BUKU GEOLOGI DASAR LENGKAP.pdf

2010

GEOLOGI DASAR

RESPONSI

IDENTITAS PEMILIK : Nama

: ………………………

NPM

: ………………………

Alamat

: ……………………… ……………………..…

DEPARTEMEN PENDIDIKAN

KM HMG “ARC-SINKLIN” 2010 FAKULTAS TEKNIK GEOLOGI UNIVERSITAS PADJADJARAN

Email

: ………………………

No. Telp

: ………………………

Jika anda ingin anak anda memiliki kehidupan yang damai, biarkan mereka menderita sedikit kelaparan dan kedinginan.--- Pepatah Cina.

Tidaklah mudah menggalang kekuatan Bagi suku yang beraneka warna Syarat utama adalah kesatuan Yakinlah teman – temanku Tiada kekuatan tanpa kesatuan Bukannya kesatuan yang dipaksakan Melainkan kesatuan yanmg disadari sebagai keharusan untuk hidup Kepemimpinan bersangkutan dengan tindakan nyata tenaga, pikiran, dan waktu tercurah tak tersisa bila semua tak dapat kau cerna nurani kami bertanya haruskah kami bangga...??

∞∞∞ …dan kami telah menghamparkan bumi dan menjadikan padanya gunung – gunung dan Kami tumbuhkan padanya segala sesuatu menurut ukuran. (Al-Hijr : 19) …dan kamu liahat gunung – gunung itu, kamu sangka dia tetap di tempatnya, padahal ia berjalan sebagai jalannya awan…. (Al Qasas : 88)

Ya Allah… bina, bentuk, dan tempalah adik Kami, adik yang cukup kuat menyadari dirinya manakala dia lemah, adik yang berani untuk menghadapi dirinya manakala dia takut. Jadikanlah adik Kami seorang yang menerima kesalahannya sebagai sesuatu yang berharga, dan menganggap kemenangan sebagai sesuatu kebutuhan keksatriaannya. Bentuklah adik kami menjadi manusia yang mengerti bahwa menemukan dan mengenal pribadinya adalah dasar segala ilmu yang benar. Ya Malikul Mulki… jangan adik kami dibimbing di jalan yang enak dan lunak, tetapi di bawah desakan, tekanan, dan tantangan hidup. Bimbinglah adik Kami menjadi manusia yang berhati jernih dengan cita-cita setinggi langit, seorang adik yang mampu memimpin dirinya sebelum berhasrat memimpin orang lain, seorang adik yang menjangkau hari esok tanpa melepaskan hari-hari kemarinnya dan telah menyadari miliknya. Ya Mutakabbir… semoga adik Kami dilengkapi sedikit perasaan jenaka, agar dia dapat hidup bersungguh-sungguh tanpa menganggap dirinya terlampau serius. Berikanlah kepadanya kerendahan hati dan keagungan hakiki; Adik Kami yang tetap berdiri di atas kaki yang dahsyat, adik kami yang berbelas kasihan terhadap mereka yang gagal, dan berikanlah dia kelembutan sebagai kekuatan yang sebenarnya Kami sebagai Kakaknya memberanikan diri untuk berucap: ‘Hidup Kami tidaklah sia-sia’ (diadaptasi dari : Soldier Praying for His Son, Douglas McArthur)

KATA PENGANTAR Puji dan Syukur Kehadirat Illahi Rabbi, yang telah memberikan rahmat dan petunjuk-Nya, sehingga buku yang bersifat panduan ini dapat diselesaikan sesuai dengan harapan.

Geologi merupakan ilmu yang mempelajari bumi serta proses-proses yang berlangsung

pada

komponen-komponen

penyusunnya,

mulai

dari

waktu,

mekanisme pembentukannya sampai terbentuknya kembali komponen-komponen tersebut. Dalam mempelajari geologi, tidak cukup hanya dengan mempelajari teoriteori yang didapat di bangku kuliah saja, tetapi juga harus dapat melihat keadaan sebenarnya di lapangan, karena keadaan di lapangan jauh berbeda dengan teoriteori yang diberikan di perkuliahan.

