengan perbesaran yang biasanya mencapai 10x. Lensa ini

berhubungan langsung dengan mata saat mengamati sayatan tipis batuan di bawah

mikroskup. Dalam lansa ini terdapat benangsilang yang dapat membantu

menentukan posisi utara-selatan (U-S) dan timur-barat (T-B). Benang silang juga

sering digunakan untuk mengetahui sudut pemadaman suatu mineral, apakah

miring atau tegak lurus. Perbesaran dari obyek sayatan tipis di atas meja obyektif

(gambar samping) dihasilkan dari perbesaran okuler dan lensa obyektif (gambar

bawah). Contoh: jika sayatan tipis dilihat dengan menggunakan lensa obyektif

dengan perbesaran tertulis 4X, dan okuler 10X, maka memiliki perbesaran total

40X.

Lensa okuler lensa obyektif

Gambar 4. Lensa okuler dan lensa obyektif yang terdapat dalam mikroskup polarisasi.

(b). Prisma Nikol (Gambar 7)

Jika polarizer dipindahkan dari mikroskop dan sinar direfleksikan dari

permukaan ke bidang horizontal, maka bidang terpolarisasi menjadi gelap jika

8

diputar ke kanan. Biotit yang disayat memotong belahannya memiliki absorpsi

terbaik jika bidang belahan sejajar dengan bidang vibrasi terpolarisasi. Pada posisi

ini mineral menjadi gelap maksimum. Vibrasi gelapan juga dijumpai pada mineral

Tourmaline yang diputar ke kanan dari sumbu C. Kedudukan normal dari vibrasi

sinar yang melalui prisma (sinar ekstra-ordinary) dijumpai maksimum pada

kanada balsam. Prisma nikol digunakan untuk melakukan pengamatan pada posisi

nikol silang.

Gambar 5. Penggunaan Prisma Nikol untuk Pengamatan Nikol Silang

9

.

Gambar 6. Prisma nikol, lensa obyektif dan lensa okuler pada mikroskup polarisasi

(c). Lensa lampu konvergen

Mikroskop dioperasikan pada sinar lampu yang searah dengan tube dan

obyek

Lensa konvergen menangkap sinar tersebut secara maksimal dan

melanjutkannya melalui tube ke lensa polarizer

Sinar tersebut membawa data dari obyek yang selanjutnya dikirimkan ke

lensa obyektif dan ditangkap oleh lensa okuler

Yaitu dengan menaikkan nikol bagian bawah yang terletak di bawah meja

obyektif, sehingga:

Permukaan polarizer dapat menyentuh gelas preparat

(d) Meja obyektif (meja putar)

Meja obyektif berbentuk melingkar atau kotak ---- kebanyakan bulat

Meja ini terletak di atas polarizer dan di bawah lensa obyektif

Merupakan tempat meletakkan sayatan tipis untuk diamati

10

Pada meja dilengkapi dengan sekala besaran (mikrometer) yang melintang

meja dan koordinat sumbu hingga 360O

Bagian pusat meja harus satu garis dengan pusat optis dari tube.

Centering dilakukan dengan memutar scroll (screws), centring 90o berada

di bawah tube.

Setelah posisinya centering, sayatan tipis diletakkan di atas meja obyektif,

agar tidak bergeser-geser maka dapat dijepit dengan kedua penjepit.

Meja obyektif dapat dinaik-turunkan sesuai dengan kebutuhan dan posisi

sentringnya

Kini, mikroskop modern telah dilengkapi monitor LCD

(e). Benang Silang (Cross Hair)

Benang silang berada pada lensa okular, satu benang melintang ke kanan-

kiri dan benang yang lain melintang ke atas dan ke bawah.

Berfungsi untuk mengetahui kedudukan koordinat bidang sumbu mineral,

atau sudut interfacial kristall.

Meja obyektif harus berkedudukan centered dengan perpotongan benang

silang, jika tidak centered maka benang silang tidak akan terlihat.

Pembacaan akan dapat dilakukan jika salah satu sisi kristal sejajar dengan

benang silang kanan-kiri, selanjutnya meja obyektif diputar sampai benang silang

yang lain sejajar dengan arah lain dari meja obyektif tetapi berlawanan dengan

center-nya.

11

Gambar 7. Benang silang yang terdapat pada lensa okuler dalam mikroskup polarisasi.

(f). Cermin Pantul (The Mirror)

Cermin pantul berfungsi untuk mengirimkan sinar dari lampu ke sumber

obyek

Berbentuk bidang datar pada sisi belakang dan cekung pada sisi depan

Pembentuk yang pertama digunakan untuk perbesaran rendah, sedangkan

yang terakhir untuk perbesaran yang lebih tinggi.

Cermin ini berfungsi mengumpulkan sinar lampu dengan aperture yang

menyudut pada sekitar 40o.

Untuk perbesaran yang lebih besar dan dengan menggunakan sinar

konvergen, maka menggunakan sinar konvergen

Penggunaan cermin terutama untuk efisinsi penggunaan mikroskop.

Benang silang

12

Ketika menggunakan sinar datang yang sejajar sebagai ordinary daylight,

maka sinar tersebut direfleksikan dari cermin dengan intensitas yang rendah,

yang datang bersamaan dengan focal point.

Jika sumber sinar dekat dengan instrument, focal-length-nya besar, dan

sebaliknya

(g). Lensa Obyektif

Diklasifikaskan berdasarkan nilai perbesarannya.

Untuk obyektif yang memiliki power rendah, maka focal length-nya di

atas 13 mm dan perbesarannya kurang dari 15 x; untuk power menengah

focal length antara 12- 5 mm dan perbesarannya 40 x; dan power tinggi

focal length kurang dari 4,5 mm dan perbesarannya mencapai 40 x.

Lensa obyektif yang sering digunakan adalah yang berukuran 3 dan 7 mm

Dalam satu sayatan tipis sering terdiri atas suatu seri bidang yang saling

menumpang, dan hanya salah satunya saja yang dapat diamati.

Dalam lens obyektif low-power, dapat dilihat obyek yang menumpang

bidang yang berbeda lainnya, tetapi dengan lensa high-power hal itu tidak

mungkin dilakukan.

Tingkat kecerahan (brightness) dari image akan meningkat jika hitungan

aperturenya dapat diketahui dalam luasan pesegi.

(h). Resolving Power

Bagian dari mikroskop yang berfungsi untuk pengaturan ketelitian alat.

Dengan meningkatkan resolving power untuk mempertajam obyek

pengamatan maka dapat mengurangi masa pemakaian alat.

13

Dalam praktik petrografis, dibutuhkan ketelitian maksimal sehingga sifat

terkecil pun terdeteksi.

Mata hanya mampu membedakan 250 garis dalam 1 inci

Ketika dua titik berpindah dari posisi 6.876x dari mata, maka yang terlihat

hanya satu titik.

Dengan bantuan resolving power dan okuler, mata mampu membedakan

pleurosigma angulatum sebanyak 50.000 garis .

(i). Lensa Bertrand (Keping Gipsum)

Berada pada center dari microscope di atas analyzer yang melintas masuk /

keluar tube

Digunakan sebagai mikroskop kecil bersama-sama dengan okuler untuk

memperbesar gambaran interference

Terutama digunakan untuk mengetahui warna birefringence, sehingga

dapat diketahui ketebalan sayatannya

Pada penggunaan alat ini, juga dilengkapi dengan tabel warna interference

(Gambar 8).

14

Gambar 8. Tabel warna interference yang digunakan bersama-sama dengan keping gips untuk

mengetahui warna birefringence.

(j). Lensa Ocular

Disebut juga dengan lensa okuler Huygens

Terdiri dari dua lensa simple plane-convex

Terletak berhadapan langsung dengan mata.

Lensa bagian atas berupa lensa mata dan lensa bagian bawah berfungsi

untuk mengumpulkan data.

Focal length dari lensa mata adalah 1/3-nya dari lensa pengumpul (field

length).

Sinar sinar ini yang menyebabkan kelelahan pada mata saat pengamatan.

Pada okuler juga dijumpai benang silang, berbentuk jaring laba-laba dan

mengikatkan tali tersebut pada perutnya.

(k). Mikrometer

Berfungsi untuk mengukur jarak dalam sekala yang sempit, contoh:

diameter mineral.

Terletak di atas meja obyektif.

Pada pembacaan langsung dalam meja obyektif, sekala dalam

ratusan mm.

15

Jadi, dalam suatu pengamatan sayatan tipis dapat diketahui seberapa

ratus mm dalam suatu divisi kristal.

Agar familier dalam penggunaannya, siswa dapat membuat sendiri

mikrometer tersebut

(l). Adjustment Screws

Adjustment screw berfungsi untuk mengatur (bagian dalam 2) dan

menghaluskannya (bagian luar 1) kefokusan lensa okuler dan obyektif

Metodenya yaitu dengan memutar ke kanan untuk memperbesar dan ke

kiri untuk memperkecil.

Terletak pada gagang mikroskop (tube)

Akurasi kerja Adjustment screw mencapai 0,001 mm.

Adjustment screw

Gambar 9. Adjustment screw, mikrometer dan prisma nikol

B. Penggunaan Mikroskup Polarisasi

16

Pencahayaan mikroskop sangat baik jika berasal dari arah utara; jika

tidak mampu dari timur. Jangan menggunakan sinar matahari langsung. Meja

(bangku) harus kuat, dan pengamat harus nyaman menggunakannya. Mikroskop

harus terletak tepat di depan pengamat, kedua tangan leluasa mengoperasikannya.

Jangan menutup mata sebelah, mata yang tidak dipakai untuk mengamati

dibiarkan terbuka, agar tidak jereng atau mudah lelah. Pencahayaan harus cukup

mampu menerangi pengamatan paralel nikol dan silang nikol.

Agar mata tidak sakit, praktikan disarankan memfokuskan pengamatan

dengan menaikkan power, dari pada menurunkannya --- agar dapat menghindari

kalau -kalau lensa menyentuh preparat dan memcahkannya. Tempatkan

pandangan (mata) setinggi dengan okuler, perlambatkan dalam memutar screw

jika jarak obyektif dan preparat sangat dekat. Lakukan pengamatan hanya jika

obyek pengamatan benar-benar telah fokus.

Tip Menggunakan Mikroskop Polarisasi

1. Pada mineral tak-berwarna (ct. kuarsa), sebaiknya mengurangi

pencahayaannya, dan memperhatikan adanya rongga atau inklusi.

2. Sebaiknya menjaga betul-betul agar lensa dan nikol dapat awet dan

meningkat efisiensinya.

3. Jangan membiarkan lensa mikroskop terkena sinar matahari langsung

dan / uap radiator.

4. Lensa harus dijaga agar terbebas dari debu. Lensa obyektif jangan sampai

bersinggungan dengan cover glass, karena akan tergores

17

II.3. Sifat Optis Mineral Mineral yang Dideskripsi Di Laboratorium

II.3.1 Sifat Optis Mineral Pada Pengamatan Nikol Sejajar

Setiap mineral memiliki sistem kristalnya masing-masing: isometrik

(sumbu a = sumbu b = sumbu c; < = < = <); rhombik (sumbu a sumbu b

sumbu c; < < <); triklin; monoklin; tetragonal, heksagonal dan lain-lain.

Setiap sistem kristal memiliki sumbu kristal, walaupun sudut yang dibentuk oleh

masing-masing sumbu kristal antara sistem kristal yang satu terhadap yang lain

berbeda. Untuk itulah setiap mineral memiliki sifat optis tertentu, yang dapat

diamati pada posisi sejajar atau diagonal terhadap sumbu panjangnya (sumbu c).

Pengamatan mikroskopis yang dilakukan pada posisi sejajar sumbu panjang

disebut pengamatan pada nikol sejajar.

A. Warna Adsorbsi

Serapan cahaya yang melintasi kristal yang sedang bergetar sejajar dengan

arah getar polarisator dapat mengakibatkan terjadinya warna. Warna absorbsi

dibagi menjadi dua, yaitu :

1) Idiochromatic, yaitu warna mineral yang tetap dan tertentu karena

elemen-elemen utama pada mineral tersebut.

2) Allochromatic, yaitu warna akibat adanya campuran atau pengotor dari

unsur lain, sehingga merikan warna yang berubah-ubah tergantung dari

pengotornya.

B. Relief

Relief adalah sifat optis mineral atau batuan yang menunjukkan tingkat

/ besarnya pantulan yang diterima oleh mata (pengamat). Semakin besar sinar

18

yang dipantulkan atau semakin kecil sinar yang dibiaskan oleh lensa polarisasi,

maka makin rendah reliefnya, begitu pula sebaliknya. Jadi, relief mineral

berhubungan erat dengan sifat indek biasnya; Ngelas < Nobyek. Relief kadang-kadang

juga diimplikasikan oleh tebal-tipisnya sayatan. Sayatan yang telah memenuhi

standarisasi, tentunya memiliki relief yang standar juga, sehingga besarnya

tertentu.

Relief mineral dapat digunakan untuk memisahkan antara batas tepi

mineral yang satu dengan yang lain. Suatu batuan yang tersusun atas berbagai

macam mineral yang berbeda, masing-masing mineral tersebut tentunya memiliki

sifat optis yang berbeda pula. Jadi, kesemua itu akan membentuk relief; ada yang

tinggi, sedang atau rendah (Gambar II.1). Pada prinsipnya; kaca / air / udara

memiliki indeks bias sempurna, sehingga memantulkan seluruh sinar yang

menembusnya. Namun, suatu mineral memiliki indeks bias yang lebih rendah

dibandingkan kaca / air / udara, sehingga reliefnya lebih tinggi.

Bandingkan indeks bias yang dipantulkan oleh mineral dengan indeks

bias yang dipantulkan oleh kanada balsam. Kanada balsam memantulkan seluruh

sinar yang menembusnya. Mineral menyerap sebagian sinar dan memantulkannya

sebagian. Makin tidak berwarna sinar yang dipantulkan makin besar, sehingga

reliefnya makin rendah.

