makalah batuan

BAB I
BATUAN BEKU
Magma dapat mendingin dan membeku dibawah atau diatas permukaan bumi. Bila membeku dibawah permukaan bumi, terbentuklah batuan yang dinamakan batuan beku dalam atau batuan beku intrusif. Dan sering juga dikatakan sebagai batuan beku plutonik. Sedangkan bila magma dapat mencapai permukaan bumi kemudian membeku, terbentuklah batuan beku luar atau batuan beku ekstrusif.

1.1 BATUAN BEKU DALAM
Magma yang membeku dibawah permukaan bumi, pendinginannya sangat lambat (dapat sampai jutaan tahun), memungkinkan tumbuhnya kristal-kristal yang besar dan sempurna bentuknya, menjadi tubuh batuan beku intrusif. Tubuh batuan beku dalam mempunyai bentuk dan ukuran yang beragam, tergantung pada kondisi magma dan batuan disekitarnya. Magma dapat menyusup pada batuan disekitarnya, atau menerobos melalui rekahan-rekahan pada batuan sekelilingnya. Pada gambar 1.1. terlihat diagram penampang tubuh-tubuh batuan plutonik. Bentuk-bentuk yang memotong struktur batuan sekitarnya, diskordan, adalah batolit, stock, dyke (korok) dan jenjang volkanik (volcanic neck).
Sedangkan bentuk yang sejajar dengan struktur batuan sekitarnya, konkordan, adalah sill, lakolit dan lopolit.

BATOLIT, merupakan tubuh batuan beku dalam (pluton) yang paling besar dimensinya. Bentuknya tidak beraturan, memotong lapisan-lapisan batuan yang diterobosnya. Kebanyakan batolit merupakan kumpulan massa dari sejumlah tubuh-tubuh intrusi yang berkomposisi agak berbeda. Perbedaan ini mencerminkan bervariasinya magma pembentuk batolit. Beberapa batolit mencapai lebih dari 1000 km panjangnya dan 250 km lebarnya. Dari pengukuran geofisika dan penelitian pada beberapa batolit yang tersingkap dipermukaan, diperkirakan tebalnya antara 20 sampai 30 km. Batolit tidak terbentuk oleh magma yang menyusup dalam rekahan, karena tidak ada rekahan sebesar dimensi batolit. Dan karena besarnya batolit dapat mendorong batuan diatasnya. Meskipun batuan yang diterobos dapat tertekan keatas oleh magma yang bergerak keatas secara perlahan, tentunya ada proses lain yang bekerja. Magma yang naik melepaskan fragmen-fragmen batuan yang menutupi-nya. Proses ini dinamakan stoping. Blok-blok hasil stoping lebih padat dibandingkan magma yang naik, sehingga mengendap. Saat mengendap fragmen-fragmen ini bereaksi dan sebagian terlarut dalam magma. Namun tidak semua terlarut dan mengendap di dasar dapur magma (magma chamber). Setiap fragmen batuan yang berada dalam tubuh magma yang sudah membeku dinamakan xenolith.

STOCK, seperti batolit, bentuknya tidak beraturan dan dimensinya lebih kecil dibandingkan batolit, tidak lebih dari 10 km. Stock merupakan penyerta suatu tubuh batolit atau bagian atas batolit yang tererosi.
DIKE atau korok, disebut juga gang, merupakan salah satu batuan intrusi yang dibandingkan dengan batolit, berdimensi kecil. Bentuknya tabular, sebagai lembaran yang kedua sisinya sejajar, memotong struktur (perlapisan) batuan yang diterobosnya, gambar 1.2.
VOLCANIC NECK (jenjang volkanik), adalah pipa gunung api dibawah kawah, yang mengalirkan magma ke kepundan. Kemudian setelah batuan yang menutupi disekitarnya tererosi, maka batuan beku yang bentuknya kurang lebih silindris dan menonjol dari topografi sekitarnya ini disebut jenjang volkanik.
SILL adalah intrusi batuan beku yang konkordan atau sejajar terhadap perlapisan batuan yang diterobosnya. Berbentuk tabular dengan sisi-sisinya sejajar.
Pada umumnya dike dan sill terdapat bersamaan, merupakan bagian dari suatu sistem batuan intrusi, gambar 1.2. Dike dan sill dapat sangat besar. Contohnya Great Dike di Zimbabwe, Afrika, merupakan massa gabro sepanjang 500 km dan 8 km lebarnya dengan dinding dindingnya sejajar dan tegak.






















Sedangkan contoh sill yang besar terdapat dekat kota New York, Amerika, pada tebing S. Hudson, ketebalannya kurang lebih 300 meter. 
LAKOLIT sejenis dengan sill merupakan intrusi yang sejajar dengan perlapisan batuan yang diterobosnya. Dibedakan dengan sill karena bentuk bagian atasnya, batuan yang diterobosnya melengkung atau cembung keatas, membentuk kubah landai. Sedangkan bagian bawahnya mirip dengan sill. Akibat proses-proses geologi, baik oleh gaya endogen, maupun gaya eksogen, batuan beku dalam dapat tersingkap atau berada diatas permukaan bumi. Meskipun terbentuk di bawah permukaan bumi, oleh gaya tektonik terangkat,














dan lapisan batuan diatasnya tererosi, sehingga batuan beku dalam tersebut muncul di permukaan.

LOPOLIT bentuknya mirip dengan lakolit, hanya bagian atas dan bawahnya cekung keatas
Batuan beku dalam selain mempunyai berbagai bentuk tubuh intrusi, juga terdapat jenis batuan berbeda, berdasarkan pada komposisi mineral pembentuknya. Dari yang paling kaya akan mineral kuarsanya sampai paling sedikit adalah granit dan granodiorit, diorit, gabbro dan peridotit, seperti terlihat dalam kolom Batuan Faneritik pada tabel Klasifikasi Batuan Beku.


 
1.2 BATUAN BEKU LUAR
Magma yang mencapai permukaan bumi, keluar melalui rekahan atau lubang kepundan gunung api sebagai erupsi, mendingin dengan cepat dan membeku menjadi batuan ekstrusif. Keluarnya magma di permukaan bumi melalui rekahan dinamakan erupsi linier atau fissure eruption. Pada umumnya magma basaltik yang viskositasnya rendah dapat mengalir disekitar rekahannya, menjadi hamparan lava basalt, disebut plateau basalt.
Sedangkan yang keluar melalui lubang kepundan gunung api dinamakan erupsi sentral. Magma dapat mengalir melalui lereng, sebagai aliran lava atau ikut tersembur keatas bersama gas-gas sebagai piroklastik, , atau rempah gunung api. Di udara segera membeku meskipun masih pijar.
Lava terdapat dalam berbagai bentuk dan jenis, tergantung pada komposisi magmanya dan tempat atau lingkungan dimana pembekuannya terjadi.
Apabila magma membeku dibawah permukaan air terbentuklah lava bantal (pillow lava), dinamakan demikian karena bentuknya mirip dengan bantal. Bagian depan alirannya membulat bentuknya dan bertumpuk saling tindih.
Sebagai halnya batuan beku dalam, batuan beku luar juga terdapat dalam beberapa jenis, yaitu riolit dan dasit, andesit, basalt dan berbagai batuan piroklastik. Dalam Klasifikasi Batuan Beku.termasuk dalam kelompok batuan afanitik.
Kenyataan bahwa kecepatan pendinginan magma mempengaruhi besar butir dapat dipergunakan sebagai cara sederhana untuk membedakan batuan beku dalam dari batuan beku luar. Apabila batuan beku memperlihatkan butiran-butiran kasar (coarse grains)
maka batuan tersebut batuan intrusif. Dan sebaliknya, bila berbutir halus (fine grains) maka batuan ekstrusif.
Untuk lebih teliti haruslah diperhatikan sifat fisik lainnya, tekstur batuan.

1.3 TEKSTUR (TEXTURE)
Secara umum batuan beku intrusif dan ekstrusif atau batuan beku umumnya dapat dibedakan dari kenam-pakan bentuk, ukuran butir dan hubungan kristal mineral-mineralnya atau disebut tekstur batuan.

Beberapa tekstur batuan beku yang umum adalah :
1) Gelas (Glassy) - tidak berbutir atau tidak mempunyai kristal (Amorf).
2) Afanitik (Aphanitic) - (Fine Grain Texture) berbutir sangat halus, hanya dapat dilihat dengan mikroskop.
3) Faneritik (Phaneritic) - (Coarse Grain Texture) berbutir cukup besar, dapat dilihat tanpa mikroskop.
4) Porfiritik (Porphyritic) - mempunyai dua ukuran kristal yang dominan.
5) Piroklastik (Pyroclastic) - mempunyai fragmen material volkanik.

Tekstur gelas terjadi akibat magma membeku dengan cepat, saat magma mencapai permukaan bumi dan bersentuhan dengan atmosfir. Suhu dan tekanan di atmosfir jauh lebih rendah dari dapur magma dibawah. Akibatnya tidak sempat membentuk kristal atau amorf, seperti obsidian. Kadang-kadang lava mendingin dan membeku begitu cepatnya sehingga atom-atomnya tidak sempat untuk membentuk mineral, sehingga yang terbentuk adalah mineraloid, gelas.
Batuan beku luar yang sebagian besar atau seluruhnya terdiri dari gelas dinamakan obsidian.

AFANITIK (aphanitic dari bahasa Junani phaneros yang berarti terlihat, dan a berarti tidak) dapat diartikan butiran-butiran mineralnya tidak dapat dilihat dengan mata telanjang.
Batuan beku dengan tekstur ini memperlihatkan pembekuan yang cepat, tetapi masih sempat membentuk kristal. Batuan bertekstur ini terdiri dari mineral-mineral dengan kristal yang sangat kecil. . Misalnya bagian dalam aliran lava, dibawah mikroskop dapat dikenali feldspar dan kwarsa.
FANERITIK (phaneritic) berarti dapat dilihat. Batuan dengan tekstur ini butiran mineralnya dapat dilihat tanpa mikroskop, memperlihatkan besar kristal yang hampir seragam dan saling mengunci (interlock). Bentuk kristal yang besar-besar ini menyatakan bahwa pembekuannya berlangsung sangat lama, yang berarti terjadi jauh dibawah permukaan bumi.
PORFIRITIK merupakan tekstur yang khusus dimana terdapat campuran antara butiran-butiran kasar didalam massa butiran-butiran lebih halus. Butiran yang besar, bentuknya relatif sempurna dinamakan fenokrist (phenocrysts), sedangkan butiran yang kecil-kecil, disekitar fenokrist disebut massadasar (groundmass). Fenokrist yang dikelilingi massadasar terbentuk sebagai layaknya mineral berbutir kasar pada batuan beku dalam, oleh pendinginan magma secara perlahan-lahan dalam kerak atau mantel.

Felsik
(Granitik) Intermediet
(Andesitik) Mafik
(Basaltik) Ultra Mafik
Intrusif (Faneritik) Granit Diorit Gabbro Peridotit
Ekstrusif (Afanitik) Riolit Andesit Basalt
Komposisi Mineral Utama Kuarsa
K Felspar
Na Felspar Hornblende
Na Felspar
Ca Felspar Ca Felspar
Piroksen Olivin
Piroksen
Mineral Tambahan Muskovit
Biotit
Hornblende Biotit
Piroksen Olivin
Hornblende Ca Felspar



Kearah Kanan Kadar Sio2 Makin Kecil - Warna Batuan Makin Gelap  
Sedangkan massa dasar yang mengelilingi fenokrist memberikan bukti bahwa magma yang sebagian membeku bergerak naik keatas dengan cepat. Pada kondisi baru ini magma mendingin dengan cepat dan menghasilkan mineral-mineral yang terbentuk terakhir yang berbutir halus. Banyak batuan beku ekstrusif yang porfiri.
Pegmatite Batuan beku dalam yang terdiri dari mineral-mineral berukuran yang tidak lazim, besar-besar, sampai 2 cm atau lebih.
Pyroklastik, dalam bahasa Junani pyro artinya api dan klastos adalah pecah. Tekstur batuan dikatakan pyroklastik apabila pada batuan tersebut terdapat butiran fenokris dan massa dasar, mirip dengan porfiritik. Namun dibawah mikroskop terlihat bahwa butiran-butirannya lebih banyak pecah-pecah dari pada kristal saling mengunci. Selain itu juga fragmennya bengkok, terpilin dan terdeformasi. Tekstur ini terjadi akibat erupsi ledakan material berukuran debu dihembuskan keatas. Di udara terbentuk mineral dan gelas, bercampur sebagai material yang panas. Bila diendapkan masih panas, maka material-material ini saling merekat seperti di las satu dengan lainnya.