Sebagaimana kami sadari bahwa karya ini tidak akan jauh berbeda dari pesan yang ingin disampaikan kepada adik – adik kami HMG angkatan 2010 dengan para alumni dan pendahulu kita sebelumnya, yaitu bahwa jadikan buku ini sebagai pengikat persaudaraan, selain dari materi geologi dasar yang sangat penting untuk dipahami dan dikaji.

Tentunya kajian ilmu khususnya yang berkaitan dengan ilmu geologi sangat luas dan ilmu geologi bukanlah hanya sebatas ilmu teori dan hitungan belaka, pemahaman seluruh konsep dasarnya memerlukan suatu peninjauan khusus dilapangan, dan mudah – mudahan sepenggal dan secercah torehan tinta ini dapat membantu dalam menyelami samudera ilmu geologi yang sangat luas.

Kami tidak menutup kemungkinan akan kesalahan-kesalahan kami dalam penyusunan buku panduan ini. Untuk itu kami harapkan kritik dan saran membangun dari semua pihak, mudah-mudahan buku dapat bermanfaat dan menumbuhkan kreativitas berpikir kita semua.

Kami ucapkan terima kasih kepada : 1.

Institusi beserta civitas akademika Fakultas Teknik Geologi, Universitas Padjadjaran.

2.

Bapak M. Sapari Dwi Hadian, ST., MT. dan Bapak Faisal Helmi, ST., selaku Pembina

3.

Bapak Djadjang J. Setiadi, Ir., MSc, selaku Dosen Mata Kuliah Stratigrafi yang telah banyak memberikan masukan dan kritik bagi kami.

4.

Seluruh Anggota Himpunan Mahasiswa Geologi UNPAD, terutama angkatan “Komodo” 2007 atas persaudaraan, kekeluargaan, serta canda tawanya

selama

ini......!!!!

Pastikan

hal

ini

selalu

tetap

terjaga....Amien......!!! 5.

Adik-adik kami angkatan 2010 yang telah memberikan kami cobaan, kekuatan dan keyakinan......!!!

6.

Seluruh pihak yang telah membantu kami baik dalam segi moral maupun material dalam penyusunan buku ini.

Jatinangor, Desember 2010 “HMG UNPAD 2007”

DAFTAR ISI Halaman Halaman Persembahan Halaman Khusus Curhat Kata Pengantar Daftar Isi Daftar Tabel Daftar Gambar Bagian I Pendahuluan Bagian II Batuan dan Mineral Batuan Beku Batuan Sedimen Batuan Metamorf Mineral Bagian III Struktur Geologi Perlipatan (folding) Sesar (fault) Kekar (joint) Bagian IV Fosil dan Stratigrafi Fosil Stratigrafi Bagian V Peta dan Peralatan Geologi Peta Peralatan Geologi Lapangan Daftar Pustaka Lampiran

i i ii 1 12 13 23 42 55 58 61 68 74 77 77 84 102 102 132 1411 143

DAFTAR TABEL Tabel 2.1.1 2.1.2 2.2.1 2.3.1 2.3.2 2.4.1 2.4.2 3.1.1

Klasifikasi batuan beku Contoh fisik batuan beku Skala Wentworth Diagram alir untuk identifikasi batuan metamorf Klasifikasi batuan metamorf Skala Kekerasan Mohrs Alat penguji kekerasan Klasifikasi lipatan berdasarkan rapat sudut dihedralnya

i

Halaman 17 18 29 52 54 57 57 65

DAFTAR GAMBAR Gambar 1.1.1 1.1.2 1.1.3 1.1.4 1.1.5 2.1.1 2.1.2 2.1.3 2.1.4 2.1.5 2.1.6 2.1.7 2.1.8 2.1.9 2.1.10 2.1.11 2.1.12 2.1.13 2.1.14 2.1.15 2.2.1 2.2.2 2.2.3 2.2.4 2.2.5 2.2.6 2.2.7 2.2.8 2.2.9 2.2.10 2.2.11 2.3.1 2.3.2 2.3.3 2.3.4 2.3.5