19

relief tinggi relief rendah

Gambar 10. Sifat optis relief tinggi pada mineral olivin (atas) dan relief rendah (bawah) yang

diamati pada posisi nikol sejajar

C. Pleokroisme

Yaitu sifat penyusupan mineral anisotropic dalam menyerap sinar

mengikuti sistem kristalografinya. Ditunjukkan oleh beberapa kali perubahan

warna kristal setelah diputar hingga 360O. Dapat diamati pada posisi terpolarisasi

maupun nikol sejajar.

Mineral uniaxial disebut dichroic: dua warna yang berbeda dari vibrasi

sinar yang parallel terhadap sumbu vertikal dan sumbu dasar. Mineral biaksial:

trichroic, 3 perubahan warna berhubungan dengan 3 sumbu elastisitas utama.

Pleokroisme biotit berwarna coklat kekuningan Orde 1

20

Pleokroisme biotit berwarna coklat gelap Orde I

Gambar 11. Gambar atas: warna interferensi biotit sejajar sumbu C dan gambar

bawah:pleokroismenya pada sudut putaran 90O

C. Bentuk Kristal

Bentuk kristal adalah bentuk suatu kristal mineral mengikuti

pertumbuhan / tata aturan pertumbuhan kristal. Bentuk kristal yang ideal pasti

mengikuti susunan atom dan pertumbuhan atom-atom tersebut, atau dapat pula

mengikuti arah belahannya. Sebagian besar mineral yang terbentuk oleh proses

pembekuan magma di luar, menunjukkan bentuk kristal yang tidak sempurna,

karena pembekuannya / pengkristalisasiannya sangat cepat sehingga bentuknya

kurang sempurna, begitu pula sebaliknya. Jadi, bentuk kristal dapat digunakan

sebagai parameter untuk mengetahui tingkat kristalisasi mineral secara umum.

Namun, mineral yang berukuran besar bukan berarti tingkat kristalisasinya

sempurna. Sebagai contoh adalah mineral-mineral penyusun batuan gunung api

yang terkristalisasi dengan cepat dapat tumbuh membentuk mineral dalam

diameter yang besar, tetapi bentuk kristalnya anhedral membentuk fenokris dalam

batuan bertekstur porfiritik.

21

Dalam pendeskripsiannya, bentuk kristal ditentukan dari orientasi

tepian mineralnya. Bentuk kristal yang tidak beraturan pada seluruh sisinya

disebut anhedral; jika sebagian sisi kristal yang tidak beraturan disebut subhedral;

dan jika seluruh sisi kristal beraturan disebut euhedral.

D. Bentuk mineral

Bentuk mineral tidak harus sama dengan bentuk kristal. Bentuk

mineral adalah bentuk secara fisik, seperti takteratur (irregular), memanjang,

prismatik, fibrous, membulat dan lain-lain (Gambar II.4). bentuk-bentuk mineral

tersebut tidak berhubungan dengan tingkat kristalisasinya. Bentuk mineral secara

sempurna dapat mengikuti bentuk pertumbuhan kristalnya, namun tidak dapat

digunakan sebagai parameter tingkat kristalisasi.

blocky

acicular

bladed

prismatic

anhedral/irregular

elongate

rounded

fibrous

tabular

euhedral

22

Gambar 12. Gambar atas: bentuk-bentuk mineral blocky, irregular; gambar bawah: bentuk mineral

euhedral

E. Belahan

Belahan adalah sifat mineral yang berhubungan dengan sistem

kristalnya juga. Pada umumnya, suatu mineral memiliki bentuk kristal dari suatu

sistem kristal tertentu, sesuai dengan pertumbuhan kristalnya. Pertumbuhan kristal

sendiri dibentuk / dibangun oleh susunan atom di dalamnya. Dengan demikian,

sisi-sisi susunan atom-atom tersebut menjadi lebih lemah dibandingkan dengan

ikatannya. Hal itu berpengaruh pada tingkat kerapuhannya. Saat mineral

mengalami benturan / terdeformasi, maka pecahannya akan lebih mudah

mengikuti arah belahannya.

Belahan lebih mudah diamati pada posisi nikol sejajar tetapi beberapa

mineral juga dapat diamati pada posisi nikol silang. Tidak semua belahan mineral

dapat diamati di bawah mikroskup, sebagai contoh adalah kuarsa dan olivin

(Gambar II.5). Tetapi, sebenarnya keduanya memiliki pecahan yang jelas. Kuarsa,

secara megaskopis memiliki pecahan konkoidal (seperti kaca) akibat bentuk

kristalnya yang bipiramidal, namun di bawah mikroskup belahan konkoidal-

bipiramidal sulit dapat diamati. Olivin kadang-kadang menunjukkan belahan dua

arah miring, namun karena bentuknya yang membotol, jadi sulit diamati juga di

bawah mikroskup.

23

Gambar 13. Gambar kiri: Contoh mineral dengan susunan acak (belahan tidak jelas) atau tanpa

belahan: olivin; gambar kanan: Contoh mineral kuarsa tanpa belahan

Contoh :

belahan jelas 1 arah: kelompok mika

belahan jelas 2 arah: piroksen dan amfibol

mineral dengan sudut belahan 2 arah membentuk perpotongan

dengan sudut 60°/120°: amfibol / horenblende (Gambar 15. atas) dan

mineral dengan sudut belahan dua arah membentuk sudut 90° piroksen

(Gambar 15. bawah)

60°120°

miring

90O

90O

Belahan jelas pada 2 arah Belahan kurang jelas pada 2 arah

24

Gambar 14. Gambar atas: belahan jelas pada dua arah miring; gambar bawah: belahan kurang jelas

pada dua arah dengan sudut 90O

II.3.2 Sifat Optis Mineral Pada Pengamatan Nikol Silang

Pengamatan nikol silang dilakukan jika sayatan berada pada diagonal

sumbu C, yaitu dengan memasang prisma polarisasi bagian atas. Sifat-sifat optis

mineral yang diamati pada posisi nikol silang adalah birefringence (interference

ganda), twinning (kembaran): tipe kembaran dan arah orientasinya dan sudut

gelapan: sejajar / miring pada sudut berapa

A. Sifat Birefringence (BF)

Standardisasi sayatan tipis memiliki ketebalan 0,03 mm. Dalam

sayatan tipis, interference mineral harus dapat diamati, yang hanya dapat dalam

sayatan tipis 0,03 mm. Ct. warna interference kuarsa terrendah berada pada orde

pertama putih (abu-abu) atau mendekati warna kuning orde I. Warna interference

dapat dilihat dari posisi horizontal sayatan. Setelah warna interference diketahui,

pengamatan dilanjutkan melalui garis diagonalnya hingga didapatkan sifat

birefringence (BF). Dari posisi birefringence, dengan meluruskan ke bawah

melalui garis diagonal ke perpotongannya, akan diketahui ketebalan standarnya,

apakah lebih tebal atau tidak dari 0,03 mm. Orde warna interference dan

birefringence menggunakan tabel warna Michel-Levy (Gambar 16).

Birefringence ditentukan dari refraksi ganda pada pantulan sinar

maximum (warna orde tertinggi). BF dapat dilihat jika posisi sayatan berada pada

sudut pemadaman 45O terhadap nikol. BF dapat digunakan (bertujuan) untuk

25

menguji ketebalan sayatan kristal. Sifat BF mineral dapat dilihat pada tabel sifat-

sifat mineral (Bloss, 1961; Kerr, 1959; Larsen and Berman, 1964; Rogers and

Kerr, 1942) yang disertai dengan perubahan antara indeks refraksi tertinggi dan

terrendahnya.

Sifat difraksi maximum biasanya juga dapat diperikan dalam sifat ini.

Jika obyek memiliki belahan jelas atau bentuk kristalnya terorientasi pada keping

gelas dasarnya, beberapa partikel harus disusun ulang hingga berorientasi baru,

yaitu dengan membuka cover glass dan mineral didorong secara horizontal.

Birefringence secara relatif sama pada setiap kelompok (kelas) mineral yang

sama, ct. piroksen, amfibol dan plagioklas. Indeks refraksi dan warna mungkin

berbeda di antara satu kelompok mineral, namun warna BF-nya hampir sama.

BF dapat diamati di bawah mikroskup dengan memasang lensa

Bertrand (keping gipsum). Lensa Bertrand keberadaannya sering terpisah dari

mikroskop. Lensa ini dapat dilepaskan. Sifat BF dapat diamati pada posisi nikol

silang, yaitu dengan memasang lensa Bertrand pada posisinya (yaitu di atas

analyzer). Perubahan warna yang dihasilkan biasanya ditentukan oleh warna

reliefnya dan ketebalan sayatannya

Jika reliefnya rendah (tidak berwarna) maka memiliki sifat BF tinggi. Kanada

balsam memiliki sifat BF tertinggi hitam.

26

Gambar 15. Warna interferene maksimum yang dapat dilihat setelah lensa Bertrand

(keping/prisma gips) dipasang

Sifat BF juga bertujuan untuk mengetahui sifat anisotropi mineral.

B. Sifat Kembaran (Twinning)

Yaitu sifat yang ditunjukkan oleh mineral akibat pertumbuhan bersama

kristal saat pengkristalannya. Berbentuk kisi-kisi yang dibentuk oleh orientasi

pertumbuhan kristalografi. Sifat ini dapat diamati pada posisi pengamatan nikol

silang. Berhubungan dengan sifat pemadamannya.

Bentuk Kembaran berhubungan dengan bentuk simetri dari dua atau

lebih bagian-bagian (bayangan kembar, sumbu rotasi). Macam-macam kembaran:

1) Refleksi (berbentuk bidang kembar); Ct: model kembaran gypsum “fish-

tail”, 102 dan 108

2) Rotasi dengan memutar meja obyektif (biasanya 180o) memiliki bentuk

kembaran sumbu: normal parallel. Ct: kembaran carlsbad, model 103

27

3) Inversi (kembaran ke pusat)

Kembaran Multiple (> 2 segmen memiliki kesamaan sifat optis

yang terulang)

Kembaran Cyclic - kembaran berulang yang bidang-bidang

kembarannya tidak parallel; ct: kembaran polisintetik Albite pada

plagiokla.

Jenis-jenis kembaran lain yang umum dijumpai dalam beberapa mineral adalah:

Kembaran Albit : terbentuk oleh pertumbuhan bersama feldspar plagioklas

dengan sistem kristal: Triclinic; merupakan kembaran yang umum

dijumpai pada plagioklas pada 010

Kembran polisintetis juga dapat diamati dalam pengamatan

megaskopis pada Chrysoberryl dan Aragonit membentuk kembaran cyclic

Gambar 16. Kembaran polisintetik cyclic pada Chrysoberryl dan Aragonit

28

Kembaran sederhana, contoh pada piroksen posisi {100}

Gambar 17. Kembaran sederhana pada Clinopyroxene (augite) posisi {100}

Mineral-mineral prismatik panjang biasanya memiliki kembaran,

sebagai contoh adalah plagioklas dan klinopiroksen. Kembaran yang umum

dijumpai pada Plagioklas:

Sederhana Carlsbad pada (010)

Polysynthetic albite pada (010)

Pericline pada (101)

Gambar 18. Kembarran sederhana Carlsbad, Polisintetik albit dan Pericline pada Plagioklas

C. Sifat Gelapan (Extinction)

29

Adalah fungsi hubungan orientasi indikatrik dan orientasi

kristalografik. Mineral anisotropik menunjukkan gelapan pada posisi nikol silang

dengan rotasi tiap 90O. Gelapan muncul ketika kedudukan salah satu vibrasi

sejajar polarizer bawah. Dampaknya adalah seluruh sinar datang ditahan oleh

polarizer atas sehingga tidak membentuk getaran. Seluruh sinar yang melalui

mineral terserap pada polarizer atas, dan mineral terlihat gelap. Pada putaran

posisi 45°, komponen maximum dari sinar cepat dan sinar lambat mampu dirubah

menjadi vibrasi pada polarizer atas. Hanya perubahan warna interference saja

yang menjadi lebih terang atau lebih gelap saja, warna sebenarnya tidak berubah.

Banyak mineral secara umum membentuk butiran memanjang dan

dengan mudah dikenali kedudukan belahannya, ct. biotit, horenblenda, plagioklas.

Sudut pemadaman adalah sudut antara panjang atau belahan mineral dan

kedudukan vibrasi mineral. Nilai sudut pemadaman masing-masing mineral

bervariasi mengikuti arah orientasi butirannya.

Tipe Pemadaman

Pemadaman Parallel ; Mineral menjadi gelap ketika belahannya atau sumbu

panjang searah terhadap salah satu benang silangnya. Sudut pemadaman

(EA) = 0°; contoh: Orthopiroksen dan Biotite

Pemadaman Miring ; mineral gelap ketika belahan membentuk sudut

dengan benang silang, (EA) > 0° ; contoh: Klinopiroksen dan Horenblenda

Pemadaman Simetri ; mineral menunjukkan belahan 2 arah atau dua

perbedaan muka kristal---- memungkinkan untuk mengukur dua sudut

gelapan antara masing-masing belahan atau muka dan kedudukan vibrasi.

