MAGMATISME DAN BATUAN BEKU

Magma adalah bahan asal batuan beku. Magma merupakan bahan dari semua batuan yang mobil yang terjadi secara alamiah dengan komposisi utama larutan silikat.Magma dicirikan oleh:- Komposisi silikat dominan- Temperatur tinggi- Mobilitas mengalir Magma merupakan larutan kental, hanya sebagian kecil yang berupa larutan cair. Berdasarkan origin, magma dibagi menjadi:Magma primer (asal dari mantel, misalkan granitik, basaltik)Magma sekunder atau anateksi (batuan) yang berubah menjadi magma (misalkan granit anateksi)

Menurut DALY :

Granitik menyusun 95% batuan intrusif Magma (granit, granodiorit) Primer Basaltik (basalt) menyusun 98% batuan ekstrusif Untuk batuan basatik 98 % terlalu besar karena dijumpai juga batuan ekstrusif lain non basaltik yang cukup banyak yaitu riolit dan dasit.Ada kecenderungan geolog yang berpendapat bahwa magma basaltik kemungkinan besar merupakan magma primer tunggal sebagai asal dari sebagian besar batuan beku. Pendapat tersebut didukung argumentasi:

Magma basaltik mengalir ke permukaan bumi dengan jumlah besar dalam waktu geologi.

Batuan basaltik menyusun sebagian besar cekungan samudera

Dari percobaan terlihat diferensiasi magma basaltik dapat menghasilkan batuan-batuan kimiawi yang bervariasi, sesuai dengan pengamatan kejadian batuan di alam.

KOMPOSISI KIMIAWI MAGMA DAN BATUAN BEKU

Komposisi rata-rata 5159 contoh batuan beku (Clarke & Washington) sebagai berikut:SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O H2O TiO2 59,14% 5,14% 3,08% 3,80% 3,49% 5,08% 3,84% 3,13% 1,15% 1,05%

Oksida yang lain < 0,30%

Data tersebut tidak mewakili komposisi magma primer sebagai asal dari batuan beku, maupun magma lain. Meskipun begitu, magma tersusun atas multi elemen dominan ( O, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, K ) dan elemen-elemen lainnya.

Dari hasil analisis 5000 contoh batuan beku segar oleh Richardson & Sneesby, terlihat bahwa kadar dominan SiO2 sebesar 52,5% & 73% adalah granit & basalt.

KOMPOSISI MINERALOGI BATUAN BEKU

Ada > 1000 mineral, tetapi yang dijumpai di dalam sebagian besar batuan beku ( > 99% batuan beku yang ada ) sangat sedikit.

Hanya ada 7 GRUP MINERAL yaitu:

SILIKA, FELSPAR, FELSPATOID, OLIVIN, PIROKSIN, AMFIBOL DAN MIKA.

Komposisi mineralogi dipakai sebagai kriteria dasar dalam membuat klasifikasi batuan beku

1. GRUP SILIKA: STRUKTUR TEKTOSILIKAT

Di alam ada 7 mineral silika yaitu: kwarsa (termasuk kalsedon), tridimit, kristobalit, opal, lechatelierit, coesit & stishovit.

KWARSA & OPAL: sangat umum dalam batuan beku TRIDIMIT & KRISTOBALIT: dalam batuan volkanik & jarang LECHATELIERIT (gelas silika): jarang COESIT & STISHOVIT: terbentuk pada p tiba-tiba yang tinggiKwarsa, tridimit & kristobalit memiliki kestabilan yang tidak sama dan menunjukan fenomena enantiotropismePada p atmosferik,

Kwarsa stabil pada t s.d. 8670C Tridimit stabil pada t 8670 14700C stabil Kristobalit stabil pada t 14700 17130C

> 17130C larutan silika stabil (fasenya).High & low quartz hanya terbentuk pada daerah kestabilan, tidak pernah pada temperatur yang lebih tinggi.

- high quartz terbentuk pada temperatur > 5730 dalam batuan beku sebagai mineral pembentuk batuan - low quartz terbentuk pada temperatur < 5730 dalam vein kwarsa & pegmatit

tridimitHigh QuartzLow QuartzkristobalitlarutanTP

2. GRUP FELSPAR: STRUKTUR TEKTOSILIKAT

FELSPAR umum dijumpai dalam 2 kelompok:

potasium (K) & barium felspar (alkali felspar) monoklin sodium (Na) & calcium felspar (plagioklas) triklin

Rumus umum felspar adalah :WZ4O8W = Na, K, Ca, Ba Z = Si, Al

Perbandingan Si : Al berkisar dari 3 : 1 s.d. 1 : 1

Jarang dijumpai Felspar yang mengandung Ba, sehingga yang dominan adalah:

KAlSi3O8 (Or) NaAlSi3O8 (Ab) CaAl2Si2O8 (An)

Potash felspar : memiliki perbedaan sifat fisik & optik berangsur dari Sanidin ---- monoklin ------ dalam batuan volkanik (t >>) Ortoklas ---- monoklin Mikroklin ---- triklin dalam batuan metamorf & batuan beku (t

Pada temperatur tinggi terdapat larutan padat yang berkomposisi mulai dari KAlSi3O8 NaAlSi3O8.

