BAB I PENDAHULUAN
1.1 Latar Belakang
Batuan adalah benda yang merupakan kumpulan atau agregasi dari mineral yang sejenis atau yang tidak sejenis yang menyusun bumi. Di bumi terdapat berbagai jenis batuan. Berdasarkan proses terbentuknya, batuan dapat dibagi menjadi 3 jenis, yaitu : Batuan beku / batuan magma yakni batuan yang terbentuk dari magma, batuan metamorf / batuan malihan merupakan batuan yang mengalami perubahan struktur, tekstur dan komposisinya karena pengaruh bertambahnya tekanan dan temperatur, dan batuan sedimen adalah batuan yang terjadi akibat peristiwa pembatuan atau litifikasi dari hancuran batuan lain atau litifikasi darireaksi kimia tertentu. Aspek utama dalam menentukan jenis batuan adalah mineral, yang dilihat dari persentase jumlah mineral yang terkandung di dalamnya. Mineral-mineral penyusun batuan dapat dilihat secara megaskopis serta mikroskopis berdasarkan sifat fisik dan sifat optiknya. Untuk melihat secara lebih detail, penentuan jenis batuan diamati secara mikroskopis. Sehubungan dengan hal itu, dilakukanlah praktikum mineral optik dalam acara pengenalan batuan. 1.2 Maksud dan Tujuan
Adapun maksud dari diadakannya praktikum mineral optik dengan acara pengenalan batuan adalah untuk mengidentifikasi mineral-mineral yang terdapat pada suatu batuan dengan mengggunakan mikroskop polarisasi.
Tujuan dari diadakannya praktikum mineral optik dengan acara pengamatan konoskop adalah, sebagai berikut: 1. Dapat mengetahui nama mineral pada suatu batuan. 2. Dapat menentukan nama batuan berdasarkan komposisi mineral yang terdapat di dalamnya. 1.3 Alat dan Bahan
Adapun alat dan bahan yang digunakan pada saat praktikum adalah : 1. Mikroskop polarisasi 2. Alat tulis menulis 3. Lap kasar dan lap halus 4. Pensil warna 5. Lembar kerja praktikum 6. Penuntun praktikum 7. Sampel batuan 8. Album mineral optik 1.4 Prosedur Kerja
Pada saat praktikum, dilakukan beberapa tahapan dalam pengerjaannya, beberapa tahapan tersebut adalah sebagai berikut: 1. Membuat bon alat, yang bertujuan untuk mengetahui keadaan mikroskop sebelum ataupun setelah digunakan. 2. Menyalakan mikroskop dan menyentringkan mikroskop dan memfokuskan medan pandang
3. Meletakkan sampel batuan pada meja objek. 4. Mengatur kedudukan sampel sehingga
berada pada perpotongan benang
silang mikroskop. 5. Mengfungsikan
analisator,
kemudian
memperhatikan
warna,
gejala
pleokroisme dari mineral pada saat diputar, menentukan bentuk mineral, indeks bias dengan menggunakan metode iluminasi miring, belahan, pecahan, relief, inklusi pada mineral, dan menentukan ukuran dari mineral . 6. Mengfungsikan polarisator lalu memperhatikan warna interfernsi maksimum, sudut gelapan, jenis gelapan, bias rangkap, sistem kristal dan komposisi kimia mineral yang diamati. 7. Memasukkan keping gips pada kompensator sehingga sejajar dengan objek dan amati perubahan warna yang terjadi sehingga kita dapat mengetahui TRO-nya. 8. Setelah data yang didapatkan cukup, maka selanjutnya menentukan nama mineral yang diamati. 9. Mengganti mineral yang diamati dengan mineral lain yang terdapat dalam sampel batuan. 10. Melakukan langkah 5-langkah 7 untuk sampel mineral tersebut. 11. Menentukan nama batuan berdasarkan kandungan mineralnya.
BAB II TINJAUAN PUSTAKA
Batu adalah sejenis bahan yang terdiri daripada mineral dan dikelaskan menurut komposisi
mineral.
Batuan secara umum biasanya dikelompokkan
menurut proses yang membentuknya, diantaranya : 1. Batuan beku 2. Batuan sedimen 3. Batuan Metamorf Batuan beku adalah batuan yang terbentuk dari magma cair, batuan sedimen merupakan batuan asal atau batuan lain yang terbentuk akibat proses sedimentasi. Dan batuan metamorf adalah batuan asal yang berubah bentuk dan kompoisisi kimianya akibat perubahan temperatur dan tekanan. 2.1 Batuan Beku
Batuan beku adalah batuan yang terbentuk dari hasil pembekuan magma. Karena hasil pembekuan, maka ada unsur kristalisasi material penyusunnya. Komposisi mineral yang menyusunnya merupakan kristalisasi dari unsur-unsur secara
kimiawi,
sehingga
kristalisasinya. Didasarkan
atas
bentuk lokasi
kristalnya terjadinya
mencirikan pembekuan,
intensitas
batuan
beku
dikelompokkan menjadi dua yaitu betuan beku intrusif dan batuan beku ekstrusif (lava). Pembekuan batuan beku intrusif terjadi di dalam bumi sebagai batuan plutonik; sedangkan batuan beku ekstrusif membeku di permukaan bumi berupa aliran lava, sebagai bagian dari kegiatan gunung api. Batuan beku intrusif, antara lain
berupa batholith, stock (korok), sill, dike (gang) dan lakolith dan lapolith (Gambar 1.1).