1.4 KLASIFIKASI BATUAN BEKU
Batuan beku sangat banyak jenisnya, pengelompokkan atau klasifikasi sederhana didasarkan atas tekstur dan komposisi mineralnya. Keragaman tekstur batuan beku diakibatkan oleh. sejarah pendinginan magma, sedangkan komposisi mineral bergantung pada kandu- ngan unsur kimia magma induk dan lingkungan kristalisasinya. Saat magma dengan komposisi tertentu membeku, sama. Hanya teksturnya yang berbeda. Misalnya granit, terbentuk sebagai batuan intrusif. Tetapi bila kelompok mineral yang terbentuk baik dalam batuan beku intrusif maupun batuan beku ekstrusif adalah magma yang sama mencapai permukaan dan membeku, batuan yang terbentuk adalah riolit.
Klasifikasi sederhana batuan beku yang umum adalah seperti pada Tabel 1.1. Batuan yang kaya akan kuarsa berwarna terang, seperti granit atau riolit. Dalam tabel terdapat disebelah kiri.
Dan sebaliknya, makin berkurang kandungan kuarsa (kearah kanan) batuan makin berwarna gelap, seperti gabbro dan peridotit.
Batuan pada bagian kanan tabel, kaya akan mineral-mineral yang mengkristal paling dulu, mengandung lebih banyak unsur Mg dan Fe, sebab itu dinamakan mineral mafik (Magnesium dan Fe). Kandungan SiO2 nya sangat kecil, sehingga memberikan warna lebih gelap dibandingkan dengan batuan pada bagian kiri tabel. Sedangkan batuan pada bagian kiri lebih banyak feldspar dan silika dinamakan mineral felsik yang merupakan mineral-mineral berwarna terang dan batuannya berwarna lebih terang dari pada batuan bagian kanan tabel.




 
Pada Tabel 1.2 diperlihatkan klasifikasi dalam bentuk diagram perbandingan persentasi kandungan mineral














dan teksturnya. Batas-batas antara tipe batuan tidak tegas, melainkan bertahap, yang diperlihatkan sebagai garis putus-putus.
Dalam tabel terlihat juga bahwa batuan berkomposisi mineral dengan perbandingan sama, tetapi dapat bertekstur kasar dan halus, tergantung dari cara pendinginannya. Yang mencerminkan dimana batuan tersebut terbentuk.

 
1.4.1 BATUAN FANERITIK
Sering pula dikatakan batuan berbutir kasar dan yang umum dijumpai adalah :
Granit berkomposisi terutama dari felspar dan kwarsa. K-felspar merupakan mineral utamanya, berwarna merah muda, sedangkan Na-Ca plagioklas
terdapat dalam jumlah sedang, berwarna putih seperti porselein. Mika, muskovit atau biotit berwarna hitam mengkilat atau serpihan berwarna bronz, tersebar merata dalam batuan. Banyak dijumpai granit dengan butiran-butiran hornblende yang tersebar. Berat jenis granit relatif kecil ( 2,7 ) dibandingkan dengan basalt ( 3,2.).
Istilah granit hanya dipergunakan untuk batuan beku yang mengandung kuarsa dimana K felspar dominan. Sedangkan bila plagioklas felspar yang dominan dinamakan granodiorit. Untuk membedakan K felspar dan plagioklas felspar tidaklah mudah, memerlukan peralatan khusus. Oleh karena itu secara umum kedua batuan tersebut disebut saja sebagai batuan granitik.
Ada dua pendapat mengenai pembentukan granit, yang satu mengatakan batuan beku, dilain pihak mengatakan granit termasuk batuan metamorf. Hal ini akan dibahas dalam bab 7, Batuan metarfosa.
GRANIT dan batuan lain yang setara membentuk kerak benua, sedangkan basalt membentuk kerak samudra.
DIORIT mempunyai tektur mirip granit tetapi komposisinya tidak sama. Mineral utamanya adalah Na-plagioklas feldspar, sedangkan kwarsa dan K-feldspar merupakan mineral minor.
Mineral amfibol didalamnya mencirikan diorit. Dan bukanlah tidak mungkin dijumpai piroksen. Komposisi diorit merupakan komposisi menengah antara granit dan basalt.
GABBRO, teksturnya berbutir kasar, mirip dengan granit, tetapi komposisi utamanya adalah piroksen dan Ca-plagioklas. Olivin terdapat sebagai mineral minor. Warna gabro hijau tua, abu-abu tua atau hitam. Gabro merupakan material utama bagian bawah kerak samudra, dan juga pada beberapa bagian kerak benua tua.
PERIDOTIT hampir seluruhnya terdiri dari mineral olivin dan piroksen, sangat jarang dijumpai diatas permukaan bumi.
Dari berat jenisnya yang besar dan sifat fisik lainnya dapat diperkirakan bahwa selubung bumi (mantel) terdiri dari PERIDOTIT.

1.4.2 BATUAN AFANITIK
BASALT adalah batuan beku luar, yang khas bertekstur afanitik, berbutir halus sampai sangat halus. Biasanya berwarna gelap, terjadi dari pendinginan pada bagian dalam aliran lava. Komposisi utamanya Ca-plagioklas dan piroksen, sedangkan olivin atau amfibol hanya sedikit. Plagioklas terdapat sebagai kristal-kristal memanjang mengelilingi olivin dan piroksen yang sama besarnya. Ada juga basalt yang mempunyai kristal olivin atau piroksen yang besar-besar sebagai fenokrist sehingga menjadikannya bertekstur porfiritik. Pada umumnya basalt mengandung sedikit gelas, terutama didekat bagian atas aliran lava.
 
ANDESIT terdiri dari Na-plagioklas, piroksen dan amfibol. Umumnya mengandung kwarsa sedikit atau sama sekali tidak ada. Kenampakannya mirip dengan diorit dan bertekstur porfiritik, dengan feldspar dan mineral-mineral ferro dan magnesium sebagai fenokrist. Andesit merupakan tipe lava yang banyak dijumpai setelah basalt dan sering terdapat sepanjang batas benua atau di bagian dalam benua.
RIOLIT berkomposisi sama dengan granit, biasanya mengandung fenokrist feldspar, kwarsa atau mika, tetapi belum dapat disebut porfiritik. Riolit dan andesit sukar dibedakan tanpa mikroskop, dan disatukan dalam kelompok felsite (kelompok batuan bertekstur afanitik dan berwarna terang).

1.5 STRUKTUR BATUAN BEKU
Meskipun batuan beku tebentuk dari pembekuan magma, namun beberapa batuan beku memperlihatkan adanya struktur, seperti blok lava, ropy lava, lava bantal (pillow lava ), struktur aliran dan struktur rekahan, serta vesikular dan amigdaloidal.
BLOK LAVA, yang di Hawaii dikatakan lava aa, adalah aliran lava yang permukaannya sangat kasar, berbentuk bongkah-bongkah. Pada saat mengalir permukaannya yang berhubungan langsung dengan amosfir sudah membeku, sedangkan didalam yang panas dan cair masih mengalir. Akibatnya bagian yang membeku pecah-pecah dan terbawa mengalir sebagai bongkah-bongkah.
LAVA TALI (ropy lava), dikatakan lava Pahoehoe di Hawaii, merupakan aliran lava yang permukaannya halus dan dilihat dari atas berbentuk seperti pilinan tali. Bagian depannya membulat, memnajang kebelakang, bergaris tengah sampai beberapa meter. Dan saling tumpang tindih, mirip tali yang besar.
LAVA BANTAL, sesuai dengan namanya, aliran lava ini bentuknya menyerupai bantal yang tumpang tindih. Sering dijumpai bersamaan dengan batuan sedimen marin sehingga disimpulkan terbentuk dibawah permukaan air.

Struktur Aliran, terlihat sebagai kesejajaran bentuk lensa-lensa kecil, garis-garis dan goresan-goresan, yang diakibatkan oleh karena lava tidak homogen.
Struktur Rekahan, atau kekar, berbentuk kolom-kolom memanjang berbentuk prisma, permukaannya berbentuk segi enam. Rekahan-rekahan yang merupa-. kan sumbu panjang kolom, arahnya tegak lurus bidang pendinginan, dan dinamakan kekar kolom (collumnar joint).
Struktur Vesikular terjadi akibat keluarnya gas-gas yang terlarut dalam magma karena penurunan tekanan disekitarnya, atau setelah mencapai permukaan bumi. Struktur ini terlihat sebagai serat-serat dalam lava. Sedangkan struktur amigdaloid terjadi apabila rongga-rongga pelepasan gas terisi oleh kristal mineral sekunder, kalsit misalnya.


 
1.6 LAMPIRAN GAMBAR BATUAN BEKU



 
BAB II
BATUAN SEDIMEN
Hasil pelapukan dan pengikisan permukaan bumi merupakan bahan utama sedimen. Kata sedimen berasal dari bahasa Latin, sedimentum, yang berarti pengendapan. Batuan sedimen tersingkap paling banyak di daratan dibandingkan batuan lainnya, batuan beku dan batuan metamorf, sebesar 75 persen luas daratan, walaupun diperkirakan hanya 5 persen volume bagian terluar bumi.
Meskipun kelihatannya kecil, namun batuan sedimen sangat penting dalam geologi, karena didalamnya terekam sejarah peristiwa-peristiwa (events) geologi dimasa lampau.
Batuan sedimen termasuk dalam batuan sekunder karena material pembentuknya merupakan hasil dari aktivitas kimia dan mekanik denudasi terhadap batuan yang sudah ada. Yang diendapkan dari larutan atau suspensi dalam air atau udara pada suhu dan tekanan normal. Endapannya adalah hasil rombakan dan hancuran batuan kerak bumi, terdiri dari fragmen batuan , mineral dan berbagai material lainnya, ditransport oleh angin atau air dan diendapkan di lekukan-lekukan didarat atau di laut.
Material yang terbawa dalam suspensi mengendap karena kecepatan medium transportasinya tertahan atau kondisi fisiknya berubah. Dan material dalam larutan terendapkan karena perubahan kondisi kimia atau fisika medium, atau secara tidak langsung oleh aktivitas binatang dan tumbuhan.
Sedimen tidak hanya bersumber dari darat saja, tetapi dapat juga dari yang terakumulasi ditepi-tepi cekungan, yang melengser kebawah akibat gaya gravitasi.
Meskipun secara teoritis dibawah permukaan air tidak tejadi erosi, namun masih ada energi air, gelombang dan arus bawah permukaan, yang mengikis terumbu-terumbu karang di laut. Hasil kikisannya terendapkan disekitarnya, berupa hancuran.
Material sedimen dapat berupa :
Fragmen dari batuan yang sudah ada dan mineral-mineral. Misalnya kerikil di sungai, pasir di pantai dan lumpur di laut atau danau.
Material organik, seperti terumbu koral di laut, sisa-sisa cangkang organisme air dan vegetasi di rawa-rawa. Hasil penguapan dan proses kimia, garam didanau payau dan kasium karbonat di laut dangkal.

2.1 LITIFIKASI DAN DIAGENESA
LITIFIKASI (lithification dari kata kerja to lithify, yang berarti menjadi batu) adalah proses dimana sedimen baru yang urai (unconsolidated) perlahan-lahan berubah menjadi batuan sedimen. Selama litifikasi terjadi perubahan-perubahan. Keseluruhan perubahan, secara kimia, fisika dan biologi yang mempengaruhi sedimen sejak diendapkan, selama dan setelah litifikasi disebut sebagai digenesa (diagegsis).
Perubahan diagesa yang utama dan sederhana adalah kompaksi dan sementasi.
KOMPAKSI. Beban akumulasi sedimen atau material lain menyebabkan hubungan antar butir menjadi lebih lekat dan air yang dikandung dalam ruang pori-pori antar butir tedesak keluar. Dengan demikian volume batuan sedimen yang terbentuk menjadi lebih kecil, namun sangat kompak.
SEMENTASI. Dengan keluarnya air dari ruang pori-pori, material yang terlarut didalamnya mengendap dan merekat (menyemen) butiran-butiran sedimen. Material semennya dapat merupakan karbonat (CaCO3), silika (SiO2), oksida (besi) atau mineral-mineral lempung. Proses-proses ini mengakibatkan porositas sedimen menjadi lebih kecil dari material semula.
REKRISTALISASI. Saat sedimen terakumulasi, mineral-mineral yang kurang stabil mengkristal kembali atau rekristalisasi, menjadi yang stabil. Proses ini umumnya terjadi pada batugamping terumbu yang porous. Mineral aragonit (bahan struktur kerangka koral hidup), lama kelamaan berekristalisasi menjadi bentuk polimorfnya, kalsit.
Pengubahan kimiawi (chemical alteration) sangat mempengaruhi pembentukan sedimen.
Adanya oksigen, lingkungan oksidasi, membuat sisa organik berubah menjadi karbon dioksida dan air, sehingga tidak ada lagi sisa-sisa organik. Dan tidak adanya oksigen, lingkungan reduksi, sisa-sisa organik tidak seluruhnya rusak atau terubah. Bahkan lambat laun berubah menjadi karbon yang padat. Setelah menjadi batuan sifat fisik sedimen berubah, dari yang semula urai, lunak, menjadi kompak dan keras.