Bagan geologi beserta cabang – cabang ilmu lainnya Interior dalam bumi Aliran konveksi Tipe – tipe batas cekungan Lempeng – lempeng dunia Rock Cycle Bentuk tubuh sill Bentuk tubuh Laccolith Bentuk tubuh Lapolith Bentuk tubuh Phacolith Bentuk tubuh Dike Bentuk tubuh intrusi secara umum Deret reaksi Bowen Contoh holohyalin Contoh hipokristalin/hipohyalin Contoh holokristalin Bentuk Kristal Batuan dengan struktur vesikuler Batuan dengan struktur lava bantal Batuan dengan struktur columnar joint. Aliran lamina dan aliran turbulen Perilaku partikel dalam pergerakan fluida Bentuk butir Struktur sedimen Pemilahan batuan Klasifikasi Folk Klasifikasi Dunham Klasifikasi Embry & Klovan Struktur sedimen pada batugamping Grafik Log Simbol yang digunakan dalam pembuatan grafik log Batuan asal yang mengalami metamorfisme tingkat rendah – medium dan tingkat tinggi Kontak disekitar intrusi batuan beku Penampang lokasi batuan metamorf Fasies batuan metamorf Fasies batuan metamorf dan hubungannya dengan temperature, tekanan dan kedalaman ii

Halaman 3 7 8 11 11 12 13 13 14 14 14 15 16 19 20 20 20 21 21 22 24 25 28 31 33 37 37 38 39 40 41 42 43 44 44 45

2.3.6 2.3.7 2.3.8 2.4.1 3.1.1 3.1.2 3.1.3 3.1.4 3.1.5 3.1.6 3.1.7 3.1.8 3.1.9 3.1.10 3.1.11 3.1.12 3.1.13 3.1.14 3.1.15 3.1.16 3.1.17 4.1.1 4.1.2 4.1.3 4.2.1 4.2.2 4.2.3 4.2.4 4.2.5 4.2.6 4.2.7 4.2.8 4.2.9 5.1.1 5.1.2 5.1.3 5.1.4 5.1.5 5.1.6 5.1.7 5.1.8 5.1.9 5.1.10

Struktur batuan metamorf dan korelasinya terhadap batuan yang terbentuk Tekstur batuan metamorf Struktur pada migmatit Macam – macam mineral Jenis-jenis deformasi Jenis deformasi batuan Gaya yang berlawanan arah, tapi bekerja dalam satu garis Gaya yang berlawanan arah, tapi bekerja dalam satu bidang Gaya yang berlawanan arah, tapi bekerja pada kedua ujung Kedudukan bidang,garis dan sudut dalam ruang Mekanisme terjadinya perlipatan Unsur struktur lipatan Jenis-jenis lipatan Geometri chevron fold Rekonstruksi lipatan Unsur geometri patahan Arah tegasana yang bekerja pada patahan Jenis-jenis patahan Hubungan kekar dengan arah gaya yang bekerja Jenis - jenis kekar Jenis kekar berdasarkan kedudukannya Macam – macam pengawetan fosil Sistem pengawetan fosil Jejak fosil Kolom stratigrafi Initial horizontality Lateral continuity Prinsiple of cross cutting relationship Perlapisan Unconformity Pembentukan Disconformity Pembentukan Nonconformity Skala waktu Geologi Bagian – bagian kontur Proyeksi peta topografi Macam - macam pola pengaliran Simbol litologi dalam peta geologi Simbol – symbol dalam peta geologi Hukum “V” Penyelesaian secara grafis terhadap metode tiga titik Blok diagram penyelesaian metode 3 titik tipe kedua Penelusuran kontak suatu bidang melalui topografi Bagian – bagian kompas geologi iii

47 49 51 56 58 59 59 59 60 61 62 63 66 66 67 69 71 72 75 75 76 78 79 79 86 87 87 88 90 94 95 96 99 108 111 114 120 121 122 127 128 131 133

I HEAR AND I FORGET I SEE AND I REMEMBER I DO AND I UNDERSTAND THERE IS NO RIGHT OR WRONG IN INTERPRETATION. INSTEAD, THERE IS A MAKE-SENSE INTERPRETATION OR A NOT MAKESENSE INTERPRETATION

iv

BAB

Pendahuluan Kebanyakan orang mengatakan bahwa kecerdasanlah yang melahirkan seorang ilmuwan besar. Mereka salah, karakterlah yang melahirkannya. (Albert Einstein)