Gambar 1.1 Macam-macam morfometri intrusi batuan beku, yaitu batholith, stock, sill dan dike
Karena
pembekuannya
di
dalam,
batuan
beku
intrusif
memiliki
kecenderungan tersusun atas mineral-mineral yang tingkat kristalisasinya lebih sempurna dibandingkan dengan batuan beku ekstrusi. Dengan demikian, kebanyakan batuan beku intrusi dalam (plutonik), seperti intrusi batolith, bertekstur fanerik, sehingga tidak membutuhkan pengamatan mikroskopis lagi. Batuan beku hasil intrusi dangkal seperti korok gunung api (stock), gang (dike), sill, lakolith dan lapolith umumnya memiliki tekstur halus karena sangat dekat dengan permukaan Jenis dan sifat batuan beku ditentukan dari tipe magmanya. Tipe magma tergantung dari komposisi kimia magma. Komposisi kimia magma dikontrol dari limpahan unsur-unsur dalam bumi, yaitu Si, Al, Fe, Ca, Mg, K, Na, H, dan O yang mencapai hingga 99,9%. Semua unsur yang berhubungan dengan oksigen (O) maka disebut sebagai oksida, SiO2 adalah salah satunya. Sifat dan jenis batuan beku dapat ditentukan dengan didasarkan pada kandungan SiO2 di dalamnya (Tabel V.1).
Batuan Batuan Tipe Vulkanik Plutonik Magma Basaltic
Basalt
Andesitic Andesit
Rhyolitic Rhyolit
Komposisi Kimia
Suhu
Kekentalan
Kandungan Gas
SiO2 45-55 %: Fe, Mg, Ca Gabbro tinggi, K dan Na rendah
1000 1200oC
Rendah
Rendah
Diorit
SiO2 55-65 %, Fe, Mg, Ca, Na, K sedang
800 1000oC
Granit
SiO2 65-75 %, Fe, Mg, Ca rendah, K dan Na tinggi
650 800 oC
Intermediat Intermediat
Tinggi
Tinggi
Tabel 1.1. Tipe batuan beku dan sifat-sifatnya (Nelson, 2003)
Menurut
keterdapatannya,
berdasarkan
tatanan
tektonik
dan
posisi
pembekuannya (Tabel 1.2), batuan beku diklasifikasikan sebagai batuan intrusi plutonik (dalam) berupa granit, syenit, diorit dan gabro. Intrusi dangkal yaitu dasit, andesit, basaltik andesitik, riolit, dan batuan gunung api (ekstrusi yaitu riolit, lava andesit, lava basal.
Keterdapatannya Asam
Intermediet
Basa
Plutonik (intrusi) Granit, Syenit
Diorit
Gabro
intrusi dangkal Vulkanik: Dengan Tatanan tektonik
Dasit - Riodasit Andesit Busur magmatic Belakang busur
Riolitik Trakitik
Mid oceanic ridges -
Basaltik- andesitik Andesitik Trakitik
Basaltik Basalt trakitik
-
Lava basalt
Tabel 1.2. Klasifikasi batuan beku berdasarkan letak / keterdapatannya.
Berdasarkan komposisi mineralnya, batuan beku dapat dikelompokkan menjadi tiga, tergantung dari persentase mineral mafik dan felsiknya. Secara umum,
limpahan mineral di dalam batuan, akan mengikuti aturan reaksi Bowen. Hanya mineral-mineral dengan derajad kristalisasi tertentu dan suhu kristalisasi yang relatif sama yang dapat hadir bersama-sama (sebagai mineral asosiasi; Tabel 1.3).
Tabel 1.3. Bowen reaction series yang berhubungan dengan kristalisasi mineral penyusun dalam batuan beku
2.1.1
Klasifikasi Batuan Beku Berdasarkan Komposisi Mineralnya
A. Kelompok batuan beku intrusi plutonik 1) Batuan beku basa dan ultra-basa: dunit, peridotit Kelompok batuan ini terbentuk pada suhu 1000-1200o C, dan melimpah pada wilayah dengan tatanan tektonik lempeng samudra, antara lain pada zona pemekaran lantai samudra dan busur-busur kepulauan tua. Dicirikan oleh warnanya gelap hingga sangat gelap, mengandung mineral mafik (olivin dan piroksen klino) lebih dari 2/3 bagian; batuan faneritik (plutonik) berupa gabro dan batuan afanitik (intrusi dangkal atau ekstrusi)
berupa basalt dan basanit. Didasarkan atas tatanan tektoniknya, kelompok batuan ini ada yang berseri toleeit, Kalk-alkalin maupun alkalin, namun yang paling umum dijumpai adalah seri batuan toleeit. Kelompok batuan basa diklasifikasikan menjadi dua kelompok besar dengan didasarkan pada kandungan mineral piroksen, olivin dan plagioklasnya; yaitu basa dan ultra basa (Gambar 1.2). Batuan beku basa mengandung mineral plagioklas lebih dari 10% sedangkan batuan beku ultra basa kurang dari 10%. Makin tinggi kandungan piroksen dan olivin, makin rendah kandungan plagioklasnya dan makin ultra basa (Gambar 1.2 bawah). batuan beku basa terdiri atas anorthosit, gabro, olivin gabro, troktolit (Gambar 1.2. atas). Batuan ultra basa terdiri atas dunit, peridotit, piroksenit, lherzorit, websterit dan lain-lain (Gambar 1.2 bawah).