2.2 TEKSTUR
Salah satu cara yang mudah untuk mempelajari dan mengenali batuan sedimen adalah dengan melihat tekstunya. Tekstur batuan sedimen seringkali merupakan karaktristik yang berkaitan dengan endapan, menyangkut besar, bentuk, tatanan dan kemasan komponen-komponennya. Dua kelompok utama dalam klasifikasi adalah material yang diendapkan dari bahan yang ditransport sebagai zat padat dan sebagai larutan atau dalam larutan. Yang pertama sebagai batuan sedimen klastik dan keduanya adalah batuan sedimen non klastik. Kedua macam batuan ini memperlihatkan tekstur yang berbeda.
2.2.1 TEKSTUR BATUAN SEDIMEN KLASTIK
Tekstur batuan sedimen klastik sangat dipengaruhi oleh fragmen-fragmen pembentuknya, besar dan bentuk butir, serta hubungan antar butir.
Pemilahan (sorting) dan Kemas (fabric)
Sebagaimana telah diketahui bahwa sedimen klastik terdiri dari butiran-butiran, dari yang berbutir seragam sampai yang beraneka ukuran. Keragaman besar butir dinyatakan dalam pemilahan (sorting). Untuk yang besar butirnya sangat bervariasi dikatakan pemilahannya buruk (poorly sorted), sedangkan yang hampir seragam atau hampir sama besarnya, pemilahannya baik (well sorted).
Demikian pula dengan tatanan fragmen dalam batuan sedimen klastik, dinyatakan sebagai kemas (fabric). Bila butiran-butiran dalam sedimen saling bersentuhan dikatakan mempunyai kemas tertutup, dan jika tidak saling bersinggungan, terpisah oleh partikel lebih halus, dikatakan berkemas terbuka
 
2.2.2 TEKSTUR BATUAN SEDIMEN NONKLASTIK
Tekstur yang terjadi merupakan hasil pengendapan melalui reaksi kimia. Tekstur kristalin berkembang akibat agregat kristal-kristal yang saling mengunci. Kristal-kristalnya dapat kecil, menengah atau besar-besar bahkan campuran berbagai ukuran sebagai halnya batuan beku porfiritik. Kristal-kristalnya memperlihatkan bentuk-bentuk tertentu, misalnya berdimensi sama, berserat atau scaly. Dan tidak mudah untuk membedakan mana yang terbentuk oleh reaksi kimia organik dari mana yang diendapkan melalui reaksi akibat organisme.

2.3 POROSITAS DAN PERMEABILITAS
Sifat lain batuan sedimen klastik yang berkaitan dengan teksturnya adalah porositas dan permeabilitas.
POROSITAS adalah jumlah rongga kosong yang terdapat antar butir dalam batuan, dinyatakan dalam persen volume. Porositas sangat penting artinya bagi persediaan air tanah dan reservoir hidrokarbon.
Besar porositas batuan bergantung pada beberapa faktor, diantaranya adalah:
• Tatanan partikel
• Besar dan bentuk partikel
• Jumlah ukuran yang berbeda. Hal ini penting karena partikel kecil dapat mengisi rongga antara partikel yang besar.
Porositas dinyatakan dalam persen volume.
PERMEABILITAS merupakan besaran kemampuan batuan untuk meluluskan cairan (fluida). Batuan yang mempunyai porositas tinggi belum tentu permeabilitasnya besar. Agar batuan mempunyai permeabilitas tinggi, pori-pori atau rongga antar butir harus saling berhubungan.

2.4 KLASIFIKASI BATUAN SEDIMEN
Batuan sekunder ini diendapkan dalam kondisi yang sangat bervariasi, mengakibatkan pembentukannyapun (genesa) beragam. Demikian pula tekstur, komposisi dan penampilan batuan sedimen yang dihasilkan. Maka dasar klasifikasinyapun ada bermacam-macam.
Klasifikasi batuan sedimen yang ideal, berdasarkan ukuran dan bentuk butir, serta komposisi material pembentuknya.
Pengelompokan yang sederhana dalam batuan sedimen adalah dua kelompok besar :
1. Batuan sedimen klastik, terbentuk dari fragmen-fragmen batuan, atau sisa-sisa cangkang binatang laut atau air tawar, baik yang masih utuh maupun hancurannya.
2. Batuan sedimen nonklastik, atau kimiawi dan organik terbentuk oleh proses kimia atau proses biologi.
2.4.1 BATUAN SEDIMEN KLASTIK
Fragmen-fragmen lepas atau urai hasil penghancuran atau rombakan secara mekanik dari batuan tua disebut detritus (dari bahasa Latin yang berarti menjadi usang). Sedimen detritus disebut juga sedimen klastik (berasal dari bahasa Yunani klastos yang artinya pecah). Sedimen klastik ditransport dalam berbagai cara, dapat bergulir kebawah lereng akibat gravitasi, atau terbawa gletsyer, oleh angin atau oleh aliran air.
Saat transportasi berhenti, sedimen terendapkan secara mekanik dengan sistem yang khas sesuai dengan mekanisme transportasinya. Pengendapan terjadi karena energi pembawanya turun.
Sedimen yang meluncur, bergulir atau mengalir kebawah lereng baik oleh gravitasi atau gletsyer pada umumnya merupakan campuran yang acak (random) dari partikel berbagai ukuran. Sedangkan partikel sedimen yang terbawa oleh angin atau air terendapkan saat kecepatan angin atau aliran air berkurang. Ukuran partikel yang terendapkan berhubungan dengan kecepatan pembawanya. Makin besar kecepatannya makin besar partikel yang terbawa. Perbedaan besar butir antara yang halus dan yang kasar sangat ekstrem.
Karena itu diperlukan satu acuan besar butir, dan telah dibuat oleh Wentworth, dikenal sebagai klasifikasi atau skala Wentworth, tabel 2.1.

NAMA UKURAN
BOULDER  256 mm
COBBLE 64 - 256 mm
PEBBLE 4 - 64 mm
GRANULE 2 - 4 mm
SAND 1/16 - 2 mm
SILT 1/256 - 1/16 mm
CLAY  1/256 mm











Batuan sedimen klastik atau disebut juga batuan sedimen detritus, terdiri dari fragmen berbagai ukuran. Butiran yang besar disebut fragmen dan “diikat” oleh massa butiran-butiran yang lebih halus, yang dinamakan matriks. Dan dikelompokkan berdasarkan besar butir komponen materialnya, menjadi:
RUDACEOUS
adalah Batuan sedimen yang terdiri dari fragmen berbutir kasar atau fragmen batuan. Batuan yang termasuk adalah konglomerat dan breksi.
KONGLOMERAT (conglomerate) adalah hasil litifikasi campuran kerakal, pasir, lanau dan lumpur (mud) Fragmennya berukuran dari kerikil sampai bongkah yang merupakan pecahan batuan yang sudah ada (tua),
dan bentuknya membulat (rounded). Sedangkan matriksnya yang berada diantara fragmen umumnya terdiri dari fragmen mineral.
BREKSI (breccia) serupa dengan konglomerat tetapi bentuk fragmennya menyudut (angular tidak membulat,) (gambar 2.1 A dan B).
Sejenis breksi yang dihasilkan oleh aktivitas letusan volkanik disebut breksi volkanik (volcanic breccia).












Konglomerat atau breksi yang fragmennya terdiri dari berbagai macam material dinamakan konglomerat atau breksi polimik. Sedangkan yang terdiri dari hanya satu macam framen saja disebut konglomerat atau breksi monomik. Misalnya fragmennya hanya dari andesit.
ARENASEOUS
(arenaceous) Batuan yang didominasi oleh material berukuran pasir, terdiri dari batupasir, arkose dan graywacke.
BATU-PASIR (sandstone) terdiri dari material yang terutama berukuran butir pasir (1/16 sampai 2 mm), meskipun ada partikel yang lebih besar atau lebih kecil (misalnya batupasir kerikilan atau batupasir lanau). Pembedaan berbagai jenis batupasir biasanya berdasarkan pada komposisinya. Kuarsa mineral yang paling tahan, merupakan mineral yang umum dalam batupasir. Bila butiran-butiran utamanya adalah kuarsa, dinamakan batupasir kuarsa.
ARKOSE atau batupasir arkose. Pada umumnya batuan arenaceous terdiri dari campuran pasir kuarsa dan fragmen felspar. Dapat juga mengandung fragmen batuan dan mineral yang berbutir kecil dan menyudut. Kenampakan arkose mirip dengan granit, sehinga ada yang menafsirkan sebagai hasil dekomposisi granit. Sering kali arkose berwarna merah atau merah muda (pink) yang disebabkan oleh mineral yang mengandung oksida besi.
GREYWACKE istilah ini pada umumnya dipergunakan untuk batupasir yang komposisinya dari kuarsa, felspar dan sejumlah besar fragmen batuan (beku, sedimen dan metamorf) yang halus (lithic particles). Asosiasi yang umum adalah abu dan debu volkanik dengan kuarsa dan fragmen-fragmen felspar. Umumnya berwarna abu-abu sampai kehitaman yang disebabkan oleh matriks yang menyerupai batu sabak (slate). Komposisi matriksnya terdiri dari campuran mika, chlorit dan kuarsa. Graywacke menarik karena keberadaannya yang luas di jalur aktif (tektonik) di seantero dunia. Dari jumlah volume sedimen persen-tasinya besar.
ARGILLACEOUS
Komposisinya terdiri dari lempung seluruhnya atau yang persentasi kandungan lempungnya tinggi. Istilah argillaceous juga dipergunakan sebagai kata sifat untuk menamakan batuan yang mengandung lempung.Contohnya adalah serpih.
SERPIH (shale), LANAU (silt), BATU LUMPUR (mudstone) dan NAPAL (marl) termasuk dalam kelompok batuan lempungan (argilaceous rock) dan disebut juga batuan pelitik (pelitic rock). Besar butirnya relatif seragam, lebih kecil dari pasir (1/16 sampai 1/256 mm), termasuk mudstone, terdiri dari fragmen mineral, terutama kuarsa dan felspar, diendapkan dalam air, tawar, payau atau laut. Serpih ketika lapuk pecah-pecah menjadi kotak-kotak atau blok-blok kecil. Sedangkan lanau pecahannya membentuk fragmen berlembar-lembar tipis (seperti cleavage).
BATU LEMPUNG (claystone) berbutir sangat halus, lebih kecil dari 1/16 mm. Pada umumnya untuk menelitinya tidak dapat dipergunakan mikroskop biasa, tetapi harus dengan mikroskop elektron yang mempunuai daya perbesaran sangat tinggi. Meskipun butirannya tidak tampak, tetapi termasuk dalam sedimen klastik