mineral yang lebih potasik disebut soda ortoklas (monoklin) mineral yang lebih sodik disebut anortoklas (triklin)

Felspar sodi calcic (Plagioklas) ------ triklin dengan isomorf dari albite sodik anortite calcic :

Na(Si3AlO8) = Ab

Albit ---------------- 0 10 % An -------------- An 0 10 Oligoklas --------- 10 30 % -------------- An 10 30 Andesin ----------- 30 50 % -------------- An 30 50 Labradorit -------- 50 70 % -------------- An 50 70 Bitonit ------------- 70 90 % --------------- An 70 90 Anortit ------------- 90 100 % -------------- An 90 100

Ca(Si2Al2O8) = An

3. GRUP FELSPATOID : STRUKTUR TEKTOSILIKAT

Adalah grup alkali-aluminium silikat yang terbentuk dari suatu magma yang kaya alkali tetapi kekurangan silika. Grup ini tidak pernah berasosiasi dengan kwarsa primer.

Mineral utamanya adalah : Leucite KAlSi2O6Sodalit Na8Al6Si6O24(Cl2) Kaliofilit KAlSiO4Nosean Na8Al6Si6O24 (SO4) Kalsilit KAlSiO4Cancrinit Na8Al6Si6O24 (HCO3)2 Nefelin NaAlSiO4

Felspatoid berstruktur tektosilikat dan dikelompokan berdasarkan kesamaan petrografis.

leucit umum ditemukan dalam batuan volkanik, tidak dalam batuan plutonik

nefelin umum ditemukan dalam batuan volkanik dan plutonik.

4. GRUP PIROKSEN : struktur INOSILIKAT TUNGGAL

Dikelompokan berdasarkan kesamaan sifat kristalografik dan sifat fisik lain, serta komposisi kimiawinya. Piroksen mengkristal dalam 2 sistem: ortorombik monoklin

Rantai tetrahedral Si O yang memiliki ratio 1 : 3 (inosilikat tunggal) paralel dengan sumbu vertikal kristal dan terikat secara lateral dengan ion logam, sehingga pada umumnya kristalnya berbentuk prismatik. Jenis Piroksen antara lain adalah: EnstantitMgSiO3 Piroksen ortorombik Hiperstene(Mg,Fe)SiO3 Klino Enstantit MgSiO3 Klino Hipersten(Mg,Fe)SiO3 Piroksen monoklin Diopsid CaMgSi2O6 Hederbergit CaFe2+Si2O6 Augit Pigeonit AegirinNaFe3+Si2O6 Piroksen monoklin JadeitNaAl Si2O6 Spodumene LiAl Si2O6 JohannsenitCaMn Si2O6Piroksen ortorombik yang umum berada dalam batuan beku semua kaya akan Mg

5. GRUP AMFIBOL : STRUKTUR INOSILIKAT GANDA

Berstruktur ortorombik dan monoklin, terdapat kesamaan sifat fisik, kristalografi dan komposisi kimiawi dalam grup ini.

Amfibol memiliki grup paralel dengan piroksen Perbedaannya adalah: Amfibol memiliki kandungan OH yang cukup dalam struktur. Ratio Amfibol adalah Si : O = 4 : 11 (inosilikat ganda) sedangkan Piroksen 1 : 3

Komposisi kimiawi antara senyawa Amfibol dan Piroksen tidak jauh beda, sehingga yang memiliki komposisi sama disebut polimorf.

Contoh:MgOSiO2H2OMgSiO3 ( piroksen )40,060,0 Mg7(Si4O11)2(OH)2 (amfibol)36,261,5 2,3

Jenis Amfibol : Seri Antofilit: (Mg,Fe)7(Si4O11)2(OH) 2 Mg > Fe ----------------- Ortorombik Seri Cummingtonit: (Fe,Mg)7(Si4O11)2(OH)2 Fe > Mg Seri Hornblenda Monoklin Seri Alkali Amfibol: Na > Ca : Glakofan, Riebeckit, Arfvedsonit

Amfibol diduga lebih banyak terdapat dalam batuan plutonik daripada batuan volkanik. Adanya OH dalam struktur akibat kristalisasi dengan tekanan atau mungkin karena komposisi magmanya.

6. GRUP OLIVIN: STRUKTUR NESOSILIKAT

Grup Olivin mengkristal dalam sistem ortorombik :

Forsterit ------------------------ Mg2SiO4Fayalit ------------------------- Fe2SiO4Tephrait ------------------------ Fe2SiO4Olivin --------------------------- (Mg,Fe)2SiO4Montcelite ---------------------- CaMgSiO4Glaucochroit ------------------- CaMnSiO4

Grup Olivin memiliki struktur tertutup sehingga d tinggi

Forsterit :3,22 Enstatit:3,18 Antofilit:2,96 Talc:2,82

7. GRUP MIKA: struktur FILOSILIKAT

Grup Mika memiliki belahan basal sempurna dengan struktur filosilikat. Beberapa jenis yang berlainan membentuk isomorf. Terdapat 2 anggota grup yang sering mengkristal bersama dengan posisi paralel :Biotit dan MuskovitMuskovit dengan LepidolitJenis Mika: Muskovit--------------------------- KAl2(AlSi3O10)(OH)2 Paragonit--------------------------- NaAl2(AlSi3O10)(OH)2 Phlogopit--------------------------- KMg3(AlSi3O10)(OH)2 Biotit--------------------------- K(Mg,Fe)3(AlSi3O10)(OH)2 Lepidolit--------------------------- KLi2Al(Si4O10)(OH)2

Jenis mika yang umum terdapat alam batuan beku adalah biotit. Muskovit ada dalam granit. Lepidolit selain terdapat dalam beberapa granit, terutama ada di dalam granit pegmatit. Phlogopit kadang-kadang ditemukan dalam batuan yang kaya Mg, miskin Fe seperti Peridotit tetapi umumnya dalam batuan gamping malihan dan pegmatit. Paragonit jarang ditemukan, biasanya terdapat dalam batuan sekis.