30

Jika 2 sudut sama maka akan dijumpai pemadaman simetri, (EA1 = EA2);

contoh: Amfibol dan Kalsit

Tanpa belahan : mineral yang tidak memanjang atau tidak memperlihatkan

belahan yang mencolok, akan memberikan pemadaman setiap diputar 90°,

tetapi tidak dapat diukur sudut pemadamannya; contoh: Kuarsa dan olivin

a. Pemadaman Paralel

semua mineral uniaxial menunjukkan pemadaman parallel

mineral-mineral orthorhombik menunjukkan pemadaman parallel (hal itu

karena sumbu kristal dan sumbu indicatrik serupa)

b. Sudut Pemadaman Miring

Mineral-mineral Monoclinic dan Triclinic memiliki sumbu indikatrik yang

tidak serupa dengan subu kristalnya ---- memiliki pemadaman miring

sudut pemadaman dapat membantu memerikan nama mineralnya

31

Gambar 19. Ilustrasi pemadaman paralel (kiri) dan pemadaman miring (kanan)

n

n a=X

c=Z

b=Y

Pemadaman paralel

c

a

b

Z

X

Y

Pemadaman miring

PPL XN

Pemadaman orthopiroksen

32

Gambar 20. Contoh mineral dengan pemadaman paralel pada ortopiroksen (atas) dan pemadaman

miring pada klinopiroksen (bawah)

II.4. Sifat Optis Mineral Plagioklas

A. Sifat-Sifat Umum

Rumus kimia: (Na,Ca)(Si,Al)4O8

Berat molekul = 270,77 gram    

Sodium      4,25 %   Na    5,72 % Na2O    

Calcium      7,40 %   Ca  10,36 % CaO    

Aluminum    9,96 %   Al    18,83 % Al2O3    

Silicon    31,12 %   Si    66,57 % SiO2    

Oxygen     47,27   %     O    00,00             

  100,00 %       101,48 % = total oksida

Rumus empiris: Na 0,5Ca 0,5Si 3AlO8

Keterdapatannya: pada batuan beku dan metamorf. Masuk dalam

kelompok Na, Ca feldspar.

IMA Status: Not Approved IMA

Locality: Common world wide occurrences.

Klinopiroksen

Sudut pemadaman

Pemadaman Klinopiroksen

33

Asal Nama: dari bahasa Yunani “plagios” ~"oblique" dan “klao” ~ "I

cleave" berarti mudah membelah ~ memiliki sudut belahan yang baik.

B. Sifat-Sifat Fisik

Sifat-sifat secara fisik mineral plagioklas, terdiri dari albit, oligoklas,

andesin, bitownit, labradorit dan anortit.

Belahan : [001] baik, [010] baik

Warna: putih, abu-abu, putih kebiruan, putih kemerahan dan putih

kehijauan.

Density: 2,61 – 2,76, rata-rata = 2,68

Diaphaniety: Transparent sampai translucent

Pecahan: Brittle – umumnya mirip dengan gelas dan mineral-mineral

non-metallik.

Perlakuan: Massive - Granular – banyak dijumpai dalam granit dan

batuan beku lainnya.

Kekerasan: 6-6,5 - Orthoclase-Pyrite

Luminescence: Non-fluorescent.

Luster: Vitreous (Glassy)

Streak: putih

34

Gambar 21. Sifat-sifat fisik mineral plagioklas dari anorthit hingga albit

(www.webminerals.com/specimens)

C. Sifat-Sifat Optis

NCalc= 1,56 - dari Gladstone-Dale hubungannya (KC = 0,2101),

Ncalc=Dmeas*KC+1

Plagioclase * (Na,Ca)(Si,Al)4O8 C1 1

Albite  NaAlSi3O8 C1 1

Oligoclase  (Na,Ca)(Si,Al)4O8 C1 1

Andesine * (Na,Ca)(Si,Al)4O8 C1 1

Labradorite * (Ca,Na)(Si,Al)4O8 C1 1

albit albit

labradorit

oligoclase

anorthite

andesine bitownite

oligoclase

35

Bytownite * (Ca,Na)(Si,Al)4O8 C1 1

Anorthite  CaAl2Si2O8 P1,I1 1

Gambar 22. adalah mineral plagioklas dalam sayatan tipis

Gambar 23. Kenampakan plagioklas dalam sayatan tipis nikol silang; identifikasi mineral

plagioklas lebih mudah dilakukan pada posisi nikol silang

a. Menentukan Nama Mineral Berdasarkan Sifat dan Komposisi

Optisnya

Orientasi optis plagioklas bervariasi, tergantung pada komposisinya.

Konsekuensinya, sudut pemadaman terhadap sistem kristalografinya juga

bervariasi, sesuai dengan komposisi kimiawinya.

Ada dua metode dalam penamaan komposisi plagioklas berdasarkan sudut

pemadamannya, yaitu:

1. Metode Michel-Levy

2. Metode gabungan Carlsbad-Albite.

1. Metode Michel-Levy

36

Ditentukan dengan berdasarkan besarnya sudut pemadaman yang dibentuk

oleh kembaran albit dalam plagioklas

Kembaran albit memiliki bidang (010) dalam kembaran polysynthetik

Prosedurnya adalah:

1. Pertama-tama tentukan kembaran polisintetik pada bidang (010), tegak

lurus terhadap meja obyektif mikroskup (pada sumbu vertikal).

Perilaku kristal dapat diidentifikasi dengan memfokuskan bidang

kembaran lamelae gelap maksimum, selanjutnya diputar perlahan

untuk mencari gelap maksimum / terang maksimum berikutnya.

Jika bidang kembaran pada kedudukan vertikal (sejajar sb C),

maka akan terlihat sama.

Jika bidang kembaran pada kedudukan miring (membentuk sudut

dengan sb. C), maka akan nampak bergerak dari sisi yang satu ke

sisi yang lain, seakan-akan pada bidang/bagian sayatan yang lain.

2. Selanjutnya putar kembali bidang kembaran ke arah utara-selatan.

3. Putar meja obyektif berlawanan arah jarum jam hingga garis-garis

kembaran albit pada kondisi gelap maksimum, dan catat sudut putarannya.

4. Teliti kembali sudut putaran tersebut, dengan mengukur sudut sinar cepat

(fast ray) dengan memutar meja obyektif 45o searah jarum jam dari posisi

awalnya. Pada kondisi sinar cepat (fast ray), kristal berwarna kuning orde

I.

5. Putar kembali bidang kembaran pada arah orientasi utara-selatan.

37

6. Gunakan sudut gelapan maksimum untuk mengetahui jenis plagioklasnya

dengan menggunakan diagram Michel-Levy

Contoh: Michel-Levy (Gambar 35)

Gambar 24. Kembaran polisintetik albit pada plagioklas yang akan digunakan sebagai dasar untuk

mengetahui jenis plagioklasnya menggunakan metode Michel-Levy

1. Pada Gambar 35. kiri; meja obyektif telah diputar berlawanan arah dengan

jarum jam, sehingga nampak kembaran polisintetik albit. Sudut kembaran

didapatkan 24,9o.

2. Pada gambar kanan nampak kristal yang sama setelah diputar searah

jarum jam hingga lamelae gelap maksimum, didapatkan sudut gelapan 26,2o.

3. Diketahui, bahwa selisih dari kedua data sudut gelapan adalah 2o,

sehingga dapat menggunakan metode Michel-Levy untuk mengetahui jenis

plagioklasnya. Sudut pemadaman rata-rata 25,55o.

4. Plot besarnya sudut pemadaman tersebut pada sumbu vertikal diagram

Michel-Levy, dan ketahui nama mineralnya dengan menarik secara lateralnya

hingga memotong garis lengkung. Didapatkan nilai An-44, sehingga nama

mineralnya andesin.

38

Michel-Levy Diagram

Gambar 25. Determinasi mineral plagioklas menggunakan metode Michel-Levy

2. Metode Kombinasi Carlsbad-Albite

Gambar 37. menunjukkan kristal plagioklas dengan kembaran sederhana

Carlsbad (kuning). Ada dua sisi yang berbeda dalam satu mineral, pada sisi kiri

berlaku kembaran Carlsbad, sisi kanan kembaran polisintetik albit.

Gambar 26. Kembaran Carlsbad pada mineral plagioklas; sisi kanan garis kuning memiliki

kembaran polisintetik dan sisi kiri kembaran sederhana Carlsbad.

Albit (An-0-10)

Oligoklas (An-10-30)

Andesin (An-30-50)

Labradorit (An-50-70)

Bitownit (An-70-90)

Anortit (An-90-100)

39

1. Di sebelah kiri kembaran Carlsbad, ukur sudut gelapan maksimum pada

bidang (010) fast ray sebagaimana pada metode Michel-Levy. Rata-

ratakan kedua sudut gelapan.

2. Pada sisi kanan kembaran Carlsbad, ukur sudut gelapan (010)

sebagaimana metode di atas, rata-ratakan.

3. Kedua sudut gelapan yang telah dirata-rata tersebut akan tidak sama, salah

satu akan lebih besar dari yang lainnya. Gunakan diagram Carlsbad-Albite

untuk mendeterminasi nama mineralnya (lihat halaman 275 pada text

book: Introduction to Optical Mineralogy, 2nd Ed. by W.D. Nesse): garis

putus-putus untuk batuan vulkanik dan garis tegas untuk batuan plutonik

atau metamorfik.

Gambar 27. Kembaran albit pada plagioklas

b. Struktur Zoning dalam Plagioklas

Secara normal, suatu mineral yang terbentuk secara sempurna tanpa

adanya gangguan percepatan, akan membentuk sistem kristal dengan bentuk

mineral yang sempurna homogen. Struktur zoning adalah struktur mineral

40

(biasanya plagioklas) yang dari luar ke dalam (inti mineral) terjadi gradasional

komposisi dari mineral plagioklas kaya An ke mineral plagioklas kaya Ab. Ada

tiga jenis struktur zoning, yaitu Reverse Zoning, Oscillatory Zoning,

Discontinuous Zoning, Sector Zoning dan Patchy Zoning.

1. Reverse zoning (zoning terbalik) tersusun atas mineral yang makin ke

dalam (inti) makin kaya An-.

2. Oscillatory Zoning; zoning yang terbentuk dari osilasi repetitif bersekala

halus, antara 1-2 sampai 20-25 mol % An.

3. Discontinuous Zoning; suatu runtunan zona-zona lembut yang konsentris

(secara tak-menerus) dengan komposisi mol % An berubah (10-30 mol %

An) dari inti ke luar rim.

4. Sector Zoning; zoning yang terletak pada tepian-tepian orientasi

kristalografi dengan komposisi yang berbeda pada masing-masing

sektornya.

5. Patchy Zoning; zoning secara lokal dalam beberapa bagian mineral, tanpa

mengikuti sistem kristalografinya.

a. Reverse zoning b. Reverse zoning dan sector zoning c. Sektor zoning

41

Gambar 28. Beberapa contoh struktur zoning pada mineral plagioklas

II.5. Sifat Optis Mineral-Mineral Biaksial Mika Dan Feldspar

A. Kelompok Mineral Mika

Mineral ini merupakan mineral jenis filosilikat yaitu Silikat berlembar

Si:O = 2:5 dan Berbentuk tetrahedra dengan mengikat 3 oxygen yang

menghasilkan lembaran 2D.

1. Sifat Optis Biotit

Susunan kimia : K2(Mg,Fe)2AlSi3O10(OH,O,F)2

Komposisi yang bervariasi = sifat optis dan fisik yang bervariasi pula

Indeks refraksi :

nα = 1.522 - 1.625

nβ = 1.548 - 1.672

nγ = 1.549 - 1.696

Relief :

Rendah pada sayatan tipis dan, jika kaya Mg

Warna Birefringence dan Interference :

0.03-0.07

Hingga orde 3 atau 4, warna kuat mineral dapat menutupi warna

interference-nya

Warna dan pleokroisme :

Bervariasi dari coklat, coklat kemerahan, merah dan hijau

Pleokroisme kuat pada Z = Y > X.

Pada bentuk butiran membentuk warna yang lebih gelap pada belahan ║

polar bawah

42

Warna dapat mengacaukan warna interference-nya

Gambar 29. Sifat optis biotit (warna interference) tegak lurus sumbu C (atas) dan sejajar sumbu C

(bawah) pada sayatan tipis.

Orientasi Optis :

Pemadaman parallel atau mendekati parallel, dengan sudut pemadaman

maksimum beberapa derajad

Belahan searah length slow

Bentuk kristal dan belahan :

Kristal euhedral crystals sampai butiran anhedral

Belahan tabular parallel pada 001, memanjang sejajar 001

Pada sayatan yang dipotong memotong sumbu c berbentuk hexagonal

43

Gambar 30. Bentuk kristal dan belahan mineral biotit.

2. Sifat Optis Muskovit

Susunan kimia : KAl2(AlSi3O10)(O,H)2; untuk K dapat diganti dengan

Na, Rb; untuk Al dapat disubstitutsi dengan Mg, Fe, Mn ----- variasi

komposisi – variasi sifat optis

Indeks refraksi:

nα = 1.552 - 1.580

44

nβ = 1.582 - 1.620

nγ = 1.587 - 1.623

Relief: positif sedang

Birefringence: 0.036-0.049

Colour: tidak berwarna dan Pleokroisme: tidak pleokroisme

Warna Interference: biru dan hijau hidup orde 2

Gambaran Interference biaksial, tanda optis 2V negatif 30-47°

Bentuk : serpih mika atau tablet dengan tepian irregular

Belahan: sempurna pada {001}

Orientasi Optis: pemadaman parallel, belahan searah length slow

Gambar 31. Bentuk kristal dan belahan mineral muskovit.

45

Gambar 32. Sifat optis muskovit pada nikol silang

B. Kelompok Feldspar

Alkali Feldspars terbagi atas 3 jenis mineral yaitu Microcline –

Triclinic, Orthoclase –Monoclinic, Sanidine –Monoclinic. Semuanya memiliki

komposisi kimia yang sama KAlSi3O8 yang Beberapa mengalami substitusi

dengan Na dan Ca hingga 5 mole % dan Kini, terdapat mineral baru yaitu

Anorthoclase, gabungan antara albite dan orthoclase (K,Na)AlSi3O8.

Gambar 33. Klasifikasi mineral feldspar didasarkan pada kandungan unsur kalium dan posisi K-

feldspar dari mineral-mineral feldspar lainnya.

Pemadaman Muskovit

46

Sifat Optis Feldspar :

Indeks Refraksi; Semuanya memiliki indek refraksi sama:

nα = 1.514 - 1.526

nβ = 1.518 - 1.530

nγ = 1.521 - 1.533

Relief rendah negatif

Sifat-sifat optis :

Semuanya tak-berwarna dan non-pleochroic

Birefringence rendah, warna interference maksimal putih orde 1

Semuanya biaxial negatif, variabel 2V

Limpahan :

Microcline melimpah pada batuan plutonik: granitik, granodiorit, syenit;

tidak dijumpai dalam batuan vulkanik

Orthoclase melimpah pada batuan beku plutonik granitik, biasanya pada

batuan intrusi dangkal

Sanidin banyak dijumpai dalam batuan vulkanik riolitik dan trakitik

Belahan: semuanya memiliki dua belahan

1 sempurna ║ bidang 001

1 bagus ║ bidang 010

Microcline: 001^010 = 90° 41'

Orthoclase, sanidine: 001^010 = 90°

Sering dijumpai tekstur:

Perthite - eksolusi lamellae Albit dalam K-Feldspar.