2.4.2 BATUAN SEDIMEN NONKLASTIK
Beberapa sedimen tidak terdiri dari partikel-partikel klastik, meskipun komponennya telah mengalami transportasi. Komponen sedimen semacam ini terlarut
dalam air dan ditransport sebagai larutan kemudian diendapkan secara kimia. Sedimen yang pemben-tukannya dari pengendapan mineral yang terlarut dalam air dinamakan sedimen kimiawi (chemical sediment).
Dan pada umumnya terbentuk dalam dua cara :
Pertama,melalui reaksi biokimia, sebagai hasil aktivitas tanaman dan binatang dalam air. Contohnya tanaman sangat kecil yang hidup di laut dapat menurunkan derajat keasaman air disekitarnya dan karenanya terendapkan kalsium karbonat.
Kedua, melalui reaksi anorganik didalam air. Bila air pada mata-air panas mendingin, akan mengendap opal dan kalsit. Contoh lainnya adalah penguapan air laut atau danau, menyebabkan konsentrasi bahan-bahan terlarut naik dan mulailah pengendapan garam.sebagai sedimen kimia.
Berdasarkan komposisinya batuan sedimen nonklastik dikelompokkan menjadi yang silikaan, siliceous, mengandung silika dan yang karbonatan, cabonaceous, komposisi utamanya kalsium karbonat.
Sedimen lain yang sering dijumpai adalah yang komposisi utamanya rombakan sisa binatang yang dihasilkan langsung dari fisiologis aktivitas organisme dinamakan sedimen biogenik. Sisa-sisa bagian yang keras akhirnya menjadi fragmen-fragmen atau klastik. Sedimen yang komponen utamanya dari fragmen ini disebut sedimen bioklastik.
Sedimen biogenik yang penting adalah yang terbentuk dari kalsium karbonat, yang tersebar luas di lautan. Kalsium karbonat dapat diendapkan oleh pengendapan kimiawi dari air laut, tetapi kebanyakan sedimen karbonat merupakan hasil aktivitas biogenik; terutama pada permukaan air laut yang hangat. Disini karbonat dipisahkan oleh organisme saat membuat bagian tubuhnya yang keras dan mengendaplah kalsit atau aragonit. Saat itu ion-ion calsium dan bikarbonat didalam air bergabung membentuk kalsium karbonat yang padat, menurut reaksi :

Ca2+ + (HCO3)1- CaCO3 + H1+
ion ion Kalsium ion
Kalsium bikarbonat karbonat Hidrogen

SEDIMEN SILIKAAN (SILICEOUS)
Banyak endapan silikaan berbentuk koloid; lainnya terbentuk melalui proses-proses kimia. Beberapa endapan ini mengendap langsung dari air, lainnya terbentuk melalui proses rekristalisasi dalam sedimen selama konsolidasi. Acuan yang pasti untuk membedakan cara terjadinya kedua endapan ini sedikit sekali. Yang sering dijumpai berupa nodul-nodul atau konkresi dalam lapisan-lapisan batugamping. Banyak nodul yang materialnya silikaan ini berintikan fossil. Hal ini menunjukkan bahwa terjadinya melalui proses sekunder.
RIJANG (chert atau flint); adalah batuan sedimen silikaan yang umum dijumpai, padat dan keras. Dan merupakan satu bentuk kuarsa SiO2. Warnanya berkisar dari putih abu-abu sampai hitam. Kekerasannya sama, 7, memperlihatkan kilap (luster) seperti kaca (semi vitreous). Sifat pecahnya yang khas, belahan pipih dan membundar (conchoidal fracture), sangat bermanfaat bagi pembuatan alat manusia purba. Rijang dijumpai sebagai lapisan atau nodul-nodul dalam batuan karbonat atau sedimen lain. Meskipun merupakan endapan organik atau anorganik, beberapa mengandung sisa-sisa organime silisious.

SEDIMEN KARBONATAN (CORBONCEOUS)
Sedimen nonklastik yang terdiri terutama dari mineral kalsium karbonat, kalsit (CaCO3). Batuan sedimen karbonatan yang banyak dijumpai adalah batu gamping atau limestone. Tebalnya sampai ratusan meter dan beberapa kilometer persegi luasnya. Kebanyakan batuan ini dikelompokkan dalam batuan organik. Didalam air laut mengandung banyak ion-ion kasium dan karbonat. Pada kondisi tertentu air laut jenuh akan ion-ion ini dan mengendaplah batu-gamping. Kondisi tersebut diantaranya :
1. Air yang hangat, dimana ion-ion dapat larut dalam jumlah besar.
2. Penguapan yang tinggi, seperti di khatulistiwa dimana ion-ion terkonsentrasi dekat permukaan saat jumlah air berkurang.
3. Air yang terkacau, memicu terjadinya presipitasi atau pengendapan.
Pada kondisi seperti itu terjadinya presipitasi sangat memungkinkan, dan jika airnya terkacau terbentuk oolit, yang tumbuh konsentris sedangkan lapisan-lapisan CaCO3 terendapkan diatasnya.
Dalam air yang tenang, terendapkan kalsium karbont dengan kristal-kristal berbentuk jarum, beralaskan lumpur karbonat. Endapan ini setelah mengalami kompaksi mengkristal kembali menjadi batugamping mikro kristalin, dengan kristal-kristal sangat halus, yang hanya dapat dilihat dengan mikroskop dengan perbesaran sangat tinggi.
Batugamping cenderung memiliki berbagai sifat fisik, tergantung pada pembentukannya.

TRAVERTINE atau TUFA adalah batugamping yang terbentuk oleh penguapan mata-air dan sungai yang mengandung kalsium karbonat dalam larutan. Endapan mata-air atau aliran air panas maupun dingin di permukaan, menyerupai spons, porous, rapuh bertekstur tanah dan kadang-kadang bercabang, dinamakan tufa .
CALICHE. Endapan gampingan ini terbentuk dalam tanah di daerah semi kering diatas batuan berkomposisi karbonat. Kapilaritas menarik air tanah yang mengandung kalsium karbonat dalam larutan keatas. Di permukaan air menguap meninggalkan endapan sebagai semen dalam tanah atau sebagai lapisan-lapisan tipis.
DOLOMITE atau dolostone. Komposisinya kalsium-magnesium karbonat (CaMg)CO3, batuan padat yang teksturnya seperti gula (sugary), berwarna abu-abu dan tidak bereaksi dengan asam HCl. Terbentuknya dolomit umumnya selama rekristalisasi sedimen karbonatan. Ukuran ion-ion kalsium dan manesium hampir sama sehingga memungkinkan ion magnesium menggantikan ion kalsium dalam struktur kalsit. Dolomitisasi fossil mungkin dijumpai, tetapi tidak ada organisme yang membentuk cangkangnya dengan dolomit.

ENDAPAN ORGANIK
Sedimen nonklastik lainnya adalah yang terbentuk dari sisa-sisa mikro organisme yang hidupnya terapung di laut. Setelah mati, sisanya atau bagian kerasnya tenggelam dan terakumulasi didasar laut membentuk sedimen lumpur (muddy sediment) yang dinamakan ooze laut dalam (deep-sea ooze). Jika terdiri terutama dari karbonat, disebut calcareous ooze. Koral, algae dan koloni organime yang tumbuh di dasar laut dangkal daerah tropis juga mengendapkan kasium karbonat membentuk terumbu karang atau carbonate reef. Disamping calcareous ooze ada juga siliceous ooze, yang komposisi utamanya rombakan silisious (siliceous remains).
DIATOME
Tumbuhan silisous yang juga berukuran mikro. Bentuknya bermacam-macam, ada yang seperti batang, membulat dan melingkar. Hidupnya terapung dipermukaan laut, dan terkonsentrasi dalam jumlah yang luar biasa besarnya. Setiap tumbuhan mengandung setetes kecil minyak, yang mungkin menjadi bahan baku utama minyak bumi. Batuannya yang teridiri dari sisa tumbuhan ini bertekstur dan penampilan seperti tanah (earthy). Bersifat lepas, halus, berwarna putih berserbuk, mirip dengan kapur. Endapan organik lainnya yang komposisi utamanya dari karbonat berupa batu gamping fossilan, kapur (chalk) dan napal.

BATU GAMPING FOSSILAN
Pada umumnya batu gamping yang dibentuk oleh material yang berasal dari bahan organik, termasuk yang terdiri dari cangkang binatang laut. Komposisi cangkang (shell) ini dari mineral kalsit yang diambil dari larutan air laut, tempat hidupnya. Setelah binatangnya mati, sejumlah cangkangnya terakumulasi di laut atau laut dangkal, tersemen oleh kalsit, silika atau material lain dan mengendap.
KAPUR (CHALK)
Merupakan batu gamping fossilan yang terdiri dari cangkang protozoa (binatang ber-sel tunggal), terutama yang bentuk cangkangnya globular, membulat, namanya Globigerina. Kapur berwarna putih, ringan dan lunak, seperti kapur tulis.
NAPAL (MARL)
Terdiri dari campuran dari cangkang dan fragmen cangkang dengan lumpur dan pasir. Sebenarnya merupakan batu gamping dengan pengotoran (impurity).
ENDAPAN GARAM
Selain batugamping, dijumpai juga endapan garam dan Gypsum, keduanya merupakan hasil penguapan. Garam teridiri dari mineral halit, komposisinya NaCl, dan Gypsum berkomposisi CaSO4.2H2O. Keduanya terdapat sebagai lapisan-lapisan pada tempat yang terbatas.

2.5 HUKUM PENGENDAPAN
Pada saat sedimen diendapkan, mengikuti hukum alam, misalnya material yang berat akan terendapkan lebih dahulu dibandingkan yang lebih ringan, sesuai dengan kecepatan atau energi medium pembawanya.
Mekanisme dan kondisi lingkungan pengendapan terekam dalam sedimen dan meskipun telah mengalami diagenesa menjadi batuan sedimen. Dengan membandingkan dengan proses yang berlangsung saat ini dan kaidah The present is the key to the past, dapat diketahui kondisi dan mekanisme saat pengendapan suatu lapisan batuan sedimen jutaan tahun silam.
Kecepatan pengendapan material sedimen tergantung pada besar butirnya.
Menurut hukum Stoke :
v = C.r2 cm/s

dimana v adalah kecepatan pengendapan, C suatu konstanta dan r garis tengah butiran.
Pada pertengahan abad 17 Nicolaus Steno memper-hatikan bahwa sedimen terkumpul oleh proses pengendapan melalui suatu medium, air atau angin. Endapan ini membentuk lapisan-lapisan mendatar atau horizontal, yang terendapkan dahulu berada dibawah dan yang kemudian ada di atas.
 
Berdasarkan pengamatannya ini, pada tahun 1969 ia mencetuskan tiga prinsip dasar yang lebih dikenal dengan Hukum Steno :
1. Hukum super posisi, yang menyatakan bahwa dalam urutan batuan yang belum mengalami perubahan (dalam keadaan normal), batuan yang tua ada dibawah dan yang muda berada di atas.
2. Hukum horizontalitas, pada awalnya sedimen diendapkan sebagai lapisan-lapisan mendatar. Apabila dijumpai lapisan yang miring, berarti sudah mengalami deformasi, terlipat atau tersesarkan.
3. Hukum kemenerusan lateral (lateral continuity), menyatakan bahwa pengendapan lapisan batuan sedimen menyebar secara mendatar, sampai menipis atau menghilang pada batas cekungan dimana ia diendapkan.
Ketiga prinsip dasar ini sangat membantu dalam mempelajari atau menentukan urutan umur lapisn-lapisan batuan sedimen.

2.6 STRUKTUR BATUAN SEDIMEN
Susunan partikel-partikel dalam lapisan sedimen merupakan informasi penting mengenai kondisi sedimentasi. Kebanyakan sedimen ditransport oleh arus yang akhirnya secara bertahap diendapkan, sehingga ciri utama batuan sedimen adalah berlapis.
Batas antara satu lapisan dengan lapisan lainnya disebut bidang perlapisan. Bidang perlapisan dapat terjadi akibat adanya perbedaan sifat fisik antara lapisan: warna., besar butir, dan atau jenis batuan antara dua lapisan. Struktur sedimen lain yang umum dijumpai pada batuan sedimen adalah lapisan bersusun, lapisan silang-siur atau, gelembur gelombang (riplemark) dan rekah kerut (mud cracks), gambar 2.2. Terjadinya struktur-struktur sedimen tersebut di-sebabkan oleh mekanisme pengendapan dan kondisi serta lingkungan pengendapan tertentu.
2.6.1 LAPISAN BERSUSUN (GRADED BEDDING)
Jika dalam suspensi mengandung berbagai ukuran partikel, yang terendapkan terlebih dahulu adalah partikel terbesar, disusul yang lebih kecil dan seterusnya. Partikel yang sangat halus mungkin masih dalam suspensi dan akan mengendap beberapa lama kemudian. Hasilnya adalah endapan yang susunan partikelnya mengecil keatas. Pemilahan partikel tergantung pada besar butir. Susunan demikian dapat pula terjadi akibat melemahnya kecepatan arus. Saat arus melemah, partikel yang berat atau besar akan mengendap lebih dulu dan selanjutnya.
2.6.2 LAPISAN SILANG-SIUR (CROSS BEDDING)
Lapisan ini terdiri dari butiran lebih besar dari lanau dan merupakan hasil dari arus turbulen dalam aliran (sungai), angin atau gelombang laut. Sepanjang arus bergerak maju, material yang dibawanya cenderung terkumpul sebagai bukit-bukit, pegunungan atau timbunan dalam bentuk riak (riple), gelombang atau punggungan (dune), yang perlahan-lahan bergerak maju searah arus. Partikel-partikel terkumpul pada bagian depan lereng, berupa lapisan-lapisan miring antara 300 sampai 350. Arah kemiringan lapisan silang siur menunjukkan arah arus saat pengendapan terjadi.
 