Stabilitas:Phlogopit (dan Biotit) dapat terbentuk langsung dari magma pada t kristalisasi normalMuskovit terdapat dalam granit pada p rendah, dengan uap air yang tinggi dengan kedalaman yang cukup besar

KOMPONEN VOLATIL DARI MAGMA

Magma mengandung bahan VOLATIL dengan jumlah dan komposisi yang tidak diketahui dengan tepat.

Komponen tersebut tidak dapat ditentukan secara langsung, tetapi dengan:

Pengamatan material yang diendapkan di dalam fumarol Percobaan pemanasan batuan beku Sampling gas pada kepundan (sulit & bahaya)

Hasil dari pengamatan berbagai vulkan menunjukan bahwa H2O selalu dominan > 80% dari seluruh volume; sementara CO2, H2S, S, SO2, HCl, dan NH4Cl sering melimpah. Sedangkan HF, N2, H2, CH4, H3BO3 dan CO berjumlah sedikit

MAGMATISME DAN PEMBENTUK BIJIH

Terdapat banyak bukti bahwa berbagai deposit bijih pada umumnya memiliki hubungan dengan magma. Beberapa bukti berkaitan dengan asosiasi geologi dari tubuh bijih dengan batuan beku dengan tipe tertentu

Contoh: cebakan timah di dalam batuan granit, kadang-kadang gradasinya dapat ditelusuri dari pegmatit ke vein pembawa bijih sampai ke vein kwarsa yang tanpa mengandung bijih timah. Contoh lain ialah adanya pemisahan langsung mineral mineral bijih dari magma.

Beberapa masalah yang belum terpecahkan dengan baik adalah :

Bagaimana pemisahan bijih dari magma Bagaimana transportasinya Bagaimana deposisinya

MAGMATISME DAN PEMBENTUK BIJIH

Selain itu beberapa hal yang perlu diketahui adalah :

Bahan pembentuk bijih meninggalkan magma dalam fase gas ataukah fase cair Larutan pembentuk bijih bersifat asam ataukah alkalin Kondisi t & p

Terdapat beberapa kemungkinan sebagai berikut:

Jika t > t kritis, maka transportasi & deposisi terjadi dalam fase gas. Tidak dipengaruhi oleh p tinggi.

Jika t < t kritis, maka larutan diendapkan dalam fase cair, hal ini terjadi pada kedalaman sedang, di mana p > p kritisnya.

Dari magma yang temperaturnya turun, keluar material dalam fase gas yang akan mengembun menjadi fase cair apabila pendinginan t < t kritis,

SEDIMENTASI DAN BATUAN SEDIMENAspek sedimen : pelapukan erosi transportasi pengendapan diagenesis.

Reaksi pelapukan bersifat :Menerus : larut dan terbawa ke lain tempatTak menerus : terendapkan di zona asal.SEDIMENTASI : PROSES YANG TERJADI AKIBAT DARI INTERAKSI ATMOSFIR DAN HIDROSFIR TERHADAP KULIT BUMI

HORISON A: komponen batuan asal sebagian sudah hilang oleh proses pelindian & transportasi mekanis akibat gerakan air permukaan dan air tanah.

HORISON C: berupa pelapukan batuan insitu atau batuan aluvial atau paleosoil. Horison C merupakan material induk dari horison A & B.GEOKIMIA TANAHTanah adalah hasil proses geokimia, terdiri atas beberapa horison dengan tebal bervariasi. Secara garis besar, profil tanah tersebut adalah:

HORISON B: zona akumulasi dari bahan-bahan yang mengalami transportasi. Horison B mengandung banyak lempung dan akumulasi oksida besi. Unsur pandu sering terdapat di horison B.

Komposisi Tanah tergantung pada :Batuan asal / batuan indukFaktor lingkungan : Iklim aktivitas biologi topografi waktu

GEOKIMIA TANAHKomponen tanah terdiri dari : mineralzat organikairUdara

Dibandingkan dengan batuan asal, komposisi kimia tanah mengalami perubahan sebagai berikut:penyusutan besar pada: Ca, Mg, Na, Kpenyusutan sedikit pada: Al, Fepenambahan pada: Si

FRAKSI KOLOID adalah paling aktif pada tanah, terdiri dari mineral lempung & zat organik. Zat organik sangat efektif dalam ekstraksi, pelarutan & migrasi elemen elemen.