Gambar 1.2 Klasifikasi batuan beku basa (mafik) dan ultra basa (ultra mafik; sumberIUGS classification)
2) Batuan beku asam – intermediet Kelompok batuan ini melimpah pada wilayah-wilayah dengan tatanan tektonik kratonik (benua), seperti di Asia (daratan China), Eropa dan Amerika. Kelompok batuan ini membeku pada suhu 650-800oC. Dapat dikelompokkan dalam tiga kelompok, yaitu batuan beku kaya kuarsa, batuan beku kaya feldspathoid (foid) dan batuan beku miskin kuarsa maupun foid. Batuan beku kaya kuarsa berupa kuarzolit, granitoid, granit dan tonalit; sedangkan yang miskin kuarsa berupa syenit, monzonit, monzodiorit, diorit, gabro dan anorthosit (Gambar 1.3). Jika dalam batuan beku tersebut telah mengandung kuarsa, maka tidak akan mengandung mineral foid, begitu pula sebaliknya.
Gambar 1.3 Klasifikasi batuan beku bertekstur kasar yang memiliki persentasi kuarsa, alkali feldspar, plagioklas dan feldspathoid lebih dari 10% (sumber IUGS classification)
B. Kelompok batuan beku luar Kelompok batuan ini menempati lebih dari 70% batuan beku yang tersingkap di Indonesia, bahkan di dunia. Limpahan batuannya dapat dijumpai di sepanjang busur vulkanisme, baik pada busur kepulauan masa kini, jaman Tersier maupun busur gunung api yang lebih tua. Kelompok batuan ini juga dapat dikelompokkan sebagai batuan asal gunung api. Batuan ini secara megaskopis dicirikan oleh tekstur halus (afanitik) dan banyak mengandung gelas gunung api. Didasarkan
atas
kandungan
mineralnya,
kelompok
batuan
ini
dapat
dikelompokkan lagi menjadi tiga tipe, yaitu kelompok dasit-riolit-riodasit, kelompok andesit-trakiandesit dan kelompok fonolit (Gambar 1.4).
Gambar 1.4 Klasifikasi batuan beku intrusi dangkal dan ekstrusi didasarkan atas kandungan kuarsa, feldspar, plagioklas dan feldspatoid (sumber IUGS classification)
Tata nama tersebut bukan berarti ke empat unsur mineral harus menyusun suatu batuan, dapat salah satunya saja atau dua mineral yang dapat hadir bersamasama. Di samping itu, ada jenis mineral asesori lain yang dapat hadir di dalamnya,
seperti horenblende (amfibol), piroksen ortho (enstatit, diopsid) dan biotit yang dapat hadir sebagai mineral asesori dengan plagioklas dan feldspathoid. Pada prinsipnya, feldspatoid adalah mineral feldspar yang terbentuk karena komposisi magma kekurangan silika, sehingga tidak cukup untuk mengkristalkan kuarsa. Jadi, limpahan feldspathoid berada di dalam batuan beku berafinitas intermediet hingga basa, berasosiasi dengan biotit dan amfibol, atau biotit dan piroksen, dan membentuk batuan basanit dan trakit-trakiandesit. Batuan yang mengandung plagioklas dalam jumlah yang besar, jarang atau sulit hadir bersamasama dengan mineral feldspar, seperti dalam batuan beku riolit.
2.1.3. Struktur Batuan Beku
Masif: padat dan ketat; tidak menunjukkan adanya lubang-lubang keluarnya gas; dijumpai pada batuan intrusi dalam, inti intrusi dangkal dan inti lava; Ct: granit, diorit, gabro dan inti andesit.
Skoria: dijumpai lubang-lubang keluarnya gas dengan susunan yang tidak teratur; dijumpai pada bagian luar batuan ekstrusi dan intrusi dangkal, terutama batuan vulkanik andesitik-basaltik; Ct: andesit dan basalt
Vesikuler: dijumpai lubang-lubang keluarnya gas dengan susunan teratur; dijumpai pada batuan ekstrusi riolitik atau batuan beku berafinitas intermedietasam.
Amigdaloidal: dijumpai lubang-lubang keluarnya gas, tetapi telah terisi oleh mineral lain seperti kuarsa dan kalsit; dijumpai pada batuan vulkanik trakitik; Ct: trakiandesit dan andesit
Gambar 1.5 Struktur batuan beku masif; terbentuk karena daya ikat masing-masing mineral sangat kuat, contoh pada granodiorit dengan komposisi mineral plagioklas berdiameter >1 mm (gambar atas) dan granit (gambar bawah) dengan komposisi kuarsa dan ortoklas
anhedral dengan diameter >1 mm 2.1.4 Tekstur batuan beku Tektur batuan menggambarkan bentuk, ukuran dan susunan mineral di dalam batuan. Tektur khusus dalam batuan beku menggambarkan genesis proses kristalisasinya, seperti intersertal, intergrowth atau zoning. Batuan beku intrusi dalam (plutonik) memiliki tekstur yang sangat berbeda dengan batuan beku ekstrusi atau intrusi dangkal. Sebagai contoh adalah bentuk kristal batuan beku dalam cenderung euhedral, sedangkan batuan beku luar anhedral hingga subhedral (Tabel 1.4.)