2.7 FOSSIL DAN WAKTU
Didalam sedimen umumnya turut terendapkan sisa sisa organisme atau tumbuhan, yang karena tertimbun, dan tidak terjadi oksidasi, sehingga terawetkan. Dan selama proses diagenesis tidak rusak dan turut menjadi bagian dari batuan sedimen, atau membentuk lapisan batuan sedimen sendiri, misalnya batugamping coquina.
Sisa-sisa organisme atau tumbuhan yang terawetkan ini dinamakan fossil. Jadi fossil adalah bukti atau sisa-sisa kehidupan zaman lampau. Dapat berupa sisa organisme atau tumbuhan, seperti cangkang kerang, tulang atau gigi maupun jejak atau cetakannya.
Contohnya jejak atau lubang-lubang (burrows) bekas kehidupan organisma dan cetakan daun atau tulang ikan dalam serpih. Proses pembentukan fossil disebut proses fossilisasi.
Fossilisasi dapat terjadi oleh proses-proses:

 PENGGANTIAN (replacement), bagian yang keras organisme diganti oleh berbagai mineral, misalnya cangkang binatang laut yang semula dari kalsium karbonat diganti oleh silika.

 PETRIFACTION, bagian lunak batang tumbuhan diganti oleh presipitasi mineral yang terlarut dalam air-sedimen.

 KARBONISASI, daun atau material tumbuhan yang jatuh dalam lumpur di rawa, terhindar dari oksidasi. Dan pada saat diagenesa, material itu diubah menjadi cetakan karbon dengan tidak mengubah bentuk asalnya.

 PENCETAKAN, pada saat diagenesis, sisa binatang atau tumbuhan terlarut, sehingga terjadilah rongga, seperti cetakan (mold) yang bentuk dan besarnya sesuai atau sama dengan benda aslinya. Apabila rongga ini terisi oleh mineralisasi maka terbentuklah hasil cetakan (cast) binatang atau tumbuhan tersebut




 
Fossil merupakan kunci yang menentukan mengenai lingkungan masa lalu. Binatang atau tumbuhan ada yang memerlukan iklim hangat dan lembab dan dilain pihak ada yang membutuhkan iklim dingin dan kering. Dengan mempergunakan keadaan iklim dari tumbuhan dan binatang modern sebagai bandingan dan penerapan Prinsip Uniformitarianisme, dapat diperkirakan keadaan iklim pada saat hidupnya tumbuhan atau binatang serupa. Misalnya dari fossil tumbuhan dapat memperkirakan curah hujan dan suhu di darat zaman dahulu, dan dari fossil mikro organime yang terapung dapat menunjukkan keadaan suhu dan salinitas laut.
Fossil juga merupakan dasar utama dalam menentukan umur relatif suatu lapisan dan sangat penting dalam menyusun sejarah bumi yang sudah 600 juta tahun. Penemuan pengetahuan mengenai fossil, sangat berarti bagi penunjuk waktu (time indicator) dalam geologi. Orang yang mula-mula memperhatikan kehadiran fossil dalam batuan adalah William Smith (1769 –1839), seorang surveyor di Inggris. Ia mencermati singkapan-singkapan batuan segar pada quarry, kupasan jalan (road cut) dan galian paritan (excavation). Dalam urutan formasi yang terdiri dari selang-seling batupasir dan serpih , dijumpainya beberapa serpih sangat mirip, tetapi fossil yang dikandungnya tidak sama. Tiap serpih mengandung himpunan fossil tersendiri. Dengan menyamakan fossil dan urutan batuan (dinamakan korelasi), Smith mengembangkan suatu metoda dimana dia dapat memprediksi lokasi dan sifat batuan dibawah permukaan. Setelah Smith mengemukakan bahwa himpunan fossil di Inggris berubah secara sistimatis dari lapisan tua ke lapisan lebih muda, peneliti-peneliti lainnya menjumpai hal yang sama diseluruh dunia. Sejak penemuannya ini maka berkembang ilmu yang mempelajari fossil, yaitu paleontologi. Kemudian diketahui bahwa jasad sebelum memfossil, hidup pada masa tertentu, sehingga fossil tersebut merupakan penunjuk untuk masa itu. Fossil-fossil tertentu yang mempunyai penyebaran geografis yang luas dan masa hidupnya pendek, dinamakan fossil penunjuk atau fossil indeks (index fossil).
Untuk mengidentifikasi lapisan-lapisan batuan di berbagai tempat yang terpisah, mungkin sangat jauh, apakah terbentuk pada masa yang sama, dengan mempergunakan fossil indeks disebut korelasi, seperti diagram dalam gambar 2.3. Apabila tidak dijumpai fossil indeks yang sama, maka dapat dipergunakan kesamaan himpunan fossil yang terkandung dalam lapisan-lapisan batuan tersebut.









 
2.8 FASIES DAN LINGKUNGAN PENGENDAPAN
Bila dalam satu lapisan batuan dijumpai perubahan sifat fisik secara lateral, baik litologi, besar butir, warna atau sifat lainnya, maka dikatakan pada lapisan batuan tersebut terdapat perubahan fasies. Artinya, terjadi perubahan kondisi pada saat pengendapan. Jadi secara umum fasies sedimentasi dapat diartikan sebagai: kenampakan atau sifat fisik umum satu bagian dari sebuah tubuh batuan yang berbeda dari bagian yang lainnya.
Dengan mempelajari perbedaan karakteristik pada lapisan-lapisan batuan serta fasiesnya, dapat diketahui mekanisme, kondisi dan tempat pengendapan sedimen sebelum menjadi batuan. Yang dinamakan lingkungan pengendapan. Dari studi lingkungan pengendapan dapat digambarkan atau direkonstruksi geografi purba atau paleo geografi, dimana pengendapan terjadi. Secara umum dikenal tiga lingkungan pengendapan, lingkungan darat (nonmarine), transisi dan laut (marine). Beberapa contoh lingkungan darat misalnya endapan rawa-rawa, sungai dan endapan danau, ditransport oleh air, juga dikenal endapan gurun dan gletsyer, media transportasinya adalah angin dan gletsyer. Endapan yang ditransport angin, dinamakan endapan eolian.
Endapan transisi merupakan endapan yang terdapat di daerah antara darat dan laut, delta, lagoon dan litoral. Sedangkan yang termasuk dalam endapan laut adalah endapan-endapan neritik, batial dan abisal.
2.8.1 ENDAPAN SUNGAI
sungai merupakan sarana utama yang mengangkut sedimen sepanjang daratan. Endapannya dijumpai hampir disemua tempat, namun berbeda dari satu tempat dan tempat lain, tergantung -













- pada tipe arus, energi pengangkutan dan beban sedimennya. Sungai besar, arusnya tenang, mengendapkan lapisan-lapisan berbutir kasar sampai halus dan terpilah baik. Saat terjadi banjir diendapkan lanau dan lempung di dataran banjir. Sedimen organik terkumpul pada alur-alur yang sudah tidak dialiri air. Dan sebaliknya sungai dilereng cukup terjal, arusnya kuat dan kecepatannya tinggi.
Hasil endapannya terutama terdiri dari material berbutir kasar, kerakal (gravel) dengan pemilahan buruk, disebut endapan alluvial atau all uvium.
Pada kaki lereng curam, endapannya berbentuk kipas (alluvial fan), dari yang berbutir kasar sampai pasir, pemilahan buruk, dan berstruktur silang siur.
2.8.2 ENDAPAN DANAU
Terakumulasi terutama pada tepian (offshore) danau dan di dasar danau. Endapan tepian danau biasanya berukuran kerikil dan pasir, pemilahan baik, berbentuk tepian (beach) atau punggungan memanjang (bars). Saat aliran (sungai) sampai di danau, kecepatan dan energinya menurun, dan sedimen yang terbawa mengendap menyebar kearah danau, membentuk delta. Pada lereng bagian depan delta terendapkan sedimen halus, dan di dasar terbentuk lapisan-lapisan tipis (laminasi).
2.8.3 ENDAPAN ANGIN
Disebut juga eolian deposit, berasal dari Aeolus, dewa angin Yunani. Sedimen yang dibawa angin lebih halus dibandingkan dengan yang terbawa air. Hasil endapan angin terkumpul sebagai tumpukan pasir terpilah baik, berbentuk bukit-bukit rendah, di padang pasir atau pantai. Pada bagian depannya (searah angin) terjadi lapisan-lapisan pasir.
2.8.4 ENDAPAN DELTA
Delta dilaut berkembang kearah laut, dimana sungai bermuara, dan mengendapkan beban sedimen yang dibawanya. Delta yang besar-besar pengendapannya kompleks, terjadi dari sedimen kasar pada alur-alur, dan sedimen halus diendapkan diantara alur-alur serta sedimen lebih halus terendapkan di dasar laut.
2.8.5 SEDIMEN LEPAS-PANTAI
Air tawar yang sampai di muara masih dapat terus mengalir kearah laut sebagai lapisan diatas air laut yang lebih pekat dan asin. Sedimen yang halus terbawa sebagai larutan secara perlahan-lahan mengendap didasar laut. Atau dapat juga diserap oleh organisme permukaan dan dipisakan menjadi bulatan-bulatan kecil (pellets) dan jatuh ke dasar. Kebanyakan sedimen laut (marine sediments) yang kasar diendapkan sejauh 5 sampai 6 km dari daratan, setelah disebar oleh arus sejajar pantai. Sedimen kasar juga dijumpai di lepas pantai, yang terendapkan saat muka air laut turun.
2.8.6 ENDAPAN KARBONAT (MARIN)
Sedimen karbonat berasaldari biogenik terakumulasi di paparan benua, dimana sedimen yang datang dari darat sangat sedikit. Dan iklim serta suhu permukaan laut yang cukup hangat untuk mendukung berlimpahnya pertumbuhan organisme yang memisahkan karbonat. Sedimen karbonat biasanya terakumulasi sebagai hamparan melebar dan datar yang membatasi benua, atau keatas membentuk dataran (platform) diatas dasar laut. Unsur utamanya adalah rombakan cangkang berukuran pasir, bersama dengan endapan anorganik yang menghasilkan lumpur karbonat. Rombakan yang kasar terdapat terutama dekat terumbu koral dan algae atau di daerah yang keruh (turbulence) dan arusnya kuat.
 

2.8.7 ENDAPAN LAUT DALAM
Studi sejumlah besar contoh endapan laut dalam memperlihatkan dengan jelas bahwa sedimen laut dalam merupakan campuran, yang sebagian besar adalah hasil aktivitas biologi air permukaan, dan sebagian sedimen darat yang telah ditransport sangat jauh, dari daratan benua yang sampai ke laut dalam. Penampang dalam gambar 2.4 memperlihatkan pembagian lingkungan pengendapan.

2.9 PENGENDAPAN DAN TEKTONIK LEMPENG
Energi yang memungkinkan berlangsungnya proses pengendapan adalah panas dari dalam bumi dan matahari. Energi dari dalam menyebabkan bergeraknya litosfir, termasuk pengangkatan. Sedimen hasil pelapukan dan erosi batuan di daerah yang terangkat ditransport kedaerah yang lebih rendah akibat tertarik gaya gravitasi. Media transportnya, angin, arus air, gelombang laut dan gletsyer adalah bagian dari sirkulasi air, yang penggeraknya tiada lain energi matahari.
Pada beberapa tempat di bumi dijumpai pegunungan yang sangat tinggi, ribuan meter, terdiri dari batuan sedimen. Penelitian lebih lanjut membuktikan bahwa sedimen tersebut diendapkan pada laut dangkal dan terdeformasi kuat. Salah satunya adalah pegunungan Himalaya. Kenyataan ini membuat orang berpikir, bagaimana dalam cekungan dangkal, 100 - 200 m, dapat terakumulasi endapan setebal ribuan meter.
Mula-mula dijelaskan sebagai akibat beban sedimen cekungannya menurun dan pengendapan terus berlanjut. Luas permukaan cekungannya tetap, tetapi kedalamannya terus bertambah, sehingga sedimen didalammya tertekan dan terdeformasi, terlipat-lipat dan patah-patah. Kemudian terangkat dan berada diatas permukaan. Namun tektonik lempeng menjelas-kannya dengan bergeraknya lempeng dan pengangkatan.
Kecepatan pengendapan erat kaitannya dengan pengangkatan pada daerah tektonik aktif. Umumnya pada daerah tektonik aktif kecepatan pengangkatan lebih besar dibandingkan kecepatan erosi, sehingga terbentuk morfologi tinggi. Mount Everest puncaknya terdiri dari sedimen laut dangkal yang diendapkan 100 juta tahun yang lalu, ternyata telah terangkat 9 km. Demikian juga umumnya dengan rangkaian pegunungan lainnya. Jadi sedimen diendapkan dilaut, diubah menjadi batuan, menempel pada benua dan terangkat sampai tinggi, oleh gaya tektonik.