Geologi berasal dari bahasa Yunani yaitu geo (bumi) dan logos (ilmu). Jadi Geologi dapat diartikan sebagai ilmu yang mempelajari tentang Bumi, meliputi proses-proses yang berlangsung atau dinamika, dan pengaruhnya terhadap Bumi itu sendiri. Secara lebih terperinci, geologi adalah ilmu pengetahuan yang mempelajari material penyusun kerak bumi, proses-proses yang berlangsung selama dan atau setelah pembentukannya, serta makhluk hidup yang pernah ada atau hidup di bumi. Cabang-cabang geologi: • Petrologi Studi tentang batuan (batuan beku, batuan sedimen, dan batuan metamorf), asal mula pembentukannya, klasifikasinya, tempat pembentukan dan pengendapannya, serta penyebarannya baik di dalam maupun di permukaan bumi. • Mineralogi Studi tentang mineral, cara mendeskripsi suatu mineral pembentuk batuan secara megaskopis (melalui sifat fisiknya, seperti belahan, goresan, kilap, dan lain-lain) dan menentukan nama mineral dari hasil deskripsi tersebut dan kegunaan mineral. • Sedimentologi Studi yang mempelajari batuan sedimen, meliputi pembentukan batuan sedimen dan proses sedimentasinya. Mempelajari, mengenali dan menafsirkan struktur sedimen, macam model fasies, dan lingkungan pengendapannya. • Geomorfologi Studi tentang bentang-alam (morfologi alam), mempelajari prinsip-prinsip geomorfologi dalam kaitannya dengan geologi serta mengidentifikasi ragam

BAB I Pendahuluan

bentang-alam, juga mempelajari deskripsi bentang-alam dan aplikasi geomorfologi untuk penelitian dan pemetaan. • Geologi struktur Studi mengenai perubahan bentuk-bentuk kerak bumi yang diakibatkan oleh adanya proses gerak pada bumi itu sendiri sehingga menghasilkan struktur geologi berupa lipatan, patahan, kekar dan lain-lain. • Paleontologi Studi tentang segala aspek kehidupan masa lampau berupa fosil, baik makro maupun mikro, yang ditemukan dalam batuan. Dapat digunakan untuk menentukan umur relatif dan lingkungan pengendapan serta menjelaskan perubahan-perubahan geologi sepanjang sejarah bumi. • Stratigrafi Studi tentang urut-urutan perlapisan batuan, pemeriannya, dan proses-proses sepanjang sejarah pembentukan perlapisan batuan tersebut. • Geologi Terapan Penerapan geologi untuk kepentingan manusia pada bidang tertentu, misalnya: Geologi Pertambangan, Geologi Batubara, Geologi Minyak dan Gas Bumi, Hidrogeologi, Geofisika, Geotermal, Geologi Teknik, dan sebagainya.

Divisi Akademik HMG 2010

|2

BAB I Pendahuluan

Gambar 1.1.1 Bagan geologi beserta cabang-cabang ilmu lainnya. (Hirnawan, 2000, Geologi UNPAD)

Sejarah Ilmu Geologi Bangsa Yunani sejak 2300 tahun yang lalu telah menulis tentang fosil, batu permata, gempabumi, dan gunungapi. Filsuf yang paling menonjol adalah Aristoteles. Beliau mengatakan bahwa batuan terbentuk karena pengaruh bintang-bintang dan gempabumi terjadi akibat meledaknya udara yang padat di bumi karena adanya proses pemanasan oleh pusat api. Frank D. Adams mengatakan dalam “Geological Sciences” (New York: Devor, 1938) bahwa : “Selama masa-masa pertengahan Aristoteles dihormati sebagai kepala dan pimpinan semua filosof, yang pendapatnya pada subyek apapun merupakan hokum dan merupakan hasil akhir.”


|3

BAB I Pendahuluan

Katastrofisme Baron Georges Cuvier (1810), berkebangsaan Perancis, melihat adanya kenyataan bahwa pada masa lampau telah terjadi kepunahan beberapa spesies flora dan fauna yang kemudian timbul kembali spesies flora dan fauna yang baru. Semua peristiwa tersebut terjadi karena adanya bencana (catastroph) secara mendadak dengan sangat dahsyat dan berlangsung di seluruh muka bumi. Konsep ini dikenal sebagai teori Malapetaka atau Katastrofisme (Catastrophism).