47

Anti-perthite - exsolusi lamellae K-spar dalam albit.

Perbedaan mencolok masing-masing Alkali feldspar adalah pada susunan

Si dan Al dalam bidang tetrahedral

1) Microcline

Triklinik

Dicirikan oleh sifat pola kembaran menetak / melintang (tartan plaid)

Bidang optis hampir ┴ bidang 010

Sifat optis negatif 2VX = 65-88°,

Gambar 34. Sifat optis mineral mikroklin dalam sayatan tipis

2) Ortoklas

Monoclinic

Sifat optis negatif dengan 2VX = 40-~70°;

Bidang optis ┴ pada 010.

Gambar 35. Bentuk kristal dan belahan mineral ortoklas.

48

Gambar 36. Ortoklas pada nikol silang

3) Sanidin

Monoklinik

Sifat optis negatif, 2VX - 0 - 40°

Bidang optis║pada 010

Sanidine sudut tinggi: monoklin optis negatif 2VX 0 - 47° dan bidang optis

┴ pada 010

Gambar 37. Bentuk kristal dan belahan mineral sanidin.

Gambar 38. Sanidin pada nikol silang

49

BAB IIIPETROGRAFI

III.1. Dasar Teori Petrografi

Petrografi adalah salah satu cabang ilmu geologi yang mempelajari tentang

analisis batuan secara mikroskopis . Pada umumnya batuan dibumi kita ini

beragam jenis atau komposisi mineral/kimianya. Untuk mempermudah kita

mengamatinya, batuan tersebut harus dikelompokkan berdasarkan jenis batuannya

antara lain batuan beku, batuan sedimen,batuan piroklastik dan batuan malihan

(metamorfik). Untuk dapat mengelompokkan suatu batuan kedalam kelompok

atau jenisnya kita harus dapat mengetahui komposisi mineral pembentuk batuan

beserta teksturnya.

III.2. Batuan Beku

Batuan beku adalah batuan yang terjadi dari pembekuan larutan silikat

cair, pijar, yang dikenal dengan magma. Penggolongan batuan beku dapat

didasarkan pada ketiga patokan utama yaitu berdasarkan genetik batuan, senyawa

kimia yang terkandung, dan susunan mineraloginya.

Pembagian yang didasarkan pada genetik atau tempat terjadinya batuan beku

dapat dibagi atas :

a. Batuan ekstrusif, terdiri dari semua material yang dikeluarkan

kepermukaan bumi baik didarat maupun dibawah permukaan laut.

Material ini mendingin dengan cepat, ada yang bersifat encer atau bersifat

kental dan panas, bisa disebut lava.

48

50

b. Batuan intrusif sangat berbeda dengan batuan ekstrusif. Tiga prinsip tipe

bentuk intrusif batuan beku berdasarkan bentuk dasar dan geometri

adalah :

Bentuk tidak beraturan pada umumnya diskordan dan biasanya

memiliki bentuk yang jelas dipermukaan (batholite dan stock).

Intrusi berbentuk tabular, terdiri dari dua bentuk berbeda yang

mempunyai bentuk diskordan dan disebut korok/dyke, dan yang

berbentuk konkordan diantaranya sill dan lakolit.

Tipe ketiga dari intrusif relatif memiliki tubuh yang kecil. Bentuk

khas dari group ini adalah intrusif silinder atau pipa.

Pengertian Magma :

Magma adalah cairan atau larutan silikat pijar yang terbentuk secara alamiah

bersifat mobile, bersuhu antara 900°-1200° atau lebih dan berasal dari kerak bumi

bagian bawah atau selubung bumi bagian atas (F.F.Grotus, 1974; Tumer dan

Verhoogen 1960, H. Williams, 1962).

Bunsen (1951, W.T. Huang) mempunyai pendapat bahwa ada dua jenis

magma primer yaitu basaltis dan granites, dan batuan beku merupakan hasil

campuran dari dua magma ini yang kemudian mempunyai komposisi lain.

Dally 1933, Winkler (Vide W.T. Huang, 1962) berpendapat lain yaitu

magma asli (primer) adalah bersifat basa yang selanjutnya akan mengalami proses

diferensiasi menjadi magma bersifat lain. Magma basa bersifat encer (viskositas

rendah) kandungan unsur kimia berat, kadar H+, OH- dan gas tinggi sedangkan

magma asam sebaliknya.

51

Evolusi Magma :

Sekurang-kurangnya genesa batuan beku, vulkanik maupun plutonik ditinjau

dari tiga aspek yaitu :

Faktor yang memerikan bagaimana dan dimana larutan bergenerasi

didalam selubung atau pada kerak bumi bagian bawah.

Kondisi yang berpengaruh terhadap larutan sewaktu naik ke permukaan.

Proses-proses didekat permukaan yang menyempurnakan generasi.

Magma dapat berubah menjadi magma yang bersifat lain oleh proses-

proses sebagai berikut :

Hibridisasi adalah pembentukan magma yang baru karena percampuran

dua magma yang berlainan jenisnya.

Sinteksis adalah pembentukan magma baru karena proses asimilasi dengan

batuan samping.

Anateksis adalah proses pembentukan magma dari peleburan batuan pada

kedalaman yang sangat besar.

Dari magma dengan kondisi tertentu ini selanjutnya mengalami

diferensiasi magmatik. Diferensiasi magmatik ini meliputi semua proses yang

mengubah magma dari keadaan awal yang homogen dalam skala besar menjadi

masa batuan beku dengan komposisi yang berbeda.

Reaksi Bowen seri dari mineral utama pembentuk batuan beku :

Seri reaksi bowen merupakan suatu skema yang menunjukkan urutan

kristalisasi dari mineral pembentuk batuan beku yang terdiri dari dua bagian.

Mineral-mineral tersebut dapat digolongkan dalan dua golongan besar yaitu :

52

Golongan mineral hitam atau mafic mineral.

Golongan mineral putih atau felsik mineral.

Dalam proses pendinginan magma dimana itu tidak langsung semua

membeku, tetapi mengalami penurunan temperature secara perlahan bahkan

mungkin cepat. Penurunan temperatur ini disertai mulainya pembentukan dan

pengendapan mineral-mineral tertentu yang sesuai dengan temperaturnya.

Pembentukan mineral dalam magma karena penurunan temperatur telah disusun

oleh Bowen. Bowen telah membuat sebuah tabel pembentukan mineral dan tabel

tersebut sangat berguna sekali dalam menginterpretasikan mineral-mineral

tersebut.

Sebelah kiri mewakili mineral mafic, yang pertama kali terbentuk dalam

temperature sangat tinggi adalah olivine. Akan tetapi jika magma tersebut jenuh

oleh SiO2, maka piroksenlah yang terbentuk pertama kali. Olivine dan piroksen

adalah pasangan Ingcongruant Melting dimana setelah pembentukannya olivine

akan bereaksi dengan larutan sisa membentuk piroksen. Temperatur menurun

terus dan pembentukan mineral berjalan sesuai dengan temperaturnya. Mineral

yang terakhir terbentuk adalah biotite, ia terbentuk dalam temperatur yang rendah.

Mineral disebelah kanan diwakili oleh mineral kelompok plagioklas,

karena mineral ini paling banyak terdapat dan tersebar luas. Anorthite adalah

mineral yang pertama kali terbentuk pada suhu yang tinggi dan banyak terdapat

pada batuan beku basa seperti Gabro atau Basalt. Andesite terbentuk pada suhu

menengah dan terdapat pada batuan beku Diorit atau Andesit. Sedangkan mineral

yang terbentuk pada suhu rendah adalah albite, mineral ini banyak tersebar pada

53

batuan asam seperti Granit atau Ryolite. Reaksi berubahnya komposisi Plagioklas

ini merupakan deret Solid-Solution yang merupakan reaksi kontinu, artinya

kristalisasi Plagioklas Ca-Plagioklas Na, jika reaksi setimbang akan berjalan

menerus. Dalam hal ini anorthite adalah jenis plagioklas yang kaya Ca, sering

disebut Calcic Plagioklas, sedangkan albite adalah Plahioklas kaya Na (Sodic

plagioklas/Alkali Plagioklas). Lihat tabel W.T. Huang bagian bawah.

Mineral sebelah kanan dan kiri bertemu pada mineral potassium Feldspar

dan mineral-mineral Muscovite dan terakhir sekali mineral Kwarsa, maka mineral

kwarsa merupakan mineral yang paling stabil diantara seluruh mineral Felsik atau

Mafic dan sebaliknya mineral yang terbentuk pertama kali adalah mineral yang

sangat tidak stabil dan mudah sekali berubah menjadi mineral lain.

III.2.1. Dasar Teori Batuan Beku

Batuan beku adalah batuan yang terbentuk dari hasil pembekuan magma.

Karena hasil pembekuan, maka ada unsur kristalisasi material penyusunnya.

Komposisi mineral yang menyusunnya merupakan kristalisasi dari unsur-unsur

secara kimiawi, sehingga bentuk kristalnya mencirikan intensitas kristalisasinya.

Didasarkan atas lokasi terjadinya pembekuan, batuan beku

dikelompokkan menjadi dua yaitu betuan beku intrusif dan batuan beku ekstrusif

(lava). Pembekuan batuan beku intrusif terjadi di dalam bumi sebagai batuan

plutonik; sedangkan batuan beku ekstrusif membeku di permukaan bumi berupa

aliran lava, sebagai bagian dari kegiatan gunung api. Batuan beku intrusif, antara

lain berupa batholith, stock (korok), sill, dike (gang) dan lakolith dan lapolith

(Gambar V.1). Karena pembekuannya di dalam, batuan beku intrusif memiliki

54

kecenderungan tersusun atas mineral-mineral yang tingkat kristalisasinya lebih

sempurna dibandingkan dengan batuan beku ekstrusi. Dengan demikian,

kebanyakan batuan beku intrusi dalam (plutonik), seperti intrusi batolith,

bertekstur fanerik, sehingga tidak membutuhkan pengamatan mikroskopis lagi.

Batuan beku hasil intrusi dangkal seperti korok gunung api (stock), gang (dike),

sill, lakolith dan lapolith umumnya memiliki tekstur halus karena sangat dekat

dengan permukaan.

Gambar 39. Macam-macam morfometri intrusi batuan beku, yaitu batholith, stock, sill dan dike

Jenis dan sifat batuan beku ditentukan dari tipe magmanya. Tipe magma

tergantung dari komposisi kimia magma. Komposisi kimia magma dikontrol dari

limpahan unsur-unsur dalam bumi, yaitu Si, Al, Fe, Ca, Mg, K, Na, H, dan O yang

mencapai hingga 99,9%. Semua unsur yang berhubungan dengan oksigen (O)

disebut sebagai oksida, SiO2 adalah salah satunya. Sifat dan jenis batuan beku

dapat ditentukan dengan didasarkan pada kandungan SiO2 (Tabel 1).

55

Tabel 1. Tipe batuan beku dan sifat-sifatnya (Nelson, 2003)

Tipe

Magma

Batuan

Vulkanik

Batuan

PlutonikKomposisi Kimia Suhu Kekentalan

Kandungan

Gas

Basaltic Basalt Gabbro

SiO2 45-55 %: Fe,

Mg, Ca tinggi,

K dan Na rendah

1000 - 1200 oC

Rendah Rendah

Andesitic Andesit Diorit

SiO2 55-65 %, Fe,

Mg, Ca, Na, K

sedang

800 - 1000

oCIntermediat Intermediat

Rhyolitic Rhyolit Granit

SiO2 65-75 %, Fe,

Mg, Ca rendah,

K dan Na tinggi

650 - 800 oC

Tinggi Tinggi

Menurut keterdapatannya, berdasarkan tatanan tektonik dan posisi

pembekuannya (Tabel 2), batuan beku diklasifikasikan sebagai batuan intrusi

plutonik (dalam) berupa granit, syenit, diorit dan gabro. Intrusi dangkal yaitu

dasit, andesit, basaltik andesitik, riolit, dan batuan gunung api (ekstrusi: riolit, lava

andesit, lava basal.

Tabel 2. Klasifikasi batuan beku berdasarkan letak / keterdapatannya.

Keterdapatannya Asam Intermediet Basa Plutonik (intrusi) Granit, Syenit Diorit Gabro

intrusi dangkal Dasit - Riodasit Andesit Basaltik- andesitik

Vulkanik:Dengan Tatanan tektonik

Busur magmatik Riolitik Andesitik Basaltik Belakang busur Trakitik Trakitik Basalt trakitikMid oceanic ridges - - Lava basalt

56

Berdasarkan komposisi mineralnya, batuan beku dapat dikelompokkan

menjadi tiga, tergantung dari persentase mineral mafik dan felsiknya. Secara

umum, limpahan mineral di dalam batuan, akan mengikuti aturan reaksi Bowen.

Tabel 3. Bowen reaction series yang berhubungan dengan kristalisasi mineral penyusun dalam batuan beku

III.2.2. Struktur Dan Tekstur Batuan Beku

A. Struktur Batuan Beku

Masif: padat dan ketat; tidak menunjukkan adanya lubang-lubang

keluarnya gas;

dijumpai pada batuan intrusi dalam, inti intrusi dangkal dan inti lava; Ct:

granit, diorit, gabro dan inti andesit

Skoria: dijumpai lubang-lubang keluarnya gas dengan susunan yang tidak

teratur; dijumpai pada bagian luar batuan ekstrusi dan intrusi dangkal,

terutama batuan vulkanik andesitik-basaltik; Ct: andesit dan basalt

57

Vesikuler: dijumpai lubang-lubang keluarnya gas dengan susunan teratur;

dijumpai pada batuan ekstrusi riolitik atau batuan beku berafinitas

intermediet-asam.