 





























 
Ada beberapa endapan sangat tebal yang berkaitan dengan kerangka tektonik yang spesifik, misalnya dimana benua terpisah pada pusat pemekaran, perlahan-lahan terakumulasi sedimen tebal sepan-jang tepi benua sebagai endapan yang terbawa arus mengisi cekungan laut yang berkembang, seperti yang terjadi di Atlantik, Amerika Utara. Dibawah paparan benua dijumpai tumpukan tebal batuan sedimen laut dangkal, gambar. 2.5-A. Hal ini dapat terjadi karena pada saat akumulasi cekungannya perlahan-lahan menurun. Pada zona tumbukan (collission) benua gambar. 2.5-B, dijumpai akumulasi sedimen kasar yang tebal hasil rombakan pegunungan yang terangkat. Diendapkan sebagai endapan aliran sungai berupa konglomerat dan batu pasir kasar, seperti yang dijumpai pada bagian-batu pasir kasar, seperti yang dijumpai pada bagian selatan pegunungan Himalaya. Sedimen halusnya terendapkan di laut, di teluk Benggala, sejak pengangkatan mulai.
Sepanjang zona penunjaman aktif dekat batas benua seperti di Barat Amerika Selatan, sedimen terseret ke palung yang dalam dan terakumulasi menjadi endapan Ada beberapa endapan sangat tebal yang berkaitan dengan kerangka tektonik yang spesifik, misalnya dimana benua terpisah pada pusat pemekaran, perlahan-lahan terakumulasi sedimen tebal sepan-jang tepi benua sebagai endapan yang terbawa arus mengisi cekungan laut yang berkembang, seperti yang terjadi di Atlantik, Amerika Utara. Dibawah paparan benua dijumpai tumpukan tebal batuan sedimen laut dangkal, gambar. 2.5-A. Hal ini dapat terjadi karena pada saat akumulasi cekungannya perlahan-lahan menurun. Pada zona tumbukan (collission) benua gambar. 2.5-B yang sangat tebal, gambar 2.5-C.
Oleh karena pada umumnya pada jalur tektonik sema-cam ini disertai aktivitas gunung api, maka akumulasi sedimen disini mengandung sangat banyak material gunung api. Akibat lempeng bergerak perlahan-lahan, tumpukan sedimen tertekan dan ‘menempel’ ke benua dan menjadi bagian dari benua. Demikian, terjadilah siklus sedimen, dari benua ke laut dan kembali ke benua, mengalami pengangkatan dan prosesnya mulai lagi.







 
2.10 LAMPIRAN GAMBAR BATUAN SEDIMEN



 
BAB III
BATUAN METAMORF
Batuan metamorfosa juga disebut sebagai batuan malihan, demikian pula dengan prosesnya, proses malihan. Proses metamorfisme atau malihan merupakan perubahan himpunan mineral dan tekstur batuan, namun dibedakan dengan proses diagenesa dan proses pelapukan yang juga merupakan proses dimana terjadi perubahan. Proses metamorfosa berlangsung akibat perubahan suhu dan tekanan yang tinggi, diatas 2000C dan 300 Mpa (mega pascal), dan dalam keadaan padat. Sedangkan proses diagenesa berlangsung pada suhu dibawah 2000 C dan proses pelapukan pada suhu dan tekanan normal, jauh dibawahnya, dalam lingkungan atmosfir. Proses metamorfosa dapat didefinisikan sebagai :
Perubahan himpunan mineral dan tekstur batuan dalam keadaan (fasa) padat (solid state) pada suhu diatas 2000 C dan tekanan 300 Mpa.
Batuan metamorf memerlukan perhatian tersendiri, karena perubahannya berlangsung dalam keadaan padat. Saat lempeng-lempeng tektonik bergerak dan fragmen kerak bertabrakan, batuan terkoyak, tertarik (extended), terlipat, terpanaskan dan berubah dengan cara yang kompleks. Tetapi meskipun batuan sudah mengalami pengubahan dua kali atau lebih, biasanya bekas atau bentuk batuan semula masih tersimpan, karena perubahannya terjadi dalam keadaan padat. Padat, tidak seperti cair atau gas, cenderung untuk menyimpan peristiwa-peristiwa (events) pengubahan-nya. Diantara kelompok batuan, batuan metamorf merupakan yang paling kompleks, tetapi juga paling menarik karena didalamnya tersimpan semua cerita yang telah terjadi pada kerak bumi.
Saat lempeng-lempeng tektonik bertumbukan, terben-tuklah batuan metamorf tertentu disepanjang batas lempeng yang bertumbukan tersebut. Dengan mempelajari batuan metamorf di daerah ini, dapat diketahui dimana batas benua sebelumnya, serta telah berapa lama tektonik berlangsung di bumi.

3.1 BATAS METAMORFISME
Sudah dibahas sebelumnya bahwa metamorfisme tidak sama dengan diagenesa atau pelapukan, karena kedua-nya pada kondisi dibawah metamorfisme. Namun bagaimana dengan batas atasnya, sebab pada suhu tinggi tertentu batuan akan meleleh, sedangkan metamorfisme berlangsung dalam keadaan padat. Tidak berubah melalui lelehan seperti halnya batuan beku. Meskipun sedikit, umumnya dalam batuan di kerak bumi mengandung H2O, dalam pori-pori atau sebagai film tipis sekitar butiran. Batas atas metamorfisme pada kerak ditentukan oleh batas lelehan parsial basah (onset of wet partial melting), seperti tertera dalam gambar 3.1. H2O yang ada mengontrol suhu dimana lelehan parsial basah mulai dan berapa banyak magma terbentuk dari batuan metamorf. Batas atas metamorfisme adalah kisaran suhu yang bergantung pada banyaknya H2O yang ada.
Gambar. 3.1 memperlihatkan bahwa batas atas metamorfisme tumpang tindih dengan daerah suhu dan tekanan dimana magmatisme mulai. Bila terdapat sejumlah kecil H2O maka lelehan yang terjadipun sedikit dan hasilnya tetap terperangkap sebagai kantong (pocket) dalam batuan metamorf. Sekelompok batuan gabungan, sedikit komponen batuan beku akibat lelehan dan batuan metamorf dinamakan migmatit. Bila terjadi sejumlah besar magma karena lelehan parsial basah, akan naik dan menerobos batuan metamorf diatasnya. Magma yang naik akan membeku sebagai batuan intrusi, umumnya membentuk batolit granit, berasosiasi dengan batuan metamorf. Asosiasi batuan ini terbentuk pada sepanjang jalur penunjaman atau tumbukan lempeng.

3.2 FAKTOR YG MEMPENGARUHI PROSES METAMORFISME
Proses ini dapat dibayangkan sebagai orang memasak. Hasil masakannya sesuai dengan bahan yang dimasak dan cara memasaknya. Demikian juga dengan proses metamorfosa, hasilnya tergantung dari komposisi batuan asal dan kondisi metamorfosis. Komposisi kimia batuan asal sangat mempengaruhi pembentukan himpunan mineral baru, demikian pula dengan suhu dan tekanan. Suhu dan tekanan tidaklah berperan langsung, akan tetapi juga ada atau tidaknya cairan serta lamanya mengalami panas dan tekanan yang tinggi, dan bagaimana tekanannya, searah, terpuntir dsb. Bila diperhatikan tekstur khas batuan metamorf, tidak memperlihatkan urutan pembentukan masing-masing mineral seperti halnya pada batuan beku. Semua butiran dalam batuan metamorf dapat dikatakan merekristalisasi pada saat bersamaan. Dan masing-masing harus “berebut” ruang dalam tubuh batuan yang sudah ada. Hasilnya adalah mineral-mineral baru yang tumbuh berkembang searah dengan tegasan terkecil, gambar 3.2. Kebanyakan batuan metamorf memperlihatkan struktur berlapis atau planar, hasil rekristalisasi.

3.2.1 PENGARUH CAIRAN TERHADAP REAKSI KIMIA
Pori-pori pada batuan sedimen atau batuan beku terisi oleh cairan, yang merupakan larutan dari gas-gas, garam dan mineral yang terdapat pada batuan yang bersangkutan. Pada suhu tinggi cairan intergranular ini lebih bersifat uap dari pada cair, dan mempunyai peran penting dalam metamorfisme. Dibawah suhu dan tekanan yang tinggi terjadi pertukaran unsur dari larutan ke mineral-mineral dan sebaliknya. Fungsi cairan ini merupakan media transport dari larutan ke mineral dan sebaliknya, sehingga mempercepat proses metamorfisme. Dan jika tidak ada larutan atau sadikit sekali, maka metamorfisme berlangsung lambat, karena perpindahannya melalui diffusi antar mineral yang padat.









 
3.2.2 SUHU DAN TEKANAN
Batuan apabila dipanaskan, pada suhu tertentu akan membentuk mineral mineral baru, yang hasil akhirnya adalah batuan metamorf. Sumber panasnya berasal dari panas dalam bumi. Batuan dapat terpanaskan oleh timbunan (burial) atau oleh terobosan batuan beku. Tetapi timbunan atau terobosan dapat menimbulkan perubahan tekanan, sehingga sukar dikatakan bahwa metamorfisme hanya disebabkan oleh kenaikan suhu saja.
Tekanan dalam proses metamorfisme bersifat sebagai stress, mempunyai besaran serta arah. Tekstur batuan metamorf memperlihatkan bahwa batuan ini terbentuk dibawah differensial stress, atau tekanannya tidak sama besar dari segala arah, gambar 3.2.
Berberda dengan batuan beku yang terbentuk melalui lelehan dan dibawah pengaruh uniform stress, atau mempunyai besaran yang sama dari semua arah. Oleh karena itu batuan beku memperlihatkan orientasi mineral yang tidak beraturan. Gambar 3.2 memperlihatkan perbedaan tekstur yang diakibatkan oleh stress yang berbeda.
Letak mineral biotit dalam granit misalnya, tidak beraturan (A), sedangkan dalam batuan metamorf memperlihatkan kesejajaran yang tegak lurus arah stress utama, terbesar (B). Pertumbuhan rekristalisasi mineral baru mengikuti arah tegasan yang terkecil, tegak lurus tegasan utama.

3.2.3 WAKTU
Untuk mengetahui berapa lama berlangsungnya metamorfisme tidak mudah dan sampai saat ini masih belum diketahui bagaimana caranya. Dalam percobaan di laboratorium memperlihatkan bahwa dibawah tekanan dan suhu tinggi serta waktu reaksi yang lama menghasilan kristal yang besar. Dan dalam kondisi sebaliknya dihasilkan kristal yang kecil. Dengan demikian untuk sementara ini disimpulkan bahwa batuan berbutir kasar merupakan hasil metamorfisme dalam waktu yang panjang serta suhu dan tekanan tinggi. Sebaliknya yang berbutir halus, waktunya pendek serta suhu dan tekanan rendah.

3.2.4 PENGARUH TERHADAP TEKSTUR
Pada umumnya metamorfisme berlangsung dibawah differential stress dan hasilnya adalah tekstur yang sejajar. Apabila prosesnya terus berlangsung, mineral-mineral pipih misalnya mika dan khlorit mulai berkembang dan tumbuh berorientasi, yang lembaran-lembarannya berarah tegak lurus stress maksimum. Lembaran-lembaran mika baru yang sejajar ini membentuk tekstur planar yang disebut foliasi (foliation), berasal kata folium (bahasa Latin) yang berarti daun. Batuan yang berfoliasi cenderung mudah pecah sebagai lembaran.
 