KOMPOSISI KIMIA BATUAN SEDIMENKomposisi kimia batuan sedimen lebih bervariasi dibandingkan batuan beku, sebagai contoh:

batu pasir mengandung SiO2 s.d. 99 % bauxite mengandung Al2O3 s.d. 70 % limonite mengandung Fe2O3 s.d. 75 % siderite mengandung FeO s.d. 60 % dolomit mengandung MgO s.d. 20 % batu gamping mengandung CaO s.d. 56 %KOMPOSISI MINERALOGI BATUAN SEDIMENAda 2 tipe mineral yaitu: mineral yang resisten terhadap pelapukan mekanis mineral baru hasil pelapukan kimia

Pada deret Reaksi Bowen, urutan stabilitasnya kebalikan terhadap urutan pelapukannya. Mineral yang terbentuk lebih awal akan lapuk lebih dulu karena kurang stabil

Jenis mineral dalam batuan sedimen cukup banyak, yang umum adalah: KWARSA, FELSPAR, KALSIT, DOLOMIT DAN MINERAL LEMPUNG.

Mineral yang melimpah pada batuan tertentu adalah :Glaukonit, limonit, bauksit, collophane

Mineral lempung yang terdapat dalam batuan sedimen terutama adalah: KAOLINIT, MONTMORILLONIT, ILLIT, KLORIT

Dengan ukuran rata rata < 0,02 mm MINERAL LEMPUNG dapat dibedakan berdasarkan: lapisan TETRAHEDRA SILIKAT lapisan OKTAHEDRA HIDROKSIL ALUMINAtetrahedra silikatoktahedra hidroksil alumina

KOLOID DAN PROSES KOLOIDALKOLOID DAN PROSES KOLOIDAL

Koloid ialah partikel halus berukuran 10-3 mm s.d. 10-6 mm. Larutan koloidal dapat menjadi larutan biasa dan suspensi tanpa garis batas yang jelas.Koloid merupakan partikel multimolekul, dan koloid sebagai SISTEM DISPERSI terbagi atas : PARTIKELMEDIATipe dispersi:Padat gas asapCair gas kabutCair cair emulsi

Di dalam proses sedimentasi, yang penting adalahfase padat cair antara lain berupa:Sol : seperti cairan, dapat mengalirGel: kentalPasta: lempung plastik

Jenis sol di dalam air dibedakan menjadi 2 yaitu:Hidrofilik : partikel berinteraksi kuat dengan molekul air stabilHidrofobik: mudah mengendap, antara partikel dan molekul air tidak memiliki daya tarik kurang stabil

KOLOID DAN PROSES KOLOIDALContoh: - silika membentuk sol hidrofilik - alumunium hidroksida membentuk sol hidrofobik

Koloid mempunyai muatan listrik yang berasal dari:adsorpsi ion dari cairan, atauionisasi langsung materialnya

Lingkungan pembentukan mempengaruhi muatan koloid, positif atau negatif

- AMORFPARTIKEL KOLOID - KRISTALIN (umumnya an organik)

Koloid terbentuk dengan 2 cara yaitu:

penghancuran butir kasar ke ukuran koloidaggregasi molekul / ion membentuk partikel berukuran koloid

Pada umumnya aggregasi lebih sering terjadi. Silika sebagai material yang dominan padakulit bumi, mudah menjadi larutan koloid.

KOLOID DAN PROSES KOLOIDALSIFAT PENTING KOLOID ADALAH KEMAMPUAN MENGADSORPSI SENYAWA TERTENTU. Ada 2 tipe yaitu :

ADSORPSI FISIKADSORPSI KIMIAWI

Prinsip adsorpsi :butiran mengecil (berakibat permukaan semakin luas) adsorpsi >>tingkat kelarutan senyawa >konsentrasi naik adsorpsi >>ion bermuatan tinggi mudah adsorpsi

mineral lempung banyak mengadsorpsi ion dari air.

Samudera sebagai bagian yang terbesar, menutupi 70,8 % permukaan bumi. Pada kedalaman 3800 m, volume samudera 1372 x 106 Km3. Densitasnya pada temperatur 0oC dan salinitas normal adalah 1,028.

Air laut tersebut merupakan 98% dari total massa hidrosfir.

Menurut Goldschmidt secara rat-rata setiap cm2 permukaan bumi terdapat 273 liter air yang terdiri dari : l kg Air laut268,45278,11Air tawar 0,10 0,10Es 4,50 4,50Uap 0,003 0,003HIDROSFIRHidrosfir adalah kulit / pembungkus pada permukaan bumi yang tidak bersambungan (discontinous) yang terdiri dari Air Laut, Air Tawar dan PADAT (es).

KOMPOSISI AIR LAUT:

Diukur berdasarkan Klorinitas dan Salinitas

KLORINITAS: adalah jumlah kadar klorida dan ekivalennya (bromida & jodida) dalam 1 permil air laut.SALINITAS: adalah jumlah padatan klorida dan ekivalennya.

Salinitas dapat dihitung dari harga klorinitas. Pada umumnya salinitas lautan terbuka adalah sekitar 35 per mil, sedangkan di lautan tertutup seperti Laut Merah & Teluk Parsi mencapai 40 per mil karena:

- EVAPORASI / PENGUAPAN >>- PENGENDAPAN

KOMPOSISI AIR LAUT:

Diukur berdasarkan Klorinitas dan Salinitas

KLORINITAS: adalah jumlah kadar klorida dan ekivalennya (bromida & jodida) dalam 1 permil air laut.SALINITAS: adalah jumlah padatan klorida dan ekivalennya.