Amigdaloidal: dijumpai lubang-lubang keluarnya gas, tetapi telah terisi

oleh mineral lain seperti kuarsa dan kalsit; dijumpai pada batuan vulkanik

trakitik; Ct: trakiandesit dan andesit

Gambar 40. Struktur batuan beku masif; terbentuk karena daya ikat masing-masing mineral sangat

kuat, contoh pada granodiorit dengan komposisi mineral plagioklas berdiameter >1

mm (gambar atas) dan granit (gambar bawah) dengan komposisi kuarsa dan

ortoklas anhedral dengan diameter >1 mm

B. Tekstur Batuan Beku

Tektur batuan menggambarkan bentuk, ukuran dan susunan mineral di

dalam batuan. Tektur khusus dalam batuan beku menggambarkan genesis proses

kristalisasinya, seperti intersertal, intergrowth atau zoning. Batuan beku intrusi

dalam (plutonik) memiliki tekstur yang sangat berbeda dengan batuan beku

ekstrusi atau intrusi dangkal. Sebagai contoh adalah bentuk kristal batuan beku

dalam cenderung euhedral, sedangkan batuan beku luar anhedral hingga subhedral

(Tabel 4.)

58

Tabel 4. Tekstur batuan beku pada batuan beku intrusi dalam, intrusi dangkal dan ekstrusi dan

pada batuan vulkanik

Jenis batuan

Tekstur

Intrusi dalam

(plutonik)

Intrusi dangkal dan

Ekstrusi Batuan Vulkanik

Fabrik Equigranular Inequigranular Inequigranular

Bentuk kristal Euhedral-anhedral Subhedral-anhedral Subhedral-anhedral

Ukuran kristal Kasar (> 4 mm) Halus-sedang Halus-kasar

Tekstur khusus-

Porfiritik-poikilitikOfitik-subofitikPilotaksitik

Porfiritik: intermediet-basaVitroverik-Porfiritik: Asam-intermediet

Derajad Kristalisasi Holokristalin

HipokristalinHolokristalin

Hipokristalin Holokristalin

Tekstur khusus - Perthit-perlitik

Zoning pada plagioklas, tumbuh bersama antara mineral mafik dan plagioklas dan intersertal

a. Tekstur trakitik

Dicirikan oleh susunan tekstur batuan beku dengan kenampakan adanya

orientasi mineral ---- arah orientasi adalah arah aliran

Berkembang pada batuan ekstrusi / lava, intrusi dangkal seperti dike dan

sill

Gambar 67. adalah tekstur trakitik batuan beku dari intrusi dike trakit di G.

Muria; gambar kiri: posisi nikol sejajar dan gambar kanan: posisi nikol

silang

59

Gambar 41. Tekstur trakitik pada traki-andesit (intrusi dike di Gunung Muria). Arah orientasi

dibentuk oleh mineral-mineral plagioklas. Di samping tekstur trakitik juga masih menunjukkan

tekstur porfiritik dengan fenokris plagioklas dan piroksen orto.

b. Tekstur Intersertal

Yaitu tekstur batuan beku yang ditunjukkan oleh susunan intersertal antar

kristal plagioklas; mikrolit plagiklas yang berada di antara / dalam massa

dasar gelas interstitial.

Gambar 42. Tekstur intersertal pada diabas; gambar kiri posisi nikol sejajar dan gambar kanan

posisi nikol silang. Butiran hitam adalah magnetit

60

c. Tekstur Porfiritik

Yaitu tekstur batuan yang dicirikan oleh adanya kristal besar (fenokris)

yang dikelilingi oleh massa dasar kristal yang lebih halus dan gelas

Jika massa dasar seluruhnya gelas disebut tekstur vitrophyric .

Jika fenokris yang berkelompok dan tumbuh bersama, maka membentuk

tekstur glomeroporphyritic.

Gambar 43. Gambar kiri: Tektur porfiritik pada basalt olivin porfirik dengan fenokris olivin dan

glomerocryst olivin (ungu) dan plagioklas yang tertanam dalam massa dasar plagioklas

dan granular piroksen berdiameter 6 mm (Maui, Hawaii). Gambar kanan: basalt olivin

porfirik yang tersusun atas fenokris olivin dan glomerocryst olivin (ungu) dan plagioklas

dalam massa dasar plagioklas intergranular dan piroksen granular berdiameter 6 mm

(Maui, Hawaii)

d. Tekstur Ofitik

Yaitu tekstur batuan beku yang dibentuk oleh mineral plagioklas yang

tersusun secara acak dikelilingi oleh mineral piroksen atau olivin (Gambar 70).

Jika plagioklasnya lebih besar dan dililingi oleh mineral ferromagnesian, maka

membentuk tekstur subofitic (Gambar 71). Dalam suatu batuan yang sama

kadang-kadang dijumpai kedua tekstur tersebut secara bersamaan.

61

Secara gradasi, kadang-kadang terjadi perubahan tektur batuan dari

intergranular menjadi subofitik dan ofitik. Perubahan tektur tersebut banyak

dijumpai dalam batuan beku basa-ultra basa, contoh basalt. Perubahan tekstur dari

intergranular ke subofitic dalam basalt dihasilkan oleh pendinginan yang sangat

cepat, dengan proses nukleasi kristal yang lebih lambat. Perubahan terstur tersebut

banyak dijumpai pada inti batuan diabasik atau doleritik (dike basaltik). Jika

pendinginannya lebih cepat lagi, maka akan terjadi tekstur interstitial latit antara

plagioclase menjadi gelas membentuk tekstur intersertal.

Gambar 44. Tekstur ofitik pada doleritik (basal); mineral plagioklas dikelilingi oleh mineral olivin

dan piroksen klino

Gambar 45. Tekstur subofitik pada basal; mineral plagioklas dikelilingi oleh mineral

feromagnesian yang juga menunjukkan tekstur poikilitik

62

III.2.3. Komposisi Batuan Beku

Komposisi mineral pada batuan beku ditentukan dari komposisi

kimiawinya. Didasarkan atas komposisi mineral mafik dan felsik yang terkandung

di dalamnya, batuan beku dapat dikelompokkan dalam tiga kelas, yaitu asam,

intermediet dan basa. Batuan beku asam tersusun atas mineral felsik lebih dari 2/3

bagian; batuan beku intermediet tersusun atas mineral mafik dan felsik secara

berimbang yaitu felsik dan mafik 1/3 hingga 2/3 secara proporsional; dan batuan

beku basa tersusun atas mineral mafik lebih dari 2/3 bagian (Tabel 5).

Tabel 5. Nama-nama batuan beku baik intrusi, ekstrusi dan batuan gunung api

yang didasarkan atas kandungan mineral mafik dan felsiknya; mineral-mineral

mafik: piroksen (olivin, klino- dan ortho-piroksen, amfibol dan biotit) dan

mineral-mineral felsik: K-Feldspar, kuarsa

Afinitas batuan Mafik Felsik Nama batuan

Intrusif Ekstrusif Vulkanik

Asam <1/3 >2/3 Gabro, diabas Basalt Basalt

Intermediet 1/3-2/3 1/3-2/3 Diorit Andesit, trakit

Andesit, trakit

Basa >2/3 <1/3 Granit, syenit Riolit, trakit Riolit, trakit

Komposisi mineral juga dapat menunjukkan seri magma asalnya, yaitu

toleeit, kalk-alkalin atau alkalin. Batuan-batuan dengan seri magma toleeit

63

biasanya banyak mengandung mineral rendah Ca, batuan-batuan seri kalk-alkalin

biasanya mengandung mineral tinggi Ca (seperti augit, amfibol dan titanit),

sedangkan batuan seri alkalin banyak mengandung mineral-mineral tinggi K

(seperti mineral piroksen klino). Tabel 6. menunjukkan sifat-sifat mineral

penyusun dalam seri batuan toleeit, kalk-alkalin dan alkalin. Ketiga seri batuan

tersebut hanya dapat terbentuk pada tatanan tektonik yang berbeda; seri toleeit

berkembang pada zona punggungan tengah samudra (MOR); seri kalk-alkalin

berkembang dengan baik pada busur magmatik; dan seri alkalin berkembang pada

tipe gunung api rifting.

Tabel 6. Tiga tipe seri magmatik batuan beku dengan limpahan mineral penunjuknya

NORMSSERI MAGMATIK

Tipe Toleeitik Tipe Kalk-alkalin Tipe Alkalin

Ortopiroksen Ortopiroksen Tanpa Ortopiroksen

Piroksen rendah Ca

Sebagai fenokris dan massa dasar Sebagai fenokris Jarang

Magnetit Terbentuk di akhir Terbentuk di awal Bervariasi

Oksida Fe-Ti Biasanya ilmenit Magnetit dan

ilmenit Bervariasi

Amfibol Hanya berasal dari diferensiasi silika

Melimpah, kecuali dari magma primitif

Dijumpai di semua jenis

Sifat kimia Mg > Ca (Mg untuk Ol, OPX dan CPX)

Ca > Mg (Ca pada augit, amfibol, titanit)

Ca+Na > Mg (Ca+Na pd CPX, amfibol, aegirin, dll)

MOR Ya Tidak Tidak

Busur kepulauan/ busur magmatik

Ya Tidak Tidak

Gunung api Ya Ya Ya

64

di belakang busur magmatik

Tabel 7. Beberapa tipe magma dari batuan gunung api berdasarkan kandungan

silika dan keterdapatannya dari tatanan tektoniknya

SiO2

(%)Tipe magma Nama batuan seri

gunung apiTatanan tektoniknya

< 50 Basa / mafik Basal Mid oceanic ridge basalt

50-65 Intermediet / menengah

Andesit Busur kepulauan dan busur magmatik dangkal

65-70 Asam / felsik rendah Si

Dasit Busur magmatik: lempeng benua dengan dapur magma tengah (B)

>70 Asam / felsik kaya Si

Riolit Busur magmatik: segregasi pada lempeng benua dengan dapur magma dalam (A)

III.2.4. Klasifikasi Batuan Beku

A. Kelompok batuan beku intrusi plutonik

1. Batuan beku basa dan ultra-basa: dunit, peridotit

Kelompok batuan ini terbentuk pada suhu 1000-1200o C, dan melimpah pada

wilayah dengan tatanan tektonik lempeng samudra, antara lain pada zona

pemekaran lantai samudra dan busur-busur kepulauan tua. Dicirikan oleh

warnanya gelap hingga sangat gelap, mengandung mineral mafik (olivin dan

piroksen klino) lebih dari 2/3 bagian; batuan faneritik (plutonik) berupa gabro dan

batuan afanitik (intrusi dangkal atau ekstrusi) berupa basalt dan basanit.

Didasarkan atas tatanan tektoniknya, kelompok batuan ini ada yang berseri toleeit,

Kalk-alkalin maupun alkalin, namun yang paling umum dijumpai adalah seri

batuan toleeit.

65

Kelompok batuan basa diklasifikasikan menjadi dua kelompok besar dengan

didasarkan pada kandungan mineral piroksen, olivin dan plagioklasnya; yaitu basa

dan ultra basa (Gambar 72). Batuan beku basa mengandung mineral plagioklas

lebih dari 10% sedangkan batuan beku ultra basa kurang dari 10%. Makin tinggi

kandungan piroksen dan olivin, makin rendah kandungan plagioklasnya dan

makin ultra basa (Gambar 72 bawah). batuan beku basa terdiri atas anorthosit,

gabro, olivin gabro, troktolit (Gambar 72 atas). Batuan ultra basa terdiri atas dunit,

peridotit, piroksenit, lherzorit, websterit dan lain-lain (Gambar 72 bawah).

Gambar 46. Klasifikasi batuan beku basa (mafik) dan ultra basa (ultra mafik; sumber IUGS

classification)

2. Batuan beku asam - intermediet

Kelompok batuan ini melimpah pada wilayah-wilayah dengan tatanan tektonik

kratonik (benua), seperti di Asia (daratan China), Eropa dan Amerika. Kelompok

66

batuan ini membeku pada suhu 650-800oC. Dapat dikelompokkan dalam tiga

kelompok, yaitu batuan beku kaya kuarsa, batuan beku kaya feldspathoid (foid)

dan batuan beku miskin kuarsa maupun foid. Batuan beku kaya kuarsa berupa

kuarzolit, granitoid, granit dan tonalit; sedangkan yang miskin kuarsa berupa

syenit, monzonit, monzodiorit, diorit, gabro dan anorthosit (Gambar 67). Jika

dalam batuan beku tersebut telah mengandung kuarsa, maka tidak akan

mengandung mineral foid, begitu pula sebaliknya.

Gambar 47. Klasifikasi batuan beku bertekstur kasar yang memiliki persentasi kuarsa, alkali

feldspar, plagioklas dan feldspathoid lebih dari 10% (sumber IUGS classification)

B. Kelompok batuan beku luar

Kelompok batuan ini menempati lebih dari 70% batuan beku yang

tersingkap di Indonesia, bahkan di dunia. Limpahan batuannya dapat dijumpai di

67

sepanjang busur vulkanisme, baik pada busur kepulauan masa kini, jaman Tersier

maupun busur gunung api yang lebih tua. Kelompok batuan ini juga dapat

dikelompokkan sebagai batuan asal gunung api. Batuan ini secara megaskopis

dicirikan oleh tekstur halus (afanitik) dan banyak mengandung gelas gunung api.

Didasarkan atas kandungan mineralnya, kelompok batuan ini dapat

dikelompokkan lagi menjadi tiga tipe, yaitu kelompok dasit-riolit-riodasit,

kelompok andesit-trakiandesit dan kelompok fonolit (Gambar 67).