Jenis batuan
Intrusi dalam
Intrusi dangkal dan Batuan Vulkanik
Tekstur
(plutonik)
Ekstrusi
Fabrik
Equigranular
Inequigranular
Bentuk kristal Ukuran kristal
Euhedral-anhedral Subhedral-anhedral Kasar (> 4 mm)
Halus-sedang
Inequigranular Subhedral-anhedral Halus-kasar Porfiritik: intermediet-
Porfiritik-poikilitik Tekstur khusus
basa Ofitik-subofitik Vitroverik-Porfiritik: Pilotaksitik Asam-intermediet
Derajad
Hipokristalin
Hipokristalin
Holokristalin
Holokristalin
Holokristalin Kristalisasi
Zoning pada plagioklas, tumbuh Tekstur khusus
-
Perthit-perlitik
bersama antara mineral mafik dan plagioklas dan intersertal
Tabel 1.3. Tekstur batuan beku pada batuan beku intrusi dalam, intrusi dangkal dan ekstrusi dan pada batuan vulkanik
a) Tekstur trakitik
Dicirikan oleh susunan tekstur batuan beku dengan kenampakan adanya orientasi mineral arah orientasi adalah arah aliran
Berkembang pada batuan ekstrusi / lava, intrusi dangkal seperti dike dan sill
Gambar 1.7 adalah tekstur trakitik batuan beku dari intrusi dike trakit di G.
Muria; gambar kiri: posisi nikol sejajar dan gambar kanan: posisi nikol silang
Gambar 1.7 Tekstur trakitik pada traki-andesit (intrusi dike di Gunung Muria). Arah orientasi dibentuk oleh mineral-mineral plagioklas. Di samping tekstur trakitik juga masih menunjukkan tekstur porfiritik dengan fenokris plagioklas dan piroksen orto.
b) Tekstur Intersertal
Yaitu tekstur batuan beku yang ditunjukkan oleh susunan intersertal antar kristal plagioklas; mikrolit plagiklas yang berada di antara / dalam massa dasar gelas interstitial .
Gambar 1.8 Tekstur intersertal pada diabas; gambar kiri posisi nikol sejajar dan gambar kanan posisi nikol silang. Butiran hitam adalah magnetit
c) Tekstur Porfiritik
Yaitu tekstur batuan yang dicirikan oleh adanya kristal besar (fenokris) yang dikelilingi oleh massa dasar kristal yang lebih halus dan gelas
Jika massa dasar seluruhnya gelas disebut tekstur vitrophyric .
Jika fenokris yang berkelompok dan tumbuh bersama, maka membentuk tekstur glomeroporphyritic.
Gambar 1.9 Gambar kiri: Tektur porfiritik pada basalt olivin porfirik dengan fenokris olivin dan glomerocryst olivin (ungu) dan plagioklas yang tertanam dalam massa dasar plagioklas dan granular piroksen berdiameter 6 mm (Maui, Hawaii). Gambar kanan: basalt olivin porfirik yang tersusun atas fenokris olivin dan glomerocryst olivin (ungu) dan plagioklas dalam massa dasar plagioklas intergranular dan piroksen granular berdiameter 6 mm (Maui, Hawaii)
d) Tekstur Ofitik Tekstur Ofitik yaitu tekstur batuan beku yang dibentuk oleh mineral plagioklas yang tersusun secara acak dikelilingi oleh mineral piroksen atau olivin (Gambar 1.10). Jika plagioklasnya lebih besar dan dililingi oleh mineral ferromagnesian, maka membentuk tekstur subofitic (Gambar 1.11). Dalam suatu batuan yang sama kadang-kadang dijumpai kedua tekstur tersebut secara bersamaan. Secara gradasi, kadang-kadang terjadi perubahan tektur batuan dari intergranular menjadi subofitik dan ofitik. Perubahan tektur tersebut banyak dijumpai dalam batuan beku basa-ultra basa, contoh basalt. Perubahan tekstur dari intergranular ke subofitic dalam basalt dihasilkan oleh pendinginan yang sangat cepat, dengan proses nukleasi kristal yang lebih lambat. Perubahan terstur tersebut banyak dijumpai pada inti batuan diabasik atau doleritik (dike basaltik). Jika
pendinginannya lebih cepat lagi, maka akan terjadi tekstur interstitial latit antara plagioclase menjadi gelas membentuk tekstur intersertal.
Gambar 1.10 Tekstur ofitik pada doleritik (basal); mineral plagioklas dikelilingi oleh mineral olivin dan piroksen klino
Gambar V.11 Tekstur subofitik pada basal; mineral plagioklas dikelilingi oleh mineral feromagnesian yang juga menunjukkan tekstur poikilitik
2.1.5. Komposisi Mineral pada Batuan Beku Komposisi mineral pada batuan beku ditentukan dari komposisi kimiawinya. Didasarkan atas komposisi mineral mafik dan felsik yang terkandung di dalamnya, batuan beku dapat dikelompokkan dalam tiga kelas, yaitu asam, intermediet dan basa. Batuan beku asam tersusun atas mineral felsik lebih dari 2/3 bagian; batuan
beku intermediet tersusun atas mineral mafik dan felsik secara berimbang yaitu felsik dan mafik 1/3 hingga 2/3 secara proporsional; dan batuan beku basa tersusun atas mineral mafik lebih dari 2/3 bagian (Tabel 1.4).