(B. G. Cuvier)

Uniformitarianisme Akhir abad ke-18 dianggap sebagai permulaan geologi modern. James Hutton (1795), seorang ahli fisika Skotlandia, bapak geologi modern, menerbitkan buku Theory of the Earth. Dimana ia mencetuskan: “The present is the key to the past.”

(James Hutton)

Kejadian yang terjadi sekarang ini, berlangsung pula pada masa lalu. Proses di Bumi terjadi secara berulang-ulang. Maka saat ini ditambahkan pula : The present is the key to the future.

Charles Lyell (1797–1875) membuat sebelas edisi dari hasil pekerjaan besarnya, antara lain : Principles of Geology (Prinsip-prinsip Geologi). Buku ini berusaha menjelaskan perubahan-perubahan lebih lanjut dari permukaan bumi, dengan referensi dari sebabsebab yang berlaku sekarang. Ia mengilustrasikan konsep-konsep kesamaan dari alam sesuai dengan waktu. Ia dapat memperlihatkan bahwa proses-proses geologi yang dapat diamati sekarang dapat disimpulkan berlaku juga pada masa lalu. Walaupun teori uniformitarianisme tidak dimulai dari Lyell, dia adalah orang yang lebih sukses dalam menginterpretasi dan mempublikasikan pada masyarakat luas. INTERIOR BUMI Secara umum, bumi terdiri dari daratan (benua, pulau-pulau, lembah-lembah, dan pegunungan) serta lautan (lembah, palung, dan pegunungan bawah laut). Puncak gunung tertinggi 8,850 m dpl (Mount Everest, Pegunungan Himalaya), sedangkan palung yang terdalam mencapai kedalaman 11.033 m di bawah permukaan laut (Palung Mariana). Divisi Akademik HMG 2010

|4

BAB I Pendahuluan

Susunan interior bumi diketahui berdasarkan informasi seismologi. Berdasarkan penyelidikan H. Jeffreys dan K. E. Bullen (1932-1942) yang mengacu pada penyelidikan E. Wiechert (1890-an) dengan menggunakan cepat rambat gelombang P dan S, didefinisikan pembagian bentuk dalam (lapisan-lapisan) dari interior bumi. Struktur dalam bumi dibedakan secara komposisi dan rheologi. Struktur dalam bumi berdasarkan komposisinya: 1. Inti bumi (Core) Terletak mulai dari kedalaman 2.883 km sampai ke pusat bumi. Densitasnya berkisar dari 9,5 gr/cc di dekat mantel dan membesar kea rah pusat hingga 14,5 gr/cc. Berdasarkan besarnya densitas ini, inti bumi diperkirakan memiliki campuran dari unsur-unsur yang memiliki densitas besar, yaitu Nikel (Ni) dan besi (Fe). Oleh karena itu, inti bumi juga sering disebut sebagai lapisan Nife. a. Inti dalam (inner core) Kedalaman 5.140-6.371 km. Berfasa padat, berat, dan sangat panas. b. Inti luar (outer core) Kedalaman 2.883-5.140 km. Berfasa cair dan sangat panas. 2. Mantel (Mantle) Merupakan lapisan yang menyelubungi inti bumi. Merupakan bagian terbesar dari bumi, 82.3 % dari volume bumi dan 67.8 % dari massa bumi. Ketebalannya 2.883 km. Densitasnya berkisar dari 5.7 gr/cc di dekat inti dan 3.3 gr/cc di dekat kerak bumi. 3. Kerak bumi (Crust) Merupakan lapisan terluar yang tipis, terdiri batuan yang lebih ringan dibandingkan dengan batuan mantel di bawahnya. Densitas rata-rata 2.7 gr/cc. Ketebalannya tidak merata, perbedaan ketebalan ini menimbulkan perbedaan elevasi antara benua dan samudera. Pada daerah pegunungan ketebalannya > 50 km dan pada beberapa samudera < 5 km. berdasarkan data kegempaan dan komposisi material pembentuknya, para ahli membagi menjadi kerak benua dan kerak samudera.

a.

b.