Gambar 48. Klasifikasi batuan beku intrusi dangkal dan ekstrusi didasarkan atas kandungan

kuarsa, feldspar, plagioklas dan feldspatoid (sumber IUGS classification)

Tata nama tersebut bukan berarti ke empat unsur mineral harus

menyusun suatu batuan, dapat salah satunya saja atau dua mineral yang dapat

hadir bersama-sama. Di samping itu, ada jenis mineral asesori lain yang dapat

hadir di dalamnya, seperti horenblende (amfibol), piroksen ortho (enstatit,

68

diopsid) dan biotit yang dapat hadir sebagai mineral asesori dengan plagioklas dan

feldspathoid.

Pada prinsipnya, feldspatoid adalah mineral feldspar yang terbentuk karena

komposisi magma kekurangan silika, sehingga tidak cukup untuk mengkristalkan

kuarsa. Jadi, limpahan feldspathoid berada di dalam batuan beku berafinitas

intermediet hingga basa, berasosiasi dengan biotit dan amfibol, atau biotit dan

piroksen, dan membentuk batuan basanit dan trakit-trakiandesit. Batuan yang

mengandung plagioklas dalam jumlah yang besar, jarang atau sulit hadir bersama-

sama dengan mineral feldspar, seperti dalam batuan beku riolit.

III.3. Batuan Sedimen

Batuan sedimen adalah batuan yang terbentuk akibat lithifikasi bahan

rombakan asal, maupun hasil denudasi atau hasil reaksi kimia maupun hasil

kegiatan organisme. Batuan sedimen banyak sekali jenisnya dan tersebar sangat

luas dengan ketebalan dari beberapa centimeter sampai kilometer. Juga ukuran

butirnya dari sangat halus sampai sangat kasar dan beberapa proses yang penting

lagi yang termasuk kedalam batuan sedimen. Dibanding dengan batuan beku,

batuan sedimen hanya merupakan tutupan kecil dari kerak bumi. Batuan sedimen

hanya merupakan 5% dari seluruh batuan-batuan yang terdapat dikerak bumi. Dari

jumlah 5% ini, batu gamping adalah 80%, batu pasir 5% dan batu lempung kira-

kira 80%.

III.3.1. Dasar Teori Batuan Sedimen

69

Batuan Sedimen Terbentuk dari proses sedimentasi. Di dalam proses

sedimentasi berlangsung proses erosi, transportasi, sedimentasi dan litifikasi.

Batuan vulkanik tidak termasuk di dalam kelompok batuan sedimen, karena

dihasilkan langsung dari aktivitas gunungapi, tidak ada proses erosi. Terdiri dari:

Batuan sedimen klastik; didiskripsi berdasarkan komposisi dan fraksi

butirannya

Batuan sedimen non-klastik --- menyesuaikan dengan kondisi batuannya

III.4. Batuan Sedimen Klastik

Batuan sedimen klastik adalah batuan sedimen yang terbentuk dari

pengendapan kembali detritus atau pecahan batuan asal. Batuan asal dapat berupa

batuan beku, metamorf dan sedimen itu sendiri. Fragmentasi batuan asal tersebut

dimulai dari pelapukan mekanis maupun secara kimiawi, kemudian tererosi dan

tertransportasi menuju suatu cekungan pengendapan. Setelah pengendapan

berlangsung, sedimen mengalami diagenesa, yakni proses perubahan-perubahan

yang berlangsung pada temperatur rendah suatu sedimen, selama dan sesudah

lithifikasi ini merupakan proses yang mengubah suatu sedimen menjadi batuan

keras.

III.4.1. Struktur dan Tekstur Batuan Sedimen

A. Struktur Batuan Sedimen

Struktur sedimen merupakan suatu kelainan dari perlapisan normal

dari batuan sedimen yang diakibatkan oleh proses pengendapan dan keadaan

70

energi pembentukannya. Pembentukannya dapat terjadi pada waktu pengendapan

maupun segera setelah proses pengendapan (Pettijohn & Potter, 1964;

koesoemadinata, 1981). Dengan kata lain, struktur sedimen adalah kenampakan

batuan sedimen dalam dimensi yang lebih besar. Dalam analisa struktur batuan

sedimen pada Petrografi, hanya bisa dilakukan dilapangan atau pada sampel

handspceismen.

Macam-macam Struktur batuan sedimen :

Masif : tidak dijumpai struktur yang lain dalam >40 cm (Mc. Kee 7 Weir,

1953).

Gradasi : diameter butir fining up

(menghalus ke atas atau gradasi normal) dan gradasi terbalik jika diameter

butir coarsing up (mengasar ke atas)

Berlapis : memiliki struktur perlapisan >2

cm

Laminasi : perlapisan dengan tebal lapisan <

2 cm

Silangsiur : struktur lapisan saling

memotong dengan lapisan yang lain, jika tebal silangsiur <2 mm disebut

crosslammination

B. Tekstur Batuan Sedimen

71

Tekstur adalah suatu kenampakan yang berhubungan dengan ukuran

dan bentuk butir serta susunannya (Pettijohn, 1975). Butiran tersusun dan terikat

oleh semen dan masih adanya rongga diantara butirnya. Pembentukannya

dikontrol oleh media dan cara transportasinya (Jackson, 1970, Reineck dan Singh,

1975).

Tabel 8. skala wentworth Klastik

Nama butir Besar butir (mm)

Bongkah 256-64

Brakal 64-4

Krakal 4-2

Pasir sangat kasar 2-1

Pasir sedang 1-1/2

Pasir halus 1/2 -1/4

Pasir sangat halus 1/4 -1/8

Lanau 1/16-1/256

Lempung 1/256

Bentuk Butir

Kebundaran adalah nilai membulat atau meruncingya butiran dimana sifat ini

hanya diamati pada batuan sedimen klasik kasar. Kebundaran dapat dilihat dari

bentuk batuan yang terdapat dalam batuan tersebut. Tentunya terdapat banyak

sekali variasi dari bentuk batuan, tetapi untuk mudahnya dipakai perbandingan

sebagai berikut:

72

a. Well rounded (membulat baik) : semua permukaan konveks hampir

equidimensional, spheroidal.

b. Rounded : pada umumnya permukaan-permukaan bundar, ujung-

ujung dan tepi-tepi butiran bundar.

c. Subrounded : permukaan umumnya datar dengan ujung-ujung yang

membundar.

Hubungan antar butir

(kemas): terbuka / tertutup

Didalam batuan sedimen klastik dikenal dua macam kemas, yaitu :

a. Kemas terbuka : butiran tidak saling bersentuhan (mengambang didalam

matriks).

b. Kemas tertutup : butiran saling bersentuhan satu sama lainnya.

Pemilahan/keseragaman

ukuran butir (Sortasi): baik, buruk atau sedang

Pemilahan adalah keseragaman dari ukuran besar butir penyusun sedimen, artinya

bila semakin seragam ukurannya dan besar butirnya, maka pemilahan semakin

baik. Dalam pemilahan dipakai batasan-batasan sebagai berikut :

a. Pemilahan baik (well sorted)

b. Pemilahan sedang (moderate sorted)

c. Pemilahan buruk (poorly sorted)

III.4.2. Komposisi Batuan Sedimen

73

Fragmen adalah litik/kristal mineral yang jika dilihat dibawah

mikroskop ukurannya lebih besar.

Matriks adalah bagian butiran yang ukurannya lebih kecil dari

fragmen. Matriks dapat berupa, lempung / lanau / pasir.

Komposisi mineral adalah kandungan mineral yang terlihat dibawah

mikroskop. Seperti kuarsa, piroksen, dll.

Semen adalah bukan butir tetapi material pengisi rongga antar butir

dan bahan pengikat diantara fragmen dan matriks. Biasanya

berbentuk amorf atau kristalin. Bahan-bahan semen yang lazim

adalah :

Semen karbonat (kalsit, dolomit).

Semen silika (kalsedon, kwarsa).

Semen oksida besi (limonit,

hematite, siderite).

III.4.3. Klasifikasi Batuan

Sedimen

Pada kalsifikasi batuan sedimen klastik biasanya menggunakan skala

wentworth atau klasifikasi dari (Dott, 1964 dan Raymond, 1995).

74

Gambar 49. Klasifikasi batuansedimen (Dott, 1964 dan Raymond, 1995)

III.4.4. Batuan Sedimen Non

Klastik

Batuan sedimen yang terbentuk dari hasil reaksi kimia atau bisa juga dari

hasil kegiatan organisme. Reaksi kimia yang dimaksud adalah kristalisasi

langsung atau reaksi organik (penggaraman unsur-unsur laut, pertumbuhan kristal

dari agregat kristal yang terpresipitasi dan replacement).

A. Struktur Batuan Sedimen Non Klastik

Struktur batuan sedimen non klastik terbentuk dari proses reaksi kimia ataupun

kegiatan organik. Macam-macam struktur antara lain :

a. Fossiliferous, struktur yang ditunjukkan oleh adanya fosil atau komposisi

terdiri dari fosil.

75

b. Oolitik, struktur dimana suatu fragmen klasik diselubungi oleh mineral

non klastik, bersifat konsentris dengan diameter berukuran lebih kecil 2 mm.

c. Pisolitik, sama dengan oolitik tetapi ukuran diameternya > 2 mm.

d. Konkresi, kenampakan struktur ini sama dengan struktur oolitik tetapi

tidak menunjukkan adanya sifat konsentris.

e. Cone in cone, struktur oleh organisme murni dan bersifat insitu

B. Tekstur Batuan Sedimen Non Klastik

Tekstur dibedakan menjadi dua macam, yaitu :

a. Kristalin

Terdiri dari kristal-kristal interlocking yaitu kristal-kristalnya saling

mengunci satu sama lain. Pemerian dapat memakai skala Wentworth

dengan modifikasi sebagai berikut :

Tabel 10. Kristalin Di Dasarkan Pada Skala Wentworth (1922).

Nama butir Besar butir (mm)

Berbutir kasar > 2

Berbutir sedang 1/16-2

Berbutir halus 1/256-1/16

Berbutir sangat halus < 1/256

b. Amorf

Terdiri dari mineral yang tidak membentuk kristal-kristal atau amorf (non

kristalin).

C. Komposisi Mineral Batuan Sedimen Non-Klastik

76

Komposisi mineral batuan sedimen non klastik cukup penting dalam menentukan

penamaan batuan. Pada batuan sedimen jenis non klastik biasanya komposisi

mineralnya sederhana yaitu bisa terdiri dari satu atau dua macam mineral. Sebagai

contoh :

a. Batugamping : kalsit, dolomite

b. Chert : kalsedon

c. Gypsum : mineral gypsum

d. Anhidrit : mineral anhidrit

III.5. Batuan Piroklastik

Batuan piroklastik adalah batuan vulkanik yang bertekstur klastik yang

dihasilkan oleh serangkaian proses yang berkaitan dengan letusan gunung api,

dengan material penyusun dari asal yang berbeda (W.T. Huang, 1962). Material

penyusun tersebut terendapkan dan terkonsolidasi sebelum mengalami

transportasi (reworked) oleh air maupun es.

Pada kenyataanya bahwa batuan hasil letusan gunung api dapat berupa

suatu hasil lelehan merupakan lava yang telah dibahas dan diklasifikasikan

kedalam batuan beku, serta dapat pula berupa produk ledakan atau eksplosif yang

bersifat fragmental dari semua bentuk cair, gas atau padat yang dikeluarkan

dengan jelas sebagai erupsi.

III.5.1. Dasar Teori Batuan Piroklastik

Lebih dari 80% permukaan bumi, baik di dasar laut hingga daratan

tersusun atas batuan gunung api. Di Indonesia saja, terdapat 128 gunung api aktif

77

yang tersebar dari Sabang sampai Merauke, dan sebanyak 84 di antaranya

menunjukkan aktivitas eksplosifnya sejak 100 tahun terakhir. Di samping itu,

batuan gunung api berumur Tersier atau yang lebih tua juga samgat melimpah di

permukaan, bahkan jauh lebih banyak dari pada batuan sedimen dan metamorf.

Didasarkan atas komposisi materialnya, endapan piroklastika terdiri dari

tefra (pumis dan abu gunung api, skoria, Pele's tears dan Pele's hair, bom dan

blok gunung api, accretionary lapilli, breksi vulkanik dan fragmen litik), endapan

jatuhan piroklastika, endapan aliran piroklastika, tuf terelaskan dan endapan

seruakan piroklastika. Aliran piroklastika merupakan debris terdispersi dengan

komponen utama gas dan material padat berkonsentrasi partikel tinggi.

Mekanisme transportasi dan pengendapannya dikontrol oleh gaya gravitasi bumi,

suhu dan kecepatan fluidisasinya. Material piroklastika dapat berasal dari guguran

kubah lava, kolom letusan, dan guguran onggokan material dalam kubah (Fisher,

1979). Material yang berasal dari tubuh kolom letusan terbentuk dari proses

fragmentasi magma dan batuan dinding saat letusan. Dalam endapan piroklastika,

baik jatuhan, aliran maupun seruakan; material yang menyusunnya dapat berasal

dari batuan dinding, magmanya sendiri, batuan kubah lava dan material yang ikut

terbawa saat tertransportasi.

Pada dasarnya batuan gunung api (vulkanik) dihasilkan dari aktivitas

vulkanisme. Aktivitas vulkanisme tersebut berupa keluarnya magma ke

permukaan bumi, baik secara efusif (ekstrusi) maupun eksplosif (letusan). Batuan

gunung api yang keluar dengan jalan efusif mengahasilkan aliran lava, sedangkan

78

yang keluar dengan jalan eksplosif menghasilkan batuan fragmental (rempah

gunung api).

Menurut Pettijohn (1975), endapan gunung api fragmental bertekstur

halus dapat dikelompokkan dalam tiga kelas yaitu vitric tuff, lithic tuff dan

chrystal tuff. Menurut Fisher (1966), endapan gunung api fragmental tersebut

dapat dikelompokkan ke dalam lima kelas didasarkan atas ukuran dan bentuk butir

batuan penyusunnya.