Nama batuan
Afinitas Mafik
Felsik
batuan
Intrusif
Ekstrusif
Vulkanik
Gabro, Asam
<1/3
>2/3
Basalt
Basalt
Andesit,
Andesit,
trakit
trakit
diabas
Intermediet
1/3-2/3
1/3-2/3
Diorit
Granit, Basa
>2/3
<1/3
Riolit, trakit Riolit, trakit syenit
Tabel V.4. Nama-nama batuan beku baik intrusi, ekstrusi dan batuan gunung api yang didasarkan atas kandungan mineral mafik dan felsiknya; mineral-mineral mafik: piroksen (olivin, klino- dan ortho-piroksen, amfibol dan biotit) dan mineral-mineral felsik: K Feldspar, kuarsa
Komposisi mineral juga dapat menunjukkan seri magma asalnya, yaitu toleeit, kalk-alkalin atau alkalin. Batuan-batuan dengan seri magma toleeit biasanya banyak mengandung mineral rendah Ca, batuan-batuan seri kalk-alkalin biasanya mengandung mineral tinggi Ca (seperti augit, amfibol dan titanit), sedangkan batuan seri alkalin banyak mengandung mineral-mineral tinggi K (seperti mineral piroksen klino). Tabel V.6 menunjukkan sifat-sifat mineral penyusun dalam seri batuan toleeit, kalk-alkalin dan alkalin. Ketiga seri batuan tersebut hanya dapat terbentuk pada tatanan tektonik yang berbeda; seri toleeit berkembang pada zona punggungan
tengah samudra (MOR); seri kalk-alkalin berkembang dengan baik pada busur magmatik; dan seri alkalin berkembang pada tipe gunung api rifting.
SERI MAGMATIK NORMS Tipe Toleeitik
Tipe Kalkalkalin
Ortopiroksen
Ortopiroksen
Tanpa Ortopiroksen
Piroksen rendah Ca
Sebagai fenokris dan massa dasar
Sebagai fenokris
Jarang
Magnetit
Terbentuk di akhir
Terbentuk di awal
Bervariasi
Oksida FeTi
Biasanya ilmenit
Magnetit dan ilmenit
Bervariasi
Amfibol
Hanya berasal dari diferensiasi silika
Melimpah, kecuali dari magma primitif
Dijumpai di semua jenis
Sifat kimia
Mg > Ca (Mg untuk Ol, OPX dan CPX)
Ca > Mg (Ca pada augit, amfibol, titanit)
Ca+Na > Mg (Ca+Na pd CPX, amfibol, aegirin, dll)
MOR
Ya
Tidak
Tidak
Busur kepulauan/ busur magmatik
Ya
Tidak
Tidak
Gunung api di belakang busur magmatik
Ya
Ya
Ya
Tipe Alkalin
Tabel V.6. Tiga tipe seri magmatik batuan beku dengan limpahan mineral penunjuknya
SiO2 (%)
Tipe magma
Nama batuan seri gunung api
Tatanan tektoniknya
< 50
Basa / mafik
Basal
Mid oceanic ridge basalt
50-65
Intermediet / menengah
Andesit
Busur kepulauan dan busur magmatik dangkal
65-70
Asam / felsik rendah Si
Dasit
Busur magmatik: lempeng benua dengan dapur magma tengah (B)
>70
Asam / felsik kaya Si
Riolit
Busur magmatik: segregasi pada lempeng benua dengan dapur magma dalam (A)
Tabel 1.7. Beberapa tipe magma dari batuan gunung api berdasarkan kandungan silika dan keterdapatannya dari tatanan tektoniknya
2.2 Batuan Sedimen
Terbentuk dari proses sedimentasi. Di dalam proses sedimentasi berlangsung proses erosi, transportasi, sedimentasi dan litifikasi. Batuan vulkanik tidak termasuk di dalam kelompok batuan sedimen, karena dihasilkan langsung dari aktivitas gunungapi, tidak ada proses erosi. Terdiri dari:
Batuan sedimen klastik; didiskripsi berdasarkan komposisi dan fraksi butirannya
Batuan sedimen non-klastik — menyesuaikan dengan kondisi batuannya
a. Batuan sedimen klastik fragmental 1. Struktur sedimen: – Masif: tidak dijumpai struktur yang lain dalam >40 cm – Gradasi: diameter butir fining up (menghalus ke atas(, dan gradasi terbalik jika diameter butir coarsing up (mengasar ke atas)
– Berlapis: memiliki struktur perlapisan >2 cm – Laminasi: perlapisan dengan tebal lapisan < 2 cm – Silangsiur: struktur lapisan saling memotong dengan lapisan yang lain, jika tebal silangsiur <2 mm disebutcrosslammination 2. Antidune: berlawanan arah dengan arah sedimentasi 3. Dune: searah dengan sedimentasi 4. Tekstur sedimen – Hubungan antar butir (kemas): terbuka / tertutup – Pemilahan/keseragaman ukuran butir (Sortasi): baik, buruk atau sedang – Diameter butir (dengan menggunakan parameter Wentworth grain size analizer) 5. Komposisi: – Fragmen: litik / kristal mineral – Matriks: lempung / lanau / pasir – Semen: silika / karbonat / oksida besi
Gambar 2.1. Klasifikasi batuansedimen (Dott, 1964 dan Raymond, 1995)
6. Contoh sayatan tipis batuan sedimen (gambar 2.2-2.5)
Gambar 2.2. Foto sayatan tipis batugamping kalkarenit pada nikol silang
Gambar 2.3. Foto sayatan tipis batugamping Ooid pada nikol silang
Gambar 2.4. Foto sayatan tipis batugamping pada nikol silang
(a)
(b)
Gambar 2.5. Foto sayatan tipis batupasir kuarsa pada nikol sejajar (a) dan nikol silang (b)
Gambar 2.6. Foto sayatan tipis Ooid (kiri) dan ilustrasinya (kanan)
2.3 Batuan Metamorf
2.3.1 Sifat Umum Batuan Metamorf Batuan
metamorf
terbentuk
dari
proses
metamorfisme.