3.2.5 SLATY CLEAVAGE
Pada tahap awal metamorfisme derajat rendah, stress cenderung disebabkan oleh beban lapisan batuan diatasnya. Mineral-mineral baru yang berstruktur berlembar, foliasi, cenderung sejajar dengan bidang-bidang perlapisan dari batuan sedimen yang termetamorf. Pada penimbunan lebih dalam atau adanya kompresi dari tumbukan lempeng terjadi deformasi, perlapisan sedimen yang semula datar, terlipat, dan lembaran-lembaran mineral pipih dan foliasi tidak lagi sejajar dengan bidang perlapisan, gambar 3.2. Batuan metamorf derajat rendah umumnya mempunyai besar butir sangat halus, sehingga mineral-mineral baru yang pipih hanya dapat dilihat dibawah mikroskop.
Dan foliasinya disebut slaty cleavage, yang dapat diartikan belahan-belahan tipis. Batuan metamorf derajat rendah cenderung untuk pecah-pecah menurut belahan-belahan ini.














3.2.6 SKISTOSITAS (SCHISTOSITY)
Pada metamorfisme derajat menengah dan derajat tinggi, besar butir mineral-mineralnya berkembang sehingga butirannya dapat dilihat tanpa alat. Foliasi batuan metamorf berbutir kasar disebut skistositas (schistosity), yang berasal dari bahasa Latin schistos yang berarti mudah terkelupas menurut lembaran-lembaran (cleave). Tekstur ini terbentuk akibat kesejajaran butiran mineral-mineral besar serta pipih dan yang permukaannya tidak perlu planar.
Skistositas dibedakan dengan slaty cleavage terutama dari besar butirnya. Batuan yang bertekstur schistos cenderung akan belah-belah menurut bidang yang permukaannya bergelombang atau agak meliuk-liuk (distorted) yang mencerminkan keberadaan dan orientasi butiran kuarsa, felspar dan mineral lainnya.

 

















3.2.7 HIMPUNAN MINERAL
Metamorfisme menghasilkan himpunan mineral baru sebagaimana dengan tekstur. Dengan meningkatnya suhu dan tekanan tumbuhlah satu himpunan yang disusul lainnya. Untuk suatu komposisi batuan tertentu, setiap himpunan mineral menunjukkan karakteristik kisaran suhu dan tekanan tertentu. Beberapa dari mineral-mineral ini jarang atau tidak dijumpai pada batuan beku atau sedimen. Kehadiran mineral tersebut pada suatu batuan, dapat merupakan pertanda bahwa batuan tersebut telah mengalami metamorfisme. Beberapa contoh mineral-metamorfik adalah chlorit, serpentin, epidot, talc dan tiga polymorf Al2SiO5, kyanit, silimanit dan andalusit.

3.3 JENIS BATUAN METAMORF
Penamaan batuan metamorf dapat didasarkan pada tekstur dan juga himpunan mineralnya. Yang sering dan umum dipergunakan adalah berdasarkan batuan asalnya. Dan yang umum dijumpai berasal dari : serpih (shale), batu pasir dan batu gamping untuk batuan sedimen dan basalt untuk batuan beku.

 
3.3.1 DARI SERPIH DAN MUDSTONE
Batusabak (Slate)
Baik serpih maupun mudstone umumnya terdiri dari mineral kuarsa, berbagai mineral lempung, kalsit dan mungkin juga felspar. Metamorfisme derajat rendah menjadikannya batusabak atau slate. Pada kondisi ini muskovit dan atau chlorit mengkristal. Meskipun kenampakannya masih seperti serpih atau mudstone, tetapi mineral-mineral baru yang tumbuh pipih bentuknya, membuat batuan bertekstur slaty-cleavage. Adanya tekstur ini membuktikan bahwa batuan asalnya telah termetamorfose.
FILIT (PHYLLITE)
Peningkatan metamorfose pada batusabak ke derajat metamorfose menengah, menghasilkan mineral mika berbutir lebih besar dan perubahan himpunan mineral serta membentuk foliasi. Batuannya disebut filit, berasal dari phyllon, bahasa Yunani yang berarti daun. Pada batusabak butir mika yang tumbuh tidak dapat dilihat dengan mata telanjang, tetapi pada filit cukup besar sehingga dapat dilihat.
SEKIS (SCHIST) DAN GNEISS
Apabila metamorfisme terus meningkat, maka terben-tuklah batuan berbutir sedang sampai kasar yang dinamakan sekis. Mineral-mineralnya cukup besar sehingga dapat dilihat tanpa alat dan membentuk struktur planar yang jelas, karena tatanannya yang tumpang tindih dan subparallel. Batusabak, filit dan sekis dapat dibedakan dari besar butirnya, namun besar butir bukanlah satu-satunya faktor pembeda. Ciri metamorfisme derajat tinggi pada sekis, adalah mineral-mineralnya, mulai hadirnya segregasi (mengelompoknya mineral sejenis diantara yang lainnya) dan membentuk lajur-lajur. Batuan metamorf derajat tinggi berbutir kasar dan berfoliasi tetapi disertai lapisan-lapisan segregasi mineral-mineral, seperti kuarsa dan felspar, dan dinamakan gneiss. Oleh karena besar butirnya dapat dilihat, maka kelompok batuan ini diberi nama dengan diawali nama mineral-mineral utamanya, misalnya kwarsa-plagioklas-biotit-garnet gneiss. Tidak demikian halnya dengan sekis dan filit, berhubung mineralnya berbutir halus.

3.3.2 DARI BASALT
SEKIS HIJAU (GREEN SCHIST)
Mineral utama dalam basat adalah olivin, plagioklas dan piroksen. Kesemuanya bersifat anhidrous. Bila basalt mengalami metamorfisme dimana H2O dapat masuk dalam batuan, maka terbentuklah himpunan mineral-mineral yang hidrous. Pada derajat rendah, terbentuklah himpunan mineral seperti khlorit, plagioklas, epidot dan kalsit. Hasilnya setingkat dengan derajat batusabak (slate), akan tetapi penampilannya beda, menunjukkan adanya foliasi seperti filit. Dan memperlihatkan warna yang khas, hijau, karena mengandung khlorit, dan dinamakan sekis hijau.
AMFIBOLIT DAN GRANULIT (AMPHIBOLITE AND GRANULITE)
Apabila sekis hijau sampai pada metamorfose derajat menengah, khlorit digantikan oleh amfibol dan hasil batuannya kebanyakan berbutir kasar dan disebut amfibolit. Pada amfibolit terdapat juga foliasi, tetapi diabaikan karena pada umumnya tidak ada mineral-mineral mika dan khlorit. Pada derajat paling tinggi, amfibol digantikan piroksen. Dan batuannya berfoliasi, dinamakan granulit.
 
3.3.3 DARI BATUGAMPING DAN BATUPASIR
Hasil metamorfose dari batugamping (limestone) dan batupasir (sandstone) adalah marmer (marble) dan kuarsit (quartzite). Baik batugamping maupun batupasir kuarsa (jika murni), mengandung bahan yang dapat membentuk lembaran atau mineral berstruktur rantai. Akibatnya marmer dan kuarsit kurang memperlihatkan foliasi.
MARMER (MARBLE)
Marmer terdiri dari butir-butir kalsit, berbutir kasar, kristalin dan saling mengunci. Saat rekristalisasi batugamping, bidang perlapisan, fossil dan segala ciri batuan sedimen sebagian besar hilang. Hasil akhirnya adalah batuan berbesar butir seragam, dengan tekstur tersendiri, seperti gula. Marmer murni, seluruhnya terdiri dari kalsit, berwarna putih bersih. Pengotoran pada marmer oleh bahan organik, pirit, limonit dan sedikit silikat membuat marmer berwarna.
KUARSIT (QUARTZITE)
Kuarsit terjadi dari batupasir yang rongga-rongga antar butir aslinya terisi silika dan rekristalisasi massa seluruhnya. Kadang-kadang masih terlihat samar-samar gambaran butiran-butiran sedimen dahulu, namun bagaimanapun juga rekristalisasi telah mengubah seluruh struktur butiran semula.
MASALAH GRANIT
Granit didefinisikan sebagai batuan plutonik yang terutama terdiri dari felspar dan kuarsa. Definisi ini menempatkan granit dalam batuan beku. Namun ada keraguan, karena dalam terbitan pertama buku geologi granit trmasuk dalam deretan batuan metamorfosa. Hal ini bukannya tidak beralasan. Banyak massa batuan granitik muncul yang pembentukannya haruslah melalui proses metamorf. Sebenarnya perbedaan batuan beku dan batuan metamorf sedikit sekali. Jika dihasilkan lelehan silika, maka saat mendingin yang terjadi adalah batuan beku. Dan jika suhu hampir mencapai titik yang dibutuhkan dimana terjadi lelehan, batuan yang seharusnya tetap utuh, diresapi (permeation) dengan gas-gas dan cairan larutan dan terubahlah seluruh batuan, ini adalah batuan metamorfosa. Jadi wajarlah bila sering kali sukar untuk memisahkannya.
Dari studi pada batolit seluas 16.000 mil persegi dan setebal satu mil, ternyata memang sulit menentukan genesanya. Oleh karena itu umumnya dipergunakan istilah Batuan Granitik untuk batuan yang berkomposisi granit.
Banyak batuan granitik yang sebagian memperlihatkan foliasi dan beberapa berlapis tipis, sehingga dapat dinamakan “granitic gneiss”. Granitik gneiss terbentuk ditempat dimana ia berada. Jadi prosesnya haruslah metamorfisme atau penggntian metasomatik (metasomatic replacement) atau ubahan (alteration) dimana larutan yang sangat aktif menyebabkan transformasi. Sedimen asalnya ter-rekristalisasi dan penggabungan ulang (recombined) dengan felspar yang terbentuk danpertumbuhan biotit dan kuarsa. Biasanya larutan yang mudah bergerak (mobile) terkosentrasi dalam sistem urat-urat, dan dinamakan pegmatit.
Perdebatan genesa granit ini belum terpecahkan, tetapi umumnya dapat diterima bahwa ada granit sebagai batuan beku dan ada yang terbentuk akibat proses infiltrasi, permeasi (permeation) dan alterasi yang dinamakan Granitisasi atau perkembangan felspatisasi (progressive felspathization).

 
3.4 JENIS METAMORFISME
Berdasarkan kenampakan hasil metamorfisme pada batuan, prosesnya dapat dikelompokkan menjadi deformasi mekanik (mechanical deformation) dan rekristalisasi kimia (chemical recrystalisation). Deformasi mekanik menghancurkan, menggerus dan membentuk foliasi. Rekristalisasi kimia, merupakan proses perubahan komposisi mineral serta pembentuk-an mineral-mineral baru, dimana H2O dan CO2 terlepas akibat kenaikan suhu. Perbedaan jenis metamorfime mencerminkan perbeda-an tingkat atau derajat kedua proses itu.