Gambar 50. Klasifikasi batuan gunung api fragmental menurut Pettijohn (1975; kiri) dan Fisher

(1966; kanan)

Contoh Batuan Gunungapi

1) Tuf : merupakan material gunung api yang dihasilkan dari letusan

eksplosif, selanjutnya terkonsolidasi dan mengalami pembatuan. Tuf dapat

79

tersusun atas fragmen litik, gelas shards, dan atau hancuran mineral

sehingga membentuk tekstur piroklastika

2) Lapili: adalah batuan gunung api (vulkanik) yang memiliki ukuran butir

antara 2-64 mm; biasanya dihasilkan dari letusan eksplosif (letusan kaldera)

berasosiasi dengan tuf gunung api. Lapili tersebut kalau telah mengalami

konsolidasi dan pembatuan disebut dengan batu lapili. Komposisi batu lapili

terdiri atas fragmen pumis dan (kadang-kadang) litik yang tertanam dalam

massa dasar gelas atau tuf gunung api atau kristal mineral. Gambar IX.3

adalah batu lapili yang tersusun atas fragmen pumis dan kuarsa yang

tertanam dalam massa dasar tuf.

Gambar 51. Breksi pumis (batu lapili) yang hadir bersama dengan kristal kuarsa dan tertanam

dalam massa dasar tuf halus..

3) Batuan gunung api tak-terelaskan (non-welded ignimbrite): Glass shards,

dihasilkan dari fragmentasi dinding gelembung gelas (vitric bubble) dalam

rongga-rongga pumis. Material ini nampak seperti cabang-cabang slender

80

yang berbentuk platy hingga cuspate, kebanyakan dari gelas ini

menunjukkan tekstur simpang tiga (triple junctions) yang menandai sebagai

dinding-dinding gelembung gas. Dalam beberapa kasus, walaupun

gelembung gas tersebut tidak terelaskan, namun dapat tersimpan dengan

baik di dalam batuan.

Gambar 52. Tuf tak-terelaskan dari letusan Gunung Krakatau tahun 1883 dengan glass shards

yang sedikit terkompaksi.

Gambar 53. Tuf Rattlesnake, berasal dari Oregon pusat, menampakkan shards yang sedikit

memipih dan gelembung gelas yang telah hancur membentuk garis-garis oval.

4) Batuan gunung api yang terelaskan (welded ignimbrite): yaitu gelas shards dan

pumis yang mengalami kompaksi dan pengelasan saat lontaran balistik hingga

pengendapannya. Biasanya pumis dan gelas tersebut mengalami deformasi

81

akibat jatuh bebas, yang secara petrografi dapat terlihat dengan: (1) bentuk Y

pada shards dan rongga-rongga bekas gelembung-gelembung gas / gelas, arah

jatuhnya pada bagian bawah Y, (2) arah sumbu memanjang kristal dan

fragmen litik, (3) lipatan shards di sekitar fragmen litik dan kristal, dan (4)

jatuhnya fragmen pumis yang memipih ke dalam massa gelasan lenticular

yang disebut fiamme (Gambar 83.c). Derajad pengelasan dalam batuan

gunung api dapat diketahui dari warnanya yang kemerahan akibat proses

oksidasi Fe. Pada kondisi pengelasan tingkat lanjut, massa yang terelaskan

hampir mirip dengan obsidian. Batuan ini sering berasosiasi dengan shards

memipih yang mengelilingi fragmen litik dan kristal.

a. b. c.

Gambar 54. a. Tuf terelaskan dari Idaho, b. Tuf terelaskan dari Valles, Mexiko utara, c. tuf

terelaskan dengan cetakan-cetakan fragmen kristal

III.5.2. Struktur dan Tekstur Batuan Piroklastik

A. Struktur Batuan Piroklastik

Struktur batuan piroklastik biasanya mengikuti batuan sedimen tetapi tidak

semuanya. Hanya beberapa saja yaitu :

82

Massif, bila menunjukkan struktur dalamnya padat atau mampat.

Perlapisan, bila menunjukkan struktur dalamnya berlapis yang tebal.

Laminasi adalah perlapisan yang ukuran atau ketebalannya lebih kecil dari

perlapisan.

Selain struktur sedimen tadi biasa juga dijumpai struktur batuan beku yaitu

struktur seperti scoria serta amogloidal.

B. Tekstur Batuan Piroklastik

Variasi batuan, pembundaran dan pemilahan batuan piroklastik mirip dengan

batuan sedimen klastik pada ummnya. Hanya unsur-unsur tersebut tergantung

tenaga letusan, penguapan tegangan permukaan dan pengaruh seretan. Yang

khas pada batuan piroklastik adalah bentuk butiran yang runcing tajam, terutama

dikenal sebagai “glasshard” atau gelas runcing tajan serta adanya batu apung

(pumice).

III.5.3. Komposisi Batuan Piroklastik

A. Material Batuan Piroklastik

Fisher, 1984 dan Williams, 1982 mengelompokkan material-material penyusun

batuan-batuan piroklastik sebagai berikut :

a. Kelompok Juvenil (Essential), Bila material penyusun dikeluarkan

langsung dari magma, terdiri dari padatan, atau partikel tertekan dari suatu

cairan yang mendingin dan kristal (pyrogenic crystal).

b. Kelompok Cognate (Accessory), Bila material penyusun dari material

hamburan yang berasal dari letusan sebelumnya, dan gunung api yang

sama atau tubuh vulkanik yang lebih tua dari dinding kawah.

83

c. Kelompok Accidental (bahan asing), Bila material penyusunnya

merupakan bahan hamburan yang berasal dari batuan non gunung api atau

batuan dasar berupa batuan beku, sediment atau metamorf, sehingga

mempunyai komposisi yang seragam

B. Mineral Batuan Piroklastik

a. Mineral-mineral sialis terdiri dari :

Kwarsa yang hanya ditemukan pada batuan gunung api yang kaya

kandungan silica atau bersifat asam.

Feldspar, baik K-feldspar, Na-feldspar maupun Ca-feldspar.

Feldspatoid merupakan kelompok mineral yang terdiri jika kondisi larutan

magma dalam keadaan tidak atau kurang akan kandungan silica.

b. Mineral-mineral Ferromagnesic, merupakan kelompok mineral yang kaya

akan kandungan ikatan Fe-Mg silikat dan kadang-kadang disusul dengan Ca-

silikat. Mineral-mineral tersebut hadir berupa kelompok mineral :

Piroksen, merupakan mineral penting dalam batuan gunung api.

Olivine, mineral yang kaya akan besi dan magnesium dan miskin silika.

c. Mineral tambahan, yang sering hadir :

Hornblende

Boitite

Magnetite

Limenit

84

III.5.4. Klasifikasi Batuan Piroklastik

Material piroklastik dapat dikelompokkan berdasarkan ukurannya

sebagai berikut (Chmid, 1981 vide Fisher, 1984)

Tabel 11. Ukuran Butir (Chmid, 1981 & Vide Fisher, 1984)

Ukuran

(mm)

Sebutan

(piroklastik)

Tak terkonsolidasi Terkonsolidasi

64 Bomb, block Bomb, block tephra Aglomerat, breksi

piroklastik2 Lapillus Tephra lapilli Batu lapilli

1/16 Debu kasar Debu kasar Tuff, debu kasar

1/256 Debu halus Debu halus Tuff, debu halus

Endapan Piroklastik tak Terkonsolidasi

1. Bomb gunung api, adalah gumpalan-gumpalan lava yang

mempunyai ukuran lebih besar dari 64 mm, dan sebagian atau semuanya

plastis pada waktu tererupsi. Beberapa bomb mempunyai ukuran yan sangat

besar. Sebagai contoh, bomb yang mempunyai diameter m dengan berat 200

kg dengan hembusan setinggi 600 m selama erupsi digunung api Asama

Jepang pada tahun 1935. Bomb ini dapat dibagi atas tiga macam

a. Bomb pita (ribon bomb) yaitu yang memanjang seperti suling dan

sebagian besar gelembung-gelembung memanjang dengan arah sama.

Bomb ini sangat kental mempunyai bentuk menyudut serta retakannya

tidak teratur.

b. Bomb teras (cored bomb) yaitu bomb yang mempunyai inti dari material

yang terkonsolidasi lebih dahulu, mungkin dari fragmen-fragmen sisa

erupsi terdahulu pada gunung api yang sama.

85

c. Bomb kerak roti (bread crust bomb) yaitu bomb yang bagian luarnya

retak-retak persegi seperti nampak pada kulit roti yang mekar, hal ini

disebabkan oleh bagian kulitnya cepat mendingin dan menyusut.

2. Block gunung api, Merupakan batuan piroklastik yang

dihasilkan oleh erupsi eksplosif dari fragmen batuan yang sudah memadat

lebih dahulu degan ukuran lebih besar dari 64 mm. block-block ini selalu

menyudut bentuknya atau equidimensional.

3. Lapilli, Berasal dari bahasa latin yaitu lapillus, nama

untuk hasil erupsi ekspulsif gunung api yang berukuran 2mm-64mm. selain

dari fragmen batuan kadang-kadang terdiri dari mineral-mineral augit, olivine

dan plagioklas.

4. Debu gunung api, Adalah batuan piroklastik yang

berukuran 2mm-1/256mm yang dihasilkan oleh pelemparan dari magma

akibat erupsi eksplosif, namun ada juga gunung api yang terjadi karena proses

pengesekan pada waktu erupsi gunung api. Debu gunung api masih dalam

keadaan belum terkonsolidasi.

Endapan Piroklastik yang Terkonsolidasi Merupakan akibat

lithifikasi endapan piroklastik jatuhan :

1. Breksi piroklastik, Adalah batuan yang disusun oleh block-block gunung api

yang telah mengalami konsolidasi dalam jumlah lebih 50% serta mengandung

kurang 25% lapilli dan debu.

86

2. Aglomerat, Adalah batuan yang dibentuk oleh konsolidasi material-

materialdengan kandungannya didominasi oleh bomb gunung api dimana

kandungan lapilli dan abu kurang 25%.

3. Batu lapilli, Adalah batuan yang dominan terdiri dari fragmen lapilli dengan

ukuran 2-64mm.

4. Tuff, Adalah endapan dari gunung api yang telah mengalami konsolidasi

dengan kandungan abu mencapai 75%. Macam-macamya yaitu :

Tuff lapilli

Tuff aglomerat

Tuff breksi piroklastik

Batuan AkibatLithifikasi Endapan Piroklastik Aliran

1. Ignimbrite, Adalah batuan yang disusun dari endapan material oleh aliran abu.

Material dominan terdiri dari pecahan-pecahan gelas pumice yang dihasilkan

oleh buih-buih magma asam.

2. Breksi aliran piroklastik, Adalah breksi yang dominan yang disusun oleh

fragmen-fragmen yang runcing serta ditransportasi oleh glowing avalanches

(akibat hawa panas).

3. Vitrik tuff, Adalah batuan yang dihasilkan oleh endapan piroklastik aliran,

terdiri dari fragmen abu dan lapilli, telah mengalami lithifikasi dan belum

terluaskan,

4. Weled tuff, Adalah batuan piroklastik hasil dari piroklastik aliran yang telah

terlithifikasi dan merupakan bagian dari ignimbrite.

Mekanisme Pembentukan Endapan Piroklastik

87

1. Endapan piroklastik jatuhan, Adalah onggokan piroklastik yang diendapkan

melalui udara. Endapan ini umumnya akan berlapis baik dan pada lapisannya

akan memperlihatkan struktur butiran bersusun. Endapan ini meliputi

agglomerate, breksi piroklastik, tuff, lapilli.

2. Endapan piroklastik aliran, Adalah material hasil langsung dari pusat erusi,

kemudian teronggokan disuatu tempat. Hal ini meliputi hot avalance, lava

collapse avalance, hot ash avalance. Aliran ini umumnya berlangsung pada

suhu tinggi antara 500-650C dan temperatur cenderung menurun selama

pengalirannya. Penyebaran pada bentuk endapan sangat dipengaruhi oleh

morfologi, sebab endapan tersebut adalah menutup dan mengisi cekungan.

Bagian bawah menampakkan morfologi asal bagian atasnya datar.

3. Endapan piroklastik surge, Yaitu suatu awan campuran dari bahan padat dan

gas (uap air) yang mempunyai rapat massa rendah dan bergerak dengan

kecepatan tinggi secara turbulent diatas permukaan. Umumnya mempunyai

pemilahan yang baik, berbutir halus dan berlapis baik. Endapan ini mempunyai

struktur pengendapan primer seperti laminasi dan perlapisan bergelombang

hingga planar. Yang paling khas dari endapan ini mempunyai struktur silang

siur, melensa dan bersudut kecil. Endapan surge pada umumnya kaya akan

keratin batuan dan kristal.

88

III.6. Batuan Metamorf

Batuan metamorf adalah batuan yang terbentuk oleh proses metamorfosa

pada batuan yang telah ada sebelumnya, sehingga mengalami perubahan

komposisi mineral, struktur, tekstur, batuan, tanpa mengubah komposisi kimia

dan tanpa berubah fase (tanpa pernah mencapai fase cair).

89

Proses metamorfosa adalah satuan proses pengubahan batuan akibat

perubahan, tekanan, temperatur, fluida atau variasi ketiga faktor tersebut.proses

metamorfosa merupakan proses isokimia,dimana tidak terjadi unsur-unsur kimia

pada batuan yang mengalami batuan yang mengalami metamorfosa. Temperatur

berkisar antara 2000c – 800 0c tanpa melalui fase cair (batuan tetap berada pada

fase padat). Di tinjau dari perubahan dan temperatur, di kenal dua tipe

metamorfosa yaitu :

1. Tipe metamorfosa local, Disebut lokal karena

penyebaran metamorfosa ini sangat terbatas sekali (beberapa meter – beberapa

puluh meter). Tipe metamorfosa ini meliputi :

a. Metamorfosa kontak atau thermal

Metamorfosa kontak disebabkan oleh adanya kenaikan temperatur pada

batuan tertentu. Panas tubuh intrusi yang diteruskan pada batuan

sekitarnya mengakibatkan metamorfosa kontak. Zona metamorfosa kontak

yang efeknya terutama terlihat pada batuan sekitarnya. Pada metamorfosa

kontak batuan disekitarnya berubah menjadi hornfel (batu tanduk) yang

susunannya tergantung pada batuan sedimen aslinya.

b. Metamorfosa dislokasi/kataklastik/Dinamo

Batuan metamorf ini dijumpai pada daerah yang mengalami dislokasi,

misal pada daerah sesar besar. Proses metamorfosanya terjadi pada lokasi

dimana batuan ini mengalami proses secara mekanin yang disebabkan oleh

faktor penekanan (kompresional) baik tegak maupun mendatar. Batuan

90

metamorf kataklastik khususnya dijumpai dijalur-jalur orogenesa proses

pengangkatan diikuti oleh fase perlipatan dan pematangan batuan.