Salinitas dapat dihitung dari harga klorinitas. Pada umumnya salinitas lautan terbuka adalah sekitar 35 per mil, sedangkan di lautan tertutup seperti Laut Merah & Teluk Persi mencapai 40 per mil karena:

- EVAPORASI >>- PENGENDAPAN

HIDROSFIRKOMPOSISI AIR DARATAN:

Jumlah air daratan kecil tetapi PENTING DALAM GEOKIMIA SEBAGAI AGEN PELAPUKAN DAN EROSI. Mengetahui jumlah dan komposisinya penting untuk memahami evolusi lautan.

SUMBER DARI AIR DARATAN ADALAH AIR HUJAN DAN SEDIKIT MATA AIR PANAS DARI MAGMATISME. Air hujan mengandung larutan bahan yang berbeda oleh waktu dan tempat.Clarke memperkirakan air tersembunyi tersebut membawa 27,35 x 1014 gram bahan rombakan membuat keasinan air sungai = 100 ppm. Sebenarnya bervariasi 13 9.185 ppm tetapi jarang yang > 1000 ppm.

Menurut Conway, keasinan air > 50 ppm berarti drainage berasal dari batuan beku & batuan metamorf. Sedangkan 50 200 ppm drainagenya sebagian besar berasal dari batuan sedimen.

N2780.000755.100 3 jenis gas yang O2 209.500231.500 pentingAr 9.300 12.800ATMOSFIR adalah MEDIUM TRANSPORTASI KOMPONEN GEOKIMIA DI PERMUKAAN BUMI dan sebagai bagian utama dari daur geokimia unsur antara lain: S, C, H2.Kadar CO2 = 0,04 % tetapi sangat penting untuk flora. Sedangkan lapisan ozone tipis dalam stratosfir penting sebagai penyerap radiasi sinar ultra violet yang menuju ke permukaan bumi

KOMPOSISI ATMOSFIR :Komposisi rata rata atmosfir adalah sebagai berikut:GasVolume (ppm)Berat (ppm)

CO2 300 460Ne 18 12,5He 5,2 0,72CH4 1,5 0,94Kr 1 2,90N2O 0,5 0,8H2 0,5 0,035O3 0,4 0,7Xe 0,08 0,36ATMOSFIR

Pada ketinggian (h) < 60 km komposisi tersebut konstan karena ARUS KONVEKSI. Di atas 60 km terjadi pemisahan gravitasi dari gas sesuai berat molekul (BM)nya

Atmosfir dibagi menjadi beberapa bagian sebagai berikut:

TROPOSFIR : h = 0 15 km arus konveksi dominan, semakin ke atas t turunSTRATOSFIR : h = 15 s.d. 60 80 km perlapisan arus konveksi yang tidak begitu kuat.IONOSFIR: h > 60 80 km ionisasi oleh radiasi sinar ultra violet, ada 3 lapisan yaitu E, F1 & F2 yang dicirikan oleh adanya sifat adsorptif & reflektif terhadap gelombang radio.

ATMOSFIR

FOTOSINTESIS (BIOSFIR) MENGATUR KADAR OKSIGEN DI ATMOSFIR O2 ( ATMOSFIR ) FOTOSINTESIS PERNAFASAN, OKSIDASI CO2 (ATMOSFIR)

CO2 memiliki daya larut > O2 & N2. Sebagian besar CO2 bebas berada di SAMUDERA atau SEBAGAI KARBONAT pada BATUAN.

Argon merupakan unsur atmofir yang tidak bereaksi dengan unsur lain. Dibandingkan dengan gas mulia yang lain, jumlah gas argon cukup banyak, terdiri atas 3 isotop :

Ar36 0,307 %Ar38 0,061 %Ar40 99,632 %

AR MERUPAKAN HASIL PELURUHAN DARI K40

ATMOSFIR

Selain ada komponen yang relatif tetap, ada juga beberapa komponen atmosfir yang bervariasi yaitu antara lain :

Uap air, sulfur, nitrogen, NaCl, Halogen (F, Br, I), CO, N2O5, Pb.

Kestabilan CO2 di atmosfir menunjang kestabilan kehidupan organisme di permukaan bumi

PENGONTROL KESTABILAN CO2 DI ATMOSFIR TERSEBUT ADALAH SAMUDERA

Di Venus CO2dalam atmosfir melimpah, mungkin karena sangat kekurangan hidrosfir yang berperan sebagai medium pengatur / pengontrol.ATMOSFIR

Pengaruh biosfir dalam geokimia sangat luas meliputi: penyebaran, transportasi dan akumulasi unsur yang langsung dan tak langsung berhubungan dengan biokimia.