Kata
― Metamorfisme‖ berasal dari bahasa Yunani yaitu: Meta = berubah, Morph = bentuk, jadi metamorfisme berarti berubah bentuk. Dalam geologi, hal itu mengacu pada perubahan susunan / kumpulan dan tekstur mineral, yang dihasilkan dari perbedaan tekanan dan suhu pada suatu tubuh batuan. Walaupun diagenesis juga merupakan perubahan bentuk dalam batuan o
sedimen, namun proses ubahan tersebut berlangsung pada suhu di bawah 200 C dan tekanan di bawah 300 MPa (MPa: Mega Pascals) atau sekitar 3000 atm. Jadi, o
metamorfisme berlangsung pada suhu 200 C dan tekanan 300 Mpa atau lebih tinggi. Batuan dapat terkenai suhu dan tekanan tersebut jika berada pada kedalaman yang sangat tinggi. Sebagaimana kedalamannya pusat subduksi atau kolisi.
Pertanyaannya adalah: mungkinkah batas atas metamorfisme tersebut terjadi pada tekanan dan suhu yang sama dengan proses lelehan batuan (wet partial melting ).
Saat pelelehan terjadi, justru proses ubahan yang terjadi adalah
pembentukan batuan beku ketimbang metamorfik.
a. Batuan dalam Derajad Metamorfisme 1. Serpih – terbentuk pada derajad metamorfik rendah, ditandai dengan pembentukan mineral klorit dan lempung. Orientasi lembaran silikat menyebabkan batuan mudah hancur di sepanjang bidang parallel yang disebut belahan menyerpih ( slatey cleavage), slatey cleavage berkembang pada sudut perlapisan asal (Gambar 3.1).
Gambar 3.1 Foliasi menyerpih pada tingkat metamorfisme rendah (Nelson, 2003)
2. Sekis – makin tinggi derajad metamorfisme makin besar mineral yang terbentuk. Pada tahap ini terbentuk foliasi planar dari orientasi lembaran silikat (biasanya biotit dan muskovit). Butiran-butiran kuarsa dan feldspar tidak menunjukkan penjajaran; ketidak-teraturan foliasi planar ini
disebut schistosity (Gambar 3.2).
Gambar 3.2 . Bentuk ketidak-teraturan foliasi planar (schistosity) (Nelson, 2003)
3. Gneiss – tingkat metamorfisme yang lebih tinggi, lembaran silikat menjadi tak-stabil, tumbuh.
mineral-mineral Mineral-mineral
horenblende tersebut
dan
membentuk
piroksen
mulai
kumpulan gneissic
banding dengan penjajaran tegaklurus arah gaya maksimum dari differential stress (Gambar 3.3).
Gambar 3.3. Mineral-mineral dengan tekstur gneissic banding, orientasi mineral tegak lurus dengan arah gaya maksimum (Nelson, 2003)
4. Granulite – adalah metamorfisme tingkat tertinggi, semua mineral hydrous
dan lembaran silikat menjadi tidak stabil sehingga muncul penjajaran beberapa mineral. Batuan yang terbentuk menghasilkan tekstur granulitik yang sama dengan tekstur faneritik pada batuan beku.
b. Metamorfisme Basal dan Gabbro 1. (Greenschist - Olivin, piroksen, dan plagioklas dalam basal berubah menjadi amfibol dan klorit (hijau). 2. Amphibolite – pada metamorfisme tingkat menengah, hanya mineral gelap (amfibol dan plagioklas saja yang bertahan), batuannya disebut amfibolit. 3. Granulite – pada tingkat metamorfisme tinggi, amfibol digantikan oleh piroksen dan garnet, tekstur foliasi berubah menja di tekstur granulitik.
c. Metamorfisme Batugamping dan Batupasir 1. Marmer – tidak menunjukkan foliasi 2. Quartzite - metamorfisme batupasir yang asalnya mengandung kuarsa, rekristalisasi dan pertumbuhan kuarsa menghasilkan batuan non-foliasi yang disebut kuarsit.
2.3.2. Teknik Pemerian Batuan Metamorf secara Petrografi a) Struktur Batuan 1. Foliasi
: struktur pemipihan akibat pembebanan
2. Non foliasi : tanpa adanya pemipihan b) Tekstur Batuan 1. Tekstur Poikiloblastik: sama seperti porfiroblastik, namun dicirikan oleh
adanya inklusi mineral asing berukuran halus. Gambar 3.4 adalah tektur poikiloblastik; warna orange tourmalin dan abu-abu K-feldspar, mineral berukuran halus adalah butiran-butiran kuarsa dan muscovit. Biasanya berada pada sekis mika-tourmalin.
Gambar 3.4. Tekstur poikiloblastik pada batuan metamorf
2. Tekstur Porfiroblastik: tekstur batuan metamorf yang dicirikan oleh adanya mineral berukuran besar dalam matriks / massa dasar berukuran lebih halus. Sering berada pada sekis mika-garnet.
Gambar 3.5. Tekstur porfiroblastik pada batuan metamorf
3. Tekstur Porphyroklas: tekstur batuan metamorf yang dicirikan oleh adanya kristal besar (umumnya K-feldspar) dalam massa dasar mineral yang lebih halus. Bedanya dengan porphyroblastik adalah, porphyroklastik tidak tumbuh secara in-situ, tetapi sebagai fragment sebelum mineral-mineral tersebut hancur / terubah saat prosesn metamorfisme, contoh: blastomylonit dalam
gniss granitik.
Gambar 3.6. Tekstur porfiroklastik pada batuan metamorf
4. Retrogradasi eklogit:
tekstur batuan metamorf yang dibentuk oleh adanya
mineral amfibol (biasanya horenblende) yang berreaksi dengan mineral lain. Dalam Gambar 3.7 adalah retrogradasi klinopirosen amfibole pada sisi kanan atas.