2. Tipe metamorfosa regional ini meliputi :

a. Metamorfosa regional/Dinamo thermal

Metamorfosa ini terjadi pada kulit bumi bagian dalam dan faktor yang

berpengaruh adalah temperatur dan tekanan yang sangat tinggi. Secara

geografis dan genetik penyebaran batuan metamorf ini sangat erat

kaitannya dengan aktivitas orogenesa atau proses pembentukan

pegununganlipatan gunung api, meliputi daerah yang luas dan selalu

dalam bentuk sabuk pegunungan yakni dalam daerah geosinklin.

b. Metamorfosa beban/Burial

Batuan metamorf ini terbentuk oleh proses pembebanan suatu massa

sedimentasi yang sangat tebal pada suatu cekungan yang sangat luas atau

dikenal dengan sebutan cekungan geosinklin. Proses kejadiannya hampir

tidak berkaitan sama sekali dengan aktivitas orogenesa maupun intrusi

tetapi lebih merupakan suatu yang bersifat regional atau lebih dikenal

dengan proses epirogenesa.

III.1. Dasar Teori Batuan Metamorf

Batuan metamorf terbentuk dari proses metamorfisme. Kata

"Metamorfisme" berasal dari bahasa Yunani yaitu:  Meta = berubah, Morph =

bentuk, jadi metamorfisme berarti berubah bentuk.  Dalam geologi, hal itu

91

mengacu pada perubahan susunan / kumpulan dan tekstur mineral, yang

dihasilkan dari perbedaan tekanan dan suhu pada suatu tubuh batuan.

Walaupun diagenesis juga merupakan perubahan bentuk dalam batuan

sedimen, namun proses ubahan tersebut berlangsung pada suhu di bawah 200oC

dan tekanan di bawah 300 MPa (MPa: Mega Pascals) atau sekitar 3000 atm.

Jadi, metamorfisme berlangsung pada suhu 200oC dan tekanan 300 Mpa

atau lebih tinggi.  Batuan dapat terkenai suhu dan tekanan tersebut jika berada

pada kedalaman yang sangat tinggi. Sebagaimana kedalamannya pusat subduksi

atau kolisi.

III.6.2. Struktur Dan Sekstur Batuan Metamorf

A. Struktur Batuan Metamorf

1) Struktur Foliasi

Struktur foliasi yaitu struktur yang ditunjukkan oleh adanya penjajaran

mineral-mineral penyusun batuan metamorf. Struktur ini meliputi :

a. Struktur Slatycleavage, Adalah Peralihan dari sedimen yang berubah ke

metamorf, merupakan derajat rendah dari lempung, mineral-mineralnya

berukuran halus dan kesan kesejajarannya halus sekali, dengan

memperlihatkan belahan-belahan yang rapat dimana terdapat daun-daun

mika halus.

b. Struktur filitik, Struktur ini hampir mirip dengan struktur slatycleavage,

hanya mineral dan kesejajarannya sudah mulai agak kasar. Derajat

metamorfosa lebih tinggi dari slatycleavage, dimana daun-daun mika dan

klorit sudah cukup besar, berkilap sutera pada pecahan-pecahannya.

92

c. Struktur skistosa, Adalah suatu struktur dimana mineral pipih (Biotite,

Muskovitr, Feldspar) lebih dominan dibanding mineral butiran. Struktur ini

biasanya dihasilkan oleh proses metamorfosa regional, sangat khas adalah

kepingan-kepingan yang jelas dari mineral-mineral pipih seperti mika, talk,

klorit dari mineral-mineral yang bersifat serabut. Derajat metamorfosa lebih

tinggi dari filit, karena mulai adanya mineral-mineral yang bersifat serabut.

Derajat metamorfosa lebih tinggi dari filit, karena mulai adanya mineral-

mineral lain dismping mika.

d. Struktur gnesosa, Struktur dimana jumlah mineral-mineral yang granular

lebih banyak dari mineral-mineral pipih, mempunyai sifat banded dan

mewakili metamorfosa regional derajat tinggi. Terdiri dari mineral-mineral

yang mengingatkan pada batuan beku seperti kwarsa, feldspar dan mafik

mineral.

2) Struktur Non Foliasi

Struktur non foliasi adalah struktur yang tidak memperlihatkan adanya

penjajaran mineral penyusun batuan metamorf. Yang termasuk dalam struktur ini

adalah :

a. Struktur Hornfelsik, Dicirikan adanya butiran-butiran yang seragam

terbentuk pada bagian dalam daerahkontak sekitar tubuh batuan beku. Pada

umumnya merupakan rekristalisasi batuan asal, tidak ada foliasi, tetapi

batuan halus dan padat.

b. Struktur Milonitik, Struktur yang berkembang karena adanya

penghancuran batuan asal yang mengalami metamorfosa dynamo, batuan

93

berbutir halus dan liniasinya ditunjukkan oleh adanyaorientasi mineral yang

berbentuk lentikuler terkadng masih menyimpan lensa batuan asalnya.

c. Struktur Kataklastik, Struktur ini hampir sama dengan struktur milonit

hanya butirannya yang lebih kasar.

d. Struktur Pilonitik, Struktur ini menyerupai milonit tetapi butiran relatif

lebih kasar dan strukturnya mendekati tipe filitik.

e. Struktur Flaser, Seperti strutur kataklastik dimana struktur batuan asal

yang terbentuk lensa tertanam pada massa dasar milonit.

f. Struktur Augen, Seperti struktur flaser hanya lensa-lensanya terdiri dari

butir-butir feldspar dalam massa dasar yang lebih halus.

g. Struktur Glanulose, Struktur ini hampir sama dengan hornfelsik hanya

butirannya mempunyai ukuran yang tidak sama besar.

h. Struktur Liniasi, Struktur yang diperlihatkan oleh adanya kumpulan

mineral yang terbentuk seperti jarum (fibrous).

B. Tekstur Batuan Metamorf

1. Tekstur Poikiloblastik: sama seperti porfiroblastik, namun

dicirikan oleh adanya inklusi mineral asing berukuran halus. Gambar 87

adalah tektur poikiloblastik; warna orange tourmalin dan abu-abu K-

feldspar, mineral berukuran halus adalah butiran-butiran kuarsa dan

muscovit. Biasanya berada pada sekis mika-tourmalin.

94

Gambar 55. Tekstur poikiloblastik pada batuan metamorf

2. Tekstur Porfiroblastik: tekstur batuan metamorf yang dicirikan

oleh adanya mineral berukuran besar dalam matriks / massa dasar berukuran

lebih halus.

Gambar 56. Tekstur porfiroblastik pada batuan metamorf

3. Tekstur Porphyroklas: tekstur batuan metamorf yang dicirikan oleh

adanya kristal besar (umumnya K-feldspar) dalam massa dasar mineral yang

lebih halus. Bedanya dengan porphyroblastik adalah, porphyroklastik tidak

tumbuh secara in-situ, tetapi sebagai fragment sebelum mineral-mineral

tersebut hancur / terubah saat prosesn metamorfisme

95

Gambar 57. Tekstur porfiroklastik pada batuan metamorf

4. Retrogradasi eklogit:   tekstur batuan metamorf yang dibentuk oleh

adanya mineral amfibol (biasanya horenblende) yang berreaksi dengan

mineral lain. Dalam Gambar 90 adalah retrogradasi klinopirosen amfibole

pada sisi kanan atas.

Gambar 58. Tekstur retrogradasi eklogit pada batuan metamorf

3. Tekstur Schistose: foliasi sangat kuat, atau terdapat penjajaran butiran,

terutama mika, dalam batuan metamorf berbutir kasar.

96

Gambar 59. Tekstur schistose pada batuan metamorf

4. Tekstur Phyllitik: foliasi kuat dalam batuan metamorf berbutir halus.

Gambar 60. Tekstur phylitik pada batuan metamorf

5. Tekstur Granoblastik: massive, tak-terfoliasi, tekstur equigranular dalam

batuan metamorf.

Gambar 61. Tekstur granoblastik pada batuan metamorf

97

Tabel 12. Sifat-sifat batuan metamorf

III.6.3. Komposisi Batuan Metamorf

98

Secara megaskopis, sulit untuk mendeskripsikan atau menentukan

komposisi mineral batuan metamorf, namun kita tetap dituntut untuk dapat

menentukan komposisi mineralnya, yang dapat dipelajari dari buku atau petunjuk

langsung dilaboratorium. Pada hakekatnya, komposisi batuan metamorf dapat

dibagi dalam dua golongan yaitu :

1. Mineral Stress, Adalah suatu mineral yang stabil dalam kondisi tekanan

dimana mineral ini dapat berbentuk pipih atau tabular, prismatik, maka

mineral tersebut akan tumbuh tegak lurus terhadap arah gaya. Sebagai

contoh :

Mika

Tremolit-Actinolit

Hornblende

Serpentin

Silimanit

Kyanit, dan lain-lain.

2. Mineral Anti Stress

Adalah suatu mineral yang terbentuk dalam kondisi tekanan dimana biasanya

berbentuk equidimensional. Sebagai contoh :

Kwarsa

Feldspar

Garnet

Kalsit

Koordierit

99

Selain mineral stress dan anti stress, ada juga mineral yang khas dijumpai

pada batuan metamorf antara lain :

a. Mineral khas dari metamorfisme regional : silimanit, Andalusit, Talk dll.

b. Mineral khas dari metamorfisme termal : Korundum, Grafit.

c. Mineral khas yang dihasilkan dari efek larutan kimia : Epidut, Chlorite dan

Wollastonite.

III.6.4. Klasifikasi Batuan Metamorf

A. Batuan dalam Derajad Metamorfisme

1. Serpih – terbentuk pada derajad metamorfik rendah, ditandai dengan

pembentukan mineral klorit dan lempung. Orientasi lembaran silikat

menyebabkan batuan mudah hancur di sepanjang bidang parallel yang disebut

belahan menyerpih (slatey cleavage), slatey cleavage berkembang pada sudut

perlapisan asal.

Gambar 62. Foliasi menyerpih pada tingkat metamorfisme rendah (Nelson, 2003)

1. Sekis – makin tinggi derajad metamorfisme makin besar

mineral yang terbentuk. Pada tahap ini terbentuk foliasi planar dari orientasi

100

lembaran silikat (biasanya biotit dan muskovit). Butiran-butiran kuarsa dan

feldspar tidak menunjukkan penjajaran; ketidak-teraturan foliasi planar ini

disebut schistosity .

Gambar 63. Bentuk ketidak-teraturan foliasi planar (schistosity) (Nelson, 2003)

2. Gneiss – tingkat metamorfisme yang lebih tinggi, lembaran

silikat menjadi tak-stabil, mineral-mineral horenblende dan piroksen mulai

tumbuh.  Mineral-mineral tersebut membentuk kumpulan gneissic banding

dengan penjajaran tegaklurus arah gaya maksimum dari differential stress

(Gambar 86).

Gambar 64. Mineral-mineral dengan tekstur gneissic banding, orientasi mineral tegak lurus

dengan arah gaya maksimum (Nelson, 2003)

101

3. Granulite – adalah metamorfisme tingkat tertinggi, semua

mineral hydrous dan lembaran silikat menjadi tidak stabil sehingga muncul

penjajaran beberapa mineral. Batuan yang terbentuk menghasilkan tekstur

granulitik yang sama dengan tekstur faneritik pada batuan beku.

B. Metamorfisme Basal dan Gabbro

1. Greenschist - Olivin, piroksen, dan plagioklas dalam basal

berubah menjadi amfibol dan klorit (hijau). 

2. Amphibolite – pada metamorfisme tingkat menengah,

hanya mineral gelap (amfibol dan plagioklas saja yang bertahan), batuannya

disebut amfibolit.

3. Granulite – pada tingkat metamorfisme tinggi, amfibol

digantikan oleh piroksen dan garnet, tekstur foliasi berubah menjadi tekstur

granulitik.  

102

BAB IVKESIMPULAN & SARAN

A. Kesimpulan

Mineral optik dan petrografi adalah suatu metode yang sangat mendasar

dalam mendukung pembelajaran dan analisis data geologi. Alat yang digunakan

dalam praktikum ini disebut mikroskop terpolarisasi, karena data dibaca melalui

lensa yang mempolarisasinya yang selanjutnya ditangkap oleh mata.

setiap mineral memiliki sifat optis tertentu yang dapat diamati pada

pengamatan nikol sejajar (warna,relief,pleokroisme,bentuk Kristal,bentuk

mineral,belahan,indeks bias) dan nikol silang(Sifat Birefringence

(BF),kembaran,sifat gelapan)

Dalam analisis petrografi Mahasiswa harus dapat mebedakan mineral

maupun tekstur khusus dalam sayatan tipis,agar dapat membedakan batuan

beku,sedimen metamorf maupun piroklastik.

B. Saran

Terus terang saya kurang paham dalam pratikum MO & Petrografi,Saran

saya agar asisten terlebih dahulu menjelaskan sebelum pratikan

menganalisis.Semoga kedepannya Pratikum ini lebih baik lagi dengan tersedianya

Modul Pratikum.

103

DAFTAR PUSTAKA

Craig and Vaughan, Ore Microscopy & Ore Petrography

http://met.open.ac.uk/vms/dualviewj.html

http://www.wwnorton.com/college/geo/egeo/fla sh/3_2.swf

Ramdohr, Ore Minerals and Their Intergrowths

W.D. Nesse, Introduction to Optical Mineralogy, 2nd Ed.

William, et al, Petrography

100

104

101