Asimilasi CO2 (klorofil) dan cahaya matahari penting bagi kehidupan menghasilkan O2

Oksidasi biologi perlu O2 menghasilkan panas

Organisme mikro besar peranannya dalam reaksi geokimia pada biosfir

MASA BIOSFIR:Menurut Rankama dan Sahama, berat relatif 3 zona adalah sbb:

- Hidrosfir69.100- Atmosfir 300- Biosfir 1

Jumlah biosfir adalah paling sedikit, tetapi memiliki aktivitas kimia yang besar dan efek kimianya cukup pentingBIOSFIRAda 2 pengertian yaitu :BAGIAN BUMI YANG MENUNJANG KEHIDUPANSEMUA BENDA HIDUP : TUMBUHAN, FAUNA, DAN MIKRO-ORGANISME

KOMPOSISI BIOSFIR:

Komponen utama biosfir adalah air yang terdapat pada:

50%pada kayu60%pada vertebrata > 90% pada invertebrata laut

Komponen lain secara umum dapat dikelompokan sbb:

unsur energi (C, O, H, N)Nutrisi makro (P, Ca, Mg, K, S, Na, Cl)Nutrisi mikro Fe, Cu, Mn, Zn untuk hewan dan flora B, Mo, Si untuk hewan Co, I untuk flora

ENDAPAN BIOGENIK:

BIOLITH : adalah endapan hasil aktivitas biologi, yang dibagi menjadi 2 grup yaitu:acaustobiolith (non-combustible)cautobiolith (combustible)BIOSFIR

NON COMBUSTIBLE : batu gamping, opal, radiolaria, chert, besi hidroksida, fosfat, sulfida, dsb.

COMBUSTIBLE : terutama material karbon, mengalami transformasi, awalnya berasal dari 2 jenis bahan yaitu:

BAHAN HUMIC : sisa tumbuh-tumbuhan berkayu, mengandung banyak karbon, hidrogen, oksigen dan nitrogen dapat membentuk batubara

BAHAN SAPROPELIC : sisa tumbuh-tumbuhan tingkat rendah yang hidup di air tawar/ air laut dapat membentuk minyak bumi

BIOSFIR

KOMPOSISI RATA RATA BAHAN BAKAR

C H N O

Kayu49,656,230,9243,20Peat55,446,281,7236,56Lignit72,955,241,3120,50Bitumin84,245,551,52 8,69Antrasit93,502,810,97 2,78

Perubahan dari Kayu Antrasit:- C :naik- O :turun- H :turun- H/O :naik dari 1/8 1/7 1/1

TRANSFORMASI DARI BAHAN TUMBUH TUMBUHAN MENJADI BATUBARA MELIPUTI 2 TAHAP :

TAHAP BIOKIMIATAHAP METAMORFOSABIOSFIR

TAHAP BIOKIMIA : mengubah bahan tumbuh tumbuhan menjadi peat oleh aktivitas organisme mikro melalui proses :

dekomposisi cepat bahan yang mudah larutdekomposisi lambat celluloseakumulasi berangsur sisa sel organisme mikro (kandungan nitrogennya)

Apabila kondisi lingkungan menghambat kehidupan mikro organisme, maka tahap biokimia akan berhenti.

TAHAP METAMORFOSA : seperti pengaruh tekanan (p) dan temperatur (t) serta diagenesis, akan melanjutkan proses pembentukan batubara.

Kualitas batubara ditentukan oleh faktor :waktu terpendampanas vulkanismetekanan orogenesap & t dari kedalaman deposit

BIOSFIR

UNSUR MINOR PADA ENDAPAN BIOGENIK

Pada Batubara :

Unsur minor terakumulasi oleh PROSES ADSORPSI ATAU REAKSI KIMIA DARI / DENGAN AIR TANAH PADA WAKTU PEMBENTUKAN BATUBARA. Kehadiran unsur minor tersebut tergantung pada lingkungan di mana batubara terbentuk.

UNSUR MINOR / UNSUR JARANG PADA ENDAPAN BATUBARABIOSFIR

UNSURKADAR RATA RATA ( GRAM/TON) DALAM FAKTOR PENGKAYAAN (COC) ABU KULIT BUMIKULIT BUMIB6001060Ge5001,5330As5002250Bi200,2100Be452,816Co3002512Ni700759

UNSUR MINOR / UNSUR JARANG PADA PETROLEUM/ MINYAK BUMI :Vanadium sering mempunyai afinitas dengan minyak bumi sampai > 70% dalam bentuk V2O6 dalam petroleum ash, sehingga memiliki nilai ekonomi sendiri. Di Peru Vanadium terdapat pada aspaltite.

Menurut Goldschmidt, V, Mo dan Ni membentuk SENYAWA ORGANOMETALIK yang bermigrasi bersama hidrokarbon. Dalam eksperimen, metal tersebut berperan sebagai KATALISATOR yaitu MENDORONG REAKSI TANPA IKUT BEREAKSI.BIOSFIR

UNSURKADAR RATA RATA ( GRAM/TON) DALAM FAKTOR PENGKAYAAN (COC) ABU KULIT BUMIKULIT BUMICd 5 0,225Pb 10138Ag 2 0,120Sc 60223Ga100157Mo 50 1.530U400 2,7150

METAMORFISME DAN BATUAN METAMORFMETAMORFISME SEBAGAI PROSES GEOKIMIA

METAMORFISME adalah : - suatu PROSES PELAPUKAN yang menyebabkan terjadi REKRISTALISASI bahan pembentuk batuan. Secara umum, batuan tetap solid selama berlangsung metamorfisme. Jika terjadi proses remelting seperti pembentukan magma maka metamorfisme berubah menjadi magmatisme - hasil perubahan TEMPERATUR, TEKANAN dan LINGKUNGAN KIMIAWI dalam batuan solid berpengaruh pada kestabilan kimia dan fisika dari sekumpulan mineral untuk membentuk kesetimbangan baru akan menghasilkan STRUKTUR dan mineral baru di dalam batuan yang mengalami rekristalisasi sebagian atau rekristalisasi total

Batas antara DIAGENESIS dan METAMORF sukar ditentukan. Contohnya alterasi dari peat antrasit dan akhirnya menjadi grafit adalah proses metamorfisme. Tetapi batuan-batuan sedimen yang menutupi/ menyertainya hanya mengalami sedikit perubahan saja.