Gambar 3.7. Tekstur retrogradasi eklogit pada batuan metamorf
5. Tekstur Schistose: foliasi sangat kuat, atau terdapat penjajaran butiran, terutama mika, dalam batuan metamorf berbutir kasar.
Gambar 3.8. Tekstur schistose pada batuan metamorf
6. Tekstur Phyllitik: foliasi kuat dalam batuan metamorf berbutir halus.
Gambar 3.9. Tekstur phylitik pada batuan metamorf 7. Tekstur Granoblastik: massive, tak-terfoliasi, tekstur equigranular dalam batuan metamorf.
Gambar 3.10. Tekstur granoblastik pada batuan metamorf
Tabel 3.1 Sifat-sifat batuan metamorf
BAB III HASIL DAN PEMBAHASAN
Pada pengamatan menggunakan mikroskop polarisasi ini, lensa okuler yang digunakan sebesar 10X perbesaran, sedangkan lensa objektifnya sebesar 5X perbesaran. Sehingga perbesaran totaln ya adalah 50X dengan bilangan skala 0,02. Secara umum penampakan mikroskopis sampel batuan pada posisi nikol sejajar menampakkan warna kuning kecoklatan dengan bentuk yang euhedral hingga subhedral dan tidak memperlihatkan adanya dua perubahan warna atau lebih. Ukuran sampel batuan ini adalah 16.6 mm. Pada posisi nikol silang, mineral ini memiliki warna yang abu-abu kehitaman. Tekstur yang dimiliki pada sampel batuan ini adalah poikilitik dimana mineral-mineral yang berukuran kecil ditutupi atau dikelilingi oleh satu mineral yang berukuran besar.
Nikol Sejajar
Nikol Silang A
A
0
T.R.O
100
P
0
A
100
P
0
100
P
Komposisi Mineral yang terdapat pada sampel batuan ini antara lain Bitownite, Biotit, dan Muskovit. Dengan persentase mineral sebagai berikut:
Persentase
I (%)
II (%)
III (%)
IV (%)
Rata-Rata
Bitownit
55
80
60
35
57,5
Biotit
30
20
38
60
37
Muskovit
15
-
2
5
5,5
3.1 Sampel Mineral 1
Pada mineral pertama, secara mikroskopis pada pengamatan nikol sejajar mineral tersebut menampakkan
warna putih kekuningan, pada saat meja objek
0
diputar sebesar 90 , mineral tadi tidak menampakkan gejala pleokroisme dengan intesitas yang kuat. Pada saat di bawah mikroskop, mineral yang diamati menampakkan bentuk yang bervariasi antara euhedral sampai subhedral, bentuk euhedral-subhedral tadi menjelaskan bahwa mineral ini mengalami proses kristalisasi yang lama dan terjadi pada suhu dan temperature yang tinggi, adanya kenampakkan bentuk mineral yang euhedral-subhedral
mengakibatkan mineral
ini memiliki
indeks bias yang lebih besar dari pada indeks bias kanada balsam, (Nmin>Ncb) ini dibuktikan juga dengan menggunakan metode iluminasi miring, dimana pada saat sebagian illuminator ditutupi oleh kertas tidak tembus cahaya, maka bidang yang gelap searah dengan arah datangnya bayangan gelap yang diakibatkan oleh kertas karton. Kenampakkan bentuk mineral yang euhedral-subhedral dan indeks bias mineral yang sedang mengakibatkan bidang tepi mineral terlihat sangat jelas, sehingga dapat ditentukan bahwa relief dari mineral yang diamati adalah tinggi. Pada saat dibawah mikroskop, mineral ini tidak memberikan adanya kenampakkan belahan dengan pecahan yang tidak rata dengan ukuran 0,12 mm hingga 3 mm.
Pada posisi nikol silang, warna interferensi maksimum yang terlihat adalah abu-abu kehitaman pada bias rangkap 0,03 orde I. Sudut gelapan pada mineral ini adalah 44,5o, sehingga dapat dikatakan bahwa jenis gelapannya adalah gelapan miring. Kembaran yang terlihat ketika meja objek pada pengamatan mineral ini diputar adalah Calsbat-Albit. Sistem kristal pada mineral ini berupa monoklin dengan komposisi kimia (Ca,Na)[Al(Al,Si)Si2O8]. Pada saat keping gips di masukkan perubahan warna yang terlihat cepat dengan adanya penambahan orde dimana perubahan warnanya tidak terlalu jauh, sehingga mineral ini tergolong mineral yang Addisi-Length Fast. Berdasarkan ciri-ciri sifat optik yang telah didapatkan dari hasil pengamatan, maka dapat ditentukan nama mineral yang telah diamati adalah Bitownite.