3.4.1 METAMORFISME KATAKLASTIK (Cataclastic Metamorphism)
Kadang-kadang deformasi mekanik pada meta-morfisme dapat berlangsung tanpa disertai rekristalisasi kimia. Meskipun hal ini jarang terjadi namun apabila terjadi, sifatnya hanya setempat-setempat saja. Misalnya batuan berbutir kasar, granit, jika mengalami deferensial stress yang kuat, butiran mineralnya hancur dan juga menjadi halus. Deformasi ini terjadi pada batuan yang bersifat regas (britle) dan dinamakan metamorfisme kataklastik. Apabila metamofisme berlanjut maka butiran dan fragmen batuan akan menjadi lonjong (elongated), dan berkembanglah foliasi.
3.4.2 METAMORFISME KONTAK (Contact Metamorphism)
Metamorfisme kontak terjadi akibat intrusi tubuh magma panas pada batuan yang dingin dalam kerak bumi. Akibat kenaikan suhu, maka rekristalisasi kimia memegang peran utama. Sedangkan deformasi mekanik sangat kecil, bahkan tidak ada, karena stress disekitar magma relatif homogen. Batuan yang terkena intrusi mengalami pemanasan dan termetamorfosa, membentuk satu lapisan disekitar terobosan yang dinamakan aureole metamorphic, batuan ubahan. Tebal lapisan batuan ubahan pada metamorfisme kontak tergantung pada besarnya tubuh intrusi dan kandungan H2O didalam batuan yang diterobos. Misalnya pada korok atau sill lapisannya hanya beberapa meter, tetapi tanpa H2O hanya beberapa centimeter lebarnya. Batuan metamorf kontak yang terjadi, keras terdiri dari mineral berbutir seragam dan halus yang saling mengunci (interlocking), dinamakan Hornfels. Pada terobosan besar, bergaris tengah sampai ribuan meter mempunyai energi panas jauh lebih besar dari pada terobosan kecil, dan dapat mengandung banyak uap H2O. Aureol yang terbentuk dapat sampai ratusan meter lebarnya dan berbutir kasar. Didalam aureol metamorf lebar ini yang telah dilalui cairan, terjadi zonasi himpunan mineral yang konentris. Zona himpunan mineral ini mencirikan kisaran suhu tertentu. Dekat dengan terobosan, dimana suhu sangat tinggi, dijumpai mineral-mineral anhidrous, garnet dan piroksen. Kemudian dijumpai mineral-mineral hidrous seperti amfibol dan epidot. Selanjutnya mika dan klorit, gambar 3.4. Zonasi himpunan-himpunan mineral tersebut tekstunya tergantung pada komposisi kimia batuan yang diterobos, cairan yang melaluinya serta suhu dan tekanan.
3.4.3 METAMORFISME TIMBUNAN (Burial Metamorphism)
Sedimen bersama perselingan piroklastik yang tertimbun sangat dalam pada cekungan dapat mencapai suhu 3000 atau lebih. Adanya H2O yang terperangkap dalam pori-pori sedimen mempercepat proses rekristalisasi kimia dan membantu pembentuk-an mineral-mineral baru. Oleh karena sedimen yang mengandung air lebih bersifat cair dari pada padat, maka tegasan (stress) yang bekerja lebih bersifat homogen, bukan deferensial. Akibatnya pada metamorfisme timbunan pengaruh deformasi mekanik kecil sekali sehingga teksturnya mirip dengan batuan asalnya, meskipun himpunan mineralnya sama sekali berbeda.  














Ciri khas untuk metamorfisme ini adalah kelompok mineral zeolit, yang merupakan kelompok mineral berstruktur kristal polymer silikat. Komposisi kimianya sama dengan kelompok felspar, yang juga mengandung H2O. Metamorfisme timbunan merupakan tahap pertama setelah diagenesa, terjadi pada cekungan sedimen yang dalam, seperti palung-palung pada batas lempeng. Apabila suhu dan tekanan naik, maka metamorfisme timbunan meningkat menjadi metamorfisme regioanal.
3.4.4 METAMORFISME REGIONAL
Batuan metamorf yang umum dijumpai pada kerak benua dengan penyebaran yang sangat luas, sampai puluhan ribu kilometer persegi, dibentuk oleh proses metamorfisme regional. Pada metamorfisme ini melibatkan juga deformasi mekanik selain rekristalisasi kimia. Oleh karena itu batuannya memperlihatkan adanya foliasi.
Batuan metamorf regional pada umumnya dijumpai pada deretan pegunungan atau yang sudah tererosi, berupa batu sabak (slate), filit, sekis dan gneiss. Deretan pegunungan dengan batuan metamof regional terbentuk akibat subduksi atau tumbukan (collision) kerak benua. Pada saat tumbukan benua, batuan sedimen sepanjang batas lempeng mengalami diferensial stress yang intensif.
Dan mengakibatkan berkembangnya foliasi yang khas pada batusabak, sekis, dan gneiss. Sekis hijau dan amfibolit juga merupakan hasil metamorfisme regional, umumnya dijumpai dimana segmen kerak samudra purba yang berkomposisi basaltis bersatu dengan kerak benua dan kemudian termetamorfosa. Gambar 3.5 memperlihatkan bagaimana terjadinya metamorfisme regional.
Saat satu segmen kerak mengalami stress, kompresi horizontal, batuan dalam kerak terlipat dan melenglung (buckling). Akibatnya kerak akan menebal pada satu tempat, seperti diperlihatkan pada gambar 3.5. Dasar kerak yang menebal akan terdorong lebih kedalam selubung.
 
Akibatnya bagian dasar kerak tersebut mengalami peningkatan suhu dan tekanan, dan mineral-mineral baru mulai tumbuh. Aliran panas dari dasar keatas sangat lambat karena batuan bukan penghantar panas yang baik. Pencapaian panas sangat bergantung pada kedalaman dan waktu batuan yang terbenam dalam timbunan yang menebal. Bila perlipatan dan penebalan berlangsung sangat lambat, pemanasan timbunan sesuai dengan suhu pada bagian batas mantel dan kerak (gradient geotermal benua). Sedangkan jika penimbunan berlangsung sangat cepat, seperti halnya pada daerah subduksi, sedimen tertarik dan terseret kebawah , timbunan sedimen tidak sempat mengalami pemanasan, sehingga peran tekanan lebih besar dibandingkan dengan suhu.
Berdasarkan kecepatan penimbunan, dari batuan yang sama, dapat terjadi dua batuan metamorf yang berbeda, karena perbedaan suhu dan tekanan yang mempengaruhinya.

3.5 ZONA METAMORFISME
Derajat metamorfisme dicirikan oleh himpunan mineral baru yang tumbuh pada kondisi tertentu (derajat rendah, menengah dan tinggi). Mineral-mineral tersebut dinamakan mineral indeks, umumnya adalah klorit, biotit, garnet, staurolit, kyanit,dan silimanit. Tempat-tempat pemunculan pertama mineral indeks diplot pada peta.












Garis yang menghubungkan lokasi-lokasi di awal pemunculan mineral indeks yang sama dinamakan garis-isograd. Konsep isograd banyak digunakan dalam mempelajari semua jenis batuan metamorfosa. Dan daerah diantara garis isograd dalam peta dinamakan zona metamorfisme, misalnya zona-biotit dan sebagainya.
3.6 FASIES METAMORFISME
Hasil pengamatan batuan metamorf diberbagai tempat di bumi memperlihatkan bahwa komposisi kimia batuan metamorf hanya sedikit terubah oleh proses metamorfisme. Perubahan utama yang terjadi adalah bertambah atau berkurangnya volatile, H2O dan CO2, tetapi bahan utamanya, seperti SiO2, Al2O3 dan CaO tidak berubah. Sehingga dapat disimpulkan bahwa himpunan mineral batuan metamorf dari batuan sedimen atau batuan beku ditentukan oleh suhu dan tekanan saat metamorfisme berlangsung. Berdasarkan kesimpulan ini, Pennti Eskola dari Finlandia (1915), mengusulkan konsep fasies metamorfisme. Yang intinya menyatakan bahwa dari komposisi batuan tertentu, himpunan mineral yang mencapai keseimbangan selama metamorfisme dibawah kisaran kondisi fisik tertentu, termasuk dalam fasies metamorfisme yang sama.
Prinsip fasies metamorfisme, bersamaan dengan gradient geotermal dan kondisi geologi diperlihatkan dalam gambar 3.6.

3.7 METASOMATISME
Proses metamorfisme berkaitan dengan komposisi tetap dan sejumlah cairan yang relatif sedikit.
Sedikitnya cairan disebabkan volume pori-pori batuan yang termetamorf kecil, dan pelepasan H2O dan CO2 dari mineral-mineral yang termetamof berlangsung lambat dibandingkan keluar dengan segera. Oleh karena itu hanya cukup untuk proses metamorf, dan tidak cukup untuk melarutkan dan mengubah komposisi batuan.
Pada kondisi tertentu perbandingan air dan batuan dapat besar, 10 : 1 bahkan sampai 100 : 1, misalnya mengalirnya cairan yang banyak melalui rekahan terbuka pada batuan. Batuannya dapat terubah (altered) secara drastis oleh penambahan ion-ion baru, melarutkan batuan atau kedua-duanya.
Proses dimana komposisi kimia batuan terubah oleh penambahan atau pelepasan (removal) ion-ion dinamakan metasomatisme (meta berarti berubah dan soma, dari bahasa Latin yang berarti juice). Biasanya metasomatisme berasosiasi dengan metamorfose kontak, terutama dengan batu gamping, gambar 3.4. Cairan metasomatisme yang dilepaskan magma yang mendingin, menembus batuan yang termetamorf. Karena boleh jadi cairannya membawa bahan-bahan seperti silika, besi, dan magnesium dalam larutan, komposisi batu gamping yang dekat dengan magma yang mendingin dapat terubah dengan drastis, dan yang diluar jangkauan cairan tidak terubah. Tanpa adanya penambahan material, batu gamping menjadi marmer, tetapi akibat metasomatisme berubah menjadi himpunan garnet, pyroksen hijau, dinamakan diopsit dan kalsit.

3.8 LARUTAN HIDROTERMAL DAN CEBAKAN MINERAL
Cairan yang menyebabkan metasomatisme kaya akan H2O dan bersuhu 2500 C atau lebih dinamakan larutan hidrotermal (dari bahasa Yunani, hidro- air dan termal - panas). Larutan hidrotermal membentuk urat-urat (veins) dengan mengendapkan bahan yang terlarut seperti kwarsa atau kalsit dalam rekahan-rekahan.
Selain itu dapat juga menghasilkan ubahan pada batuan yang dialirinya. Larutan hidrotermal mempunyai peranan penting dalam pembentukan cebakan mineral berharga., dengan membentuk urat-urat dan alterasi batuan. Cebakan mineral berharga hasil larutan hidrotermal lebih banyak dijumpai dari pada tipe lainnya. Komposisi utama larutan hidrotermal adalah air.

 


















Dalam airnya selalu mengandung garam-garam, sodium khlorida, potasium khlorida, kalsium sulfat, dan kalsium khloride. Kadar garam terlarut bervariasi, berkisar dari salinitas air laut, 3.5 persen berat, sampai puluhan kalinya. Larutan yang sangat ‘asin’ (barin) dapat melarutkan sedikit mineral-mineral yang tampaknya tidak larut, seperti emas, khalkopyrit, galena dan sfalerit.
Larutan hidrotermal terjadi dalam beberapa cara. Salah satunya adalah saat magma yang terjadi oleh peleburan parsial basah yang mendingin dan mengkristal, air yang menyebabkan peleburan parsial basah dilepaskan. Namun tidak sebagai air murni, tapi mengandung semua unsur yang dapat larut yang terdapat dalam magma, seperti NaCl, dan unsur-unsur kimia, emas, perak, tembaga, timbal, zinc, merkuri dan molybdinum, yang tidak terikat kwarsa, feldspar, dan mineral lain dengan substitusi ion.
Suhu yang tinggi meningkatkan efektivitas larutan sangat asin ini untuk membentuk endapan mineral hidrotermal. Volkanisme dan panas merupakan satu kesatuan. Oleh karena itu wajar bila banyak endapan mineral berasosiasi dengan batuan volkanik panas yang dimasuki air yang bersirkulasi di kedalaman, yang berasal dari air hujan atau air laut. Banyak sekali endapan mineral dijumpai pada bagian atas tumpukan volkanik, yang diendapkan saat larutan hidrotermal yang bergerak naik, mendingin dan mengendapkan mineral bijih.

 
3.9 TEKTONIK LEMPENG, METAMORFISME DAN METASOMATISME
Metamorfisme regional terjadi pada batas subduksi lempeng, seperti terlihat pada gambar 3.6.
Metamorfisme timbunan (burial metamorphisml) terjadi pada bagian bawah tumpukan tebal sedimen yang terakumulasi pada paparan benua (continental shelf) dan lereng benua (continental slope).
Suhu dan tekanan karakteristik untuk fasies metamorfosis sekis biru dan eklogit tercapai saat batuan kerak tertarik kebawah dengan cepat oleh lempeng yang menunjam. Pada kondisi demikian tekanan naik lebih cepat dibandingkan dengan suhu dan hasilnya adalah batuan metamorf tekanan tinggi - suhu rendah, fasies metamorf sekis biru dan eklogit. Kondisi karakteristik fasies metamorf sekis hijau dan amfibolit terdapat dimana kerak menebal akibat tumbukan benua atau pemanasan oleh magma yang naik. Tumbukan benua umumnya merupakan penyebab metamorfisme regional dan aktivitas magma.
Magma yang menghasilkan gunung api strato terjadi oleh peleburan parsial basah kerak samudra yang menunjam. Magma juga merupakan sumber panas untuk larutan hidrotermal yang menghasilkan endapan bijih.
Adanya sumber-daya mineral di bumi, adalah berkat kombinasi proses-proses magmatik, metamorfisme, dan metasomatik, yang semuanya terjadi akibat tetonik lempeng.















 
3.10 LAMPIRAN GAMBAR BATUAN METAMORF