Terjadinya metamorfisme dipengaruhi oleh 3 faktor yaitu1. TEMPERATUR oleh pengaruh panas magma atau pengaruh kedalaman

HIDROSTATIK (tekanan seragam) : mengubah volume, menghasilkan struktur non oriented dalam butiran, 2. TEKANAN membentuk mineral berdensitas tinggi SHEAR ( tekanan langsung) : mengubah bentuk (distorsi), menghasilkan struktur paralel atau pelapisan

3. FLUIDA KIMIA AKTIF meskipun tidak menambah / mengurangi material batuan, tetapi penting dalam metamorfisme karena menaikan reaksi dengan pelarutan dan redeposisi

Jika terjadi penambahan / pengurangan bahan / material maka proses tersebut disebut METASOMATISME

Beberapa tahap metasomatisme dapat / mungkin mengikuti sebagian besar proses metamorfisme.

KOMPOSISI KIMIA BATUAN METAMORFPada umumnya batuan metamorf memiliki komposisi kimia bervariasiBeberapa ciri kimiawi yang dapat digunakan untuk memperkirakan asal batuan aslinya adalah sebagai berikut :

a) Kelebihan alumina (disebut C)Bila C > 5 % diduga asalnya adalah batuan sedimenBila C >10 % asalnya jelas batuan sedimenb) K2O > Na2O dikombinasikan dengan Mg2O > CaO ciri batuan lempungan, terutama yang mengandung mineral Illite dan Montmorillonite cukup besar.c) SiO2 berlimpah ( > 80 % ) menunjukan asalnya batupasir atau chert.

Secara umum, metamorfisme cenderung menghasilkan suatu batuan yang berkomposisi mineral lebih kurang seragam pada daerah yang luas

Rekristalisasi yang terjadi selama proses metamorfisme dapat menghasilkan SEGREGRASI (pemisahan) mineral-mineral tertentu ke dalam LENSA-LENSA atau lapisan-lapisan

MINERALOGI BATUAN METAMORFSelama proses metamorfisme, komposisi kimia dapat mengalami 2 hal sebagai berikut :

1. KONSTAN (ISOCHEMICAL METAMORPHISM), atau2. BERUBAH (ALLOCHEMICAL METAMORPHISM disebut juga METASOMATISME), perpindahan / pemasukan material melalui 3 cara transportasi yaitu :

1) dalam fase gas2) dalam fase cair3) berupa migrasi atom atau ion pada batas-batas kristal atau melewati fase padat

Dari pengalaman lapangan dan percobaan laboratorium terlihat bahwa METASOMATISME pada dasarnya merupakan hasil penambahan atau perpindahan material dalam FASE CAIRBatuan metamorf memiliki komposisi kimia yang sangat bervariasi sehingga berpengaruh pada komposisi mineraloginya Batuan metamorf terbentuk pada temperatur dan tekanan dengan kisaran yang besar

Pada suatu perubahan sebagian (tidak total), kumpulan mineral yang stabil pada kondisi (p dan t) tertentu bisa digantikan oleh kumpulan mineral lain yang stabil pada kondisi (p dan t) yang lain pula. Dalam hal ini mineralogi batuan metamorf tidak begitu kompleks karena ada beberapa mineral yang tetap stabil tidak berubah.

MINERAL SILIKAT cukup berperan dalam batuan metamorf, yaitu antara lain : TEKTOSILIKAT : Kwarsa, Feldspar, Albite FILOSILIKAT : mineral dengan kisi perlapisan ciri batuan metamorf NESOSILIKAT: Garnet, Epidot, silikat aluminium(Kyanit, Silimanit, Andalusit)

Peran Al dalam mineral silikat dari batuan metamorf cukup penting. Ada korelasi tertentu antara tipe koordinasi Al dengan derajad metamorfisme

Mineral-mineral yang mengandung Al koordinasi 4 adalah ciri batuan beku, hasil metamorfisme termal dan metamorfisme regional berderajad tinggi.

Sedangkan Al koordinasi 6 adalah ciri batuan sedimen, batuan metamorf berderajad rendah dan menengah.

Selain silikat, mineral-mineral lain yang terbentuk dalam batuan metamorf pada umumnya berjumlah sedikit sekali. Tetapi ada perkecualian yaitu Kalsit dan Dolomit yang juga menyusun bagian besar dari beberapa batuan metamorf yang berkaitan dengan mineral-mineral tersebut.