3.2 Sampel Mineral 2
Pada mineral kedua, secara mikroskopis pada pengamatan nikol sejajar mineral tersebut menampakkan
warna kuning kecoklatan, pada saat meja objek
diputar sebesar 900, mineral tadi menampakkan gejala pleokroisme yaitu terjadinya dua perubahan warna atau disebut dengan dwikroik dengan intesitas yang kuat. Pada saat di bawah mikroskop, mineral yang diamati menampakkan bentuk yang bervariasi antara subhedral sampai anhedral, bentuk subhedral-anhedral tadi menjelaskan bahwa mineral ini mengalami proses kristalisasi yang cepat dan terjadi pada suhu dan temperature yang rendah. Mineral ini memiliki indeks bias yang lebih besar dari pada indeks bias kanada balsam (Nmin>Ncb) ini dibuktikan juga dengan menggunakan metode iluminasi miring, dimana pada saat sebagian illuminator ditutupi oleh kertas tidak tembus cahaya, maka bidang yang gelap searah dengan
arah datangnya bayangan gelap yang diakibatkan oleh kertas karton. Relief mineral ini adalah tinggi. Pada saat dibawah mikroskop, mineral ini tidak memberikan adanya kenampakkan belahan dengan pecahan yang tidak rata dengan ukuran 0,38 mm hingga 3,1 mm. Pada posisi nikol silang, warna interferensi maksimum yang terlihat adalah coklat pada bias rangkap 0,11 orde I. Sudut gelapan pada mineral ini adalah 30, sehingga dapat dikatakan bahwa jenis gelapannya adalah gelapan miring tanpa memperlihatkan adanya kembaran. Sistem kristal pada mineral ini berupa monoklin 2+
2+
3+
3+
dengan komposisi kimia (K(Mg,Fe ,Mn )[(OH,F)2|(Al,Fe ,Ti )Si3O10]). Pada saat keping gips di masukkan perubahan warna yang terlihat cepat dan tidak jauh dari warna asal dengan adanya penambahan orde sehingga mineral ini tergolong mineral yang Addisi-Length Fast. Berdasarkan ciri-ciri sifat optik yang telah didapatkan dari hasil pengamatan, maka dapat ditentukan nama mineral yang telah diamati adalah Bitownite.
3.3 Sampel Mineral 3
Pada mineral ketiga, secara mikroskopis pada pengamatan nikol sejajar mineral tersebut menampakkan
warna kuning kehijauan, pada saat meja objek
0
diputar sebesar 90 , mineral tadi menampakkan gejala pleokroisme dimana terjadi dua perubahan warna atau dwikroik dengan intesitas yang lemah. Pada saat di bawah mikroskop, mineral yang diamati menampakkan bentuk yang bervariasi antara subhedral sampai anhedral, bentuk subhedral-anhedral tadi menjelaskan bahwa mineral ini mengalami proses kristalisasi yang cepat dan terjadi pada suhu dan temperature yang rendah. Mineral ini memiliki indeks bias yang lebih besar dari
pada indeks bias kanada balsam (Nmin>Ncb) ini dibuktikan juga dengan menggunakan metode iluminasi miring, dimana pada saat sebagian illuminator ditutupi oleh kertas tidak tembus cahaya, maka bidang yang gelap searah dengan arah datangnya bayangan gelap yang diakibatkan oleh kertas karton. Relief mineral ini adalah rendah. Pada saat dibawah mikroskop, mineral ini tidak memberikan adanya kenampakkan belahan dengan pecahan yang tidak rata dengan ukuran 0,6 mm hingga 1,86 mm. Pada posisi nikol silang, warna interferensi maksimum yang terlihat adalah o
biru pada bias rangkap 0,13 orde II. Sudut gelapan pada mineral ini adalah 36,25 , sehingga dapat dikatakan bahwa jenis gelapannya adalah gelapan miring. Kembaran tidak terlihat ketika meja objek pada pengamatan mineral ini. Sistem kristal pada mineral ini berupa monoklin dengan komposisi kimia (Kal2(AlSi3O10)(F,OH)2). Pada saat keping gips di masukkan perubahan warna yang terlihat lambat dan jauh dari warna asal dengan adanya pengurangan orde sehingga mineral ini tergolong mineral yang Substraksi-Length Slow. Berdasarkan ciri-ciri sifat optik yang telah didapatkan dari hasil pengamatan, maka dapat ditentukan nama mineral yang telah diamati adalah Muscovite.
BAB IV PENUTUP
4.1 Kesimpulan
Setelah melakukan praktikum acara pengenalan mineral, maka didapatkan beberapa kesimpulan, yaitu sebagai berikut: 1. Berdasarkan sifat-sifat optik mineral yang diamati dapat diinterpretasikan bahwa nama sampel mineral pertama adalah Bitownite, mineral kedua adalah Biotit sedangkan mineral yang ketiga adalah Muscovite.
2. Sampel batuan ini bernama Monzodiorite yang dilihat dari komposisi mineralnya dimana plagioklas sekitar 57,5 %, mika sekitar 42,5%.
4.2 Saran
4.2.1
Saran Untuk Laboratorium Praktikan menyarankan agar peralatan laboratorium diperbaharui agar
tidak menyusahkan mahasiswa dalam proses praktikum.
4.2.2
Saran Untuk Asisten Praktikan menyarankan agar setiap asisten mempunyai format yang sama
dalam pembuatan laporan praktikum agar praktikan tidak bingung, terlebih bila laporan yang telah diterima oleh asisten di koreksi lagi pada saat pengumpulan laporan oleh asisten pembawa acara karena terdapat perbedaan pendapat.
DAFTAR PUSTAKA
Pada http://wingmanarrows.wordpress.com/2012/05/27/petrografi-bab-vi-petrografi batuan-vulkanik-sedimen-dan-metamorf/. Diakses pada
tanggal 26 April
2014 pukul 12.28 WITA. Pada http://ayobelajargeologi.blogspot.com/2011/12/petrografi-batuan-beku.html. Diakses pada tanggal 27 April 2014 pukul 12.57 WITA. Ria, Ulva. 2014, Mineral Optik. Laboratorium Mineral Optik : Makassar.Simon, Schuster. 1978, Rocks and Minerals. Fireside: New York.
ASISTEN
(MUH. FUJIANTO MANATI)
PRAKTIKAN
(CITRA ARYANI ANWAR)