KESTABILAN MINERALKestabilan adalah suatu sifat yang relatif. Contohnya Kalsit stabil pada t dan p biasa, namun jika ditetesi HCl akan menjadi tidak stabil. Sehingga kestabilan ditentukan tidak hanya terhadap p dan t saja tetapi juga tergantung pada lingkungan kimiawinya. Dengan kata lain kestabilan suatu mineral dipengaruhi oleh asosiasi mineralogi dan fluida kimia dalam porositas.Ada 3 keadaan yang dapat dibedakan yaitu- Asosiasi mineral stabil : pada kondisi khusus memiliki energi bebas paling rendah sehingga tdak memiliki kecenderungan untuk berubah- Assosiasi mineral metastabil : memiliki energi bebas > energi bebas minimum, tetapi kecepatan perubahan untuk menjadi stabil cukup lambat sehingga tidak terdeteksi- Asosiasi mineral tidak stabil : tidak memiliki energi bebas terendah dan memiliki kecepatan perubahan cukup besarDalam hal tersebut dapat disimpulkan bahwa kestabilan melibatkan 2 faktor independen yakni termodinamika dan kinetika

KESTABILAN MINERALKestabilan adalah suatu sifat yang relatif. Contohnya Kalsit stabil pada t dan p biasa, namun jika ditetesi HCl akan menjadi tidak stabil. Sehingga kestabilan ditentukan tidak hanya terhadap p dan t saja tetapi juga tergantung pada lingkungan kimiawinya. Dengan kata lain kestabilan suatu mineral dipengaruhi oleh asosiasi mineralogi dan fluida kimia dalam porositas.Ada 3 keadaan yang dapat dibedakan yaitu- Asosiasi mineral stabil : pada kondisi khusus memiliki energi bebas paling rendah sehingga tdak memiliki kecenderungan untuk berubah- Assosiasi mineral metastabil : memiliki energi bebas > energi bebas minimum, tetapi kecepatan perubahan untuk menjadi stabil cukup lambat sehingga tidak terdeteksi- Asosiasi mineral tidak stabil : tidak memiliki energi bebas terendah dan memiliki kecepatan perubahan cukup besarDalam hal tersebut dapat disimpulkan bahwa kestabilan melibatkan 2 faktor independen yakni termodinamika dan kinetika

PRINSIP FASIESMenurut Eskola, FASIES mineral terdiri dari semua batuan yang terbentuk pada kondisi t dan p sama yang komposisi kimiawinya membentuk suatu asosiasi mineral.

Fasies dikenali dan ditentukan dari adanya mineral kritis atau asosiasi mineral penciri fasies tersebut yang tidak dijumpai pada fasies yang lain

Beberapa fasies dapat terjadi pada temperatur sebagai berikut (estimasi) :FASIES DIAGENESIS S/D GREENSCHIST : 200O CFASIES EPIDOT AMFIBOLIT : 400O CFASIES AMFIBOLIT : 500O CFASIES GRANULIT : 650o C

METASOMATISME DALAM METAMORFISMEFasies fasies greenschist, epidot amfibolit, amfibolit, dan granulit bisa disebut fasies normal dari METAMORFISME REGIONAL yang urutan fasiesnya mengikuti kenaikan derajad metamorfisme

Fasies fasies eclogit dan glaucophan schist terjadi pada TEKANAN TINGGI, dicirikan oleh mineral mineral berdensitas tinggi seperti garnet, jadeite, piroksin, dan lawsonite. Adanya PROSES METASOMATISME dibuktikan oleh adanya PERBEDAAN KOMPOSISI KIMIAWI antara batuan asal dengan batuan akhir yang dihasilkan

Dari beberapa cebakan bijih terlihat adanya proses metasomatisme yang terjadi sebelum batuan akhir terbentuk, dimana material bijih menggantikan sebagian demi sebagian.

Metasomatisme sering mengikuti tahap akhir dari proses magmatisme

ULTRA METAMORFISMEBatuan akan meleleh jika t terus naik selama berlangsung metamorfisme. Dalam hal ini akan TERBENTUK SUATU MAGMA, dan evolusi geokimia berikutnya tidak lagi merupakan bagian dari metamorfisme.

Regenerasi magma tidak terjadi pada suatu t dan p terbatas, tetapi berupa suatu kisaran di mana bisa saja prosesnya tidak selesai dan berhenti pada suatu tahap sehingga menghasilkan batuan batuan campuran dengan ciri CAMPURAN ANTARA BATUAN BEKU DAN BATUAN METAMORF.

Proses tersebut dapat dianggap kebalikan dari PROSES KRISTALISASI MAGMATIK

Pada kondisi ULTRAMETAMORFIK, sebagian besar magma akan terbentuk lewat regenerasi yang hasilnya MENYERUPAI BATUAN GRANITIK

Pada umumnya, TEKANAN LANGSUNG yang terjadi selama rekristalisasi akan menghasilkan GNEIS tetapi jika p LANGSUNG ITU LEMAH ATAU TIDAK ADA maka akan terbentuk GRANIT BIASA.

Jadi granit dapat dihasilkan dalam beberapa cara : KRISTALISASI MAGMA KRISTALISASI PELELEHAN BATUAN ASAL REKRISTALISASI TANPA PELEBURAN BATUAN ASAL

INKLUSI FLUIDA

****************************************************