Kerak benua, terdiri dari batuan granitik, ketebalan rata-rata 45 km, berkisar antara 30–50 km. Kaya akan unsur Si dan Al, maka disebut juga sebagai lapisan SiAl. Kerak samudera, terdiri dari batuan basaltik, tebalnya sekitar 7 km. Kaya akan unsur Si dan Mg, maka disebut juga sebagai lapisan SiMa.


|5

BAB I Pendahuluan

Bumi berdasarkan kajian rheologi: 1. Mesosfir Lapisan padat dalam mantel yang memiliki kekuatan relatif tinggi dinamakan mesosfir (lapisan menengah, intermediate or middle sphere). Lapisan ini terletak antara batas inti dan mantel (kedalaman 2.883 km) hingga kedalaman sekitar 350 km. 2. Astenosfir Lapisan mantel bagian atas, pada kedalaman antara 350 km – 100 km di bawah permukaan bumi, adalah lapisan yang dinamakan asthenosphere (lapisan lemah, weak sphere). Keseimbangan suhu dan tekanan di sini sedemikian rupa sehingga menjadikan materialnya dalam keadaan mendekati titik leburnya. Para ahli geologi menyatakan bahwa batuan di mesosfir dan astenosfir mempunyai komposisi yang sama. Perbedaan satu-satunya hanyalah pada sifat fisiknya, kekuatan. 3. Litosfir Terletak di atas astenosfir, lapisan setebal 100 km dari permukaan bumi ini merupakan lapisan yang batuannya lebih dingin, lebih kuat, dan lebih kaku (rigid) dibandingkan astenosfir yang plastis. Lapisan terluar yang keras ini meliputi mantel bagian atas dan seluruh kerak bumi. Komposisi kerak dan mantel memang berbeda, namun yang membedakan litosfir dan astenosfir adalah kuat batuan (rock strength), bukanlah komposisinya. Bidang-bidang diskontinu 1. Bidang Moho Seorang ahli seismologi Yugoslavia, Andrija Mohorovicic, mempelajari data gempa dan menjumpai kecepatan gelombang gempa yang naik dengan tiba-tiba di bawah kedalaman 50 km. Bidang batas perubahan atau bidang diskontinuitas ini ternyata merupakan bidang batas antara lapisan kerak bumi dan mantel atas. Maka, bidang batas ini dikenal dengan sebutan Bidang Mohorovicic atau Bidang Moho. 2. Bidang Gutenberg Beberapa tahun kemudian, seorang ahli gempa Jerman, Beno Gutenberg, menemukan batas lain. Bidang dimana gelombang P dibelokkan, atau bidang antara mantel dengan inti bumi disebut bidang diskontinu Gutenberg atau bidang Gutenberg.


|6

BAB I Pendahuluan

Gambar 1.1.2 Interior dalam bumi (Skinner et al., 2004)

Kerak bumi yang merupakan bagian teratas dari interior bumi yang langsung kontak dengan oksigen dan merupakan tempat akumulasi mineral-mineral batuan merupakan sasaran utama dari ilmu genesa endapan bahan galian untuk dapat mengetahui sebaran mineral-mineral berharga. Keterdapatan mineral-mineral berharga tersebut sangat bergantung pada jumlah (konsentrasi) mineral-mineralnya, serta letak dan bentyk endapannya. Kerak bumi merupakan padatan yang relative dingin, rapuh, dan kaku (rigid) dengan massa jenis lebih rendah sehingga seolah-olah mengapung di atas mantel. Ini adalah bagian yang berada di permukaan bumi hingga kedalaman ± 100 km. Karena adanya perbedaan panas yang sangat tinggi antara bagian bumi yang tengah dengan bagian bumi yang lebih luar, maka akan terjadi perbedaan tekanan dimana tekanan pada bagian dalam lebih besar, sehingga pergerakan magma akan menghasilkan aliran konveksi di dalam mantel. Lelehan magma yang lebih panas akan bergerak ke atas dan lelehan magma yang lebih dingin akan tenggelam (seperti gerakan aliran konveksi air pada waktu kita memanaskan air di atas kompor). Divisi Akademik HMG 2010

|7

BAB I Pendahuluan

Gambar 1.1.3. Aliran konveksi pada air di atas kompor dan aliran konveksi magma

Akibat aliran konveksi lelehan magma tersebut, lapisan kerak bumi yang padat dan relative rapuh yang ada di atasnya (mengapung) ikut bergerak sesuai dengan gerakan lelehan magma. Pada suatu tempat tertentu, lapisan kerak bumi akan retak dan bergerak saling menjauh, dan rekahan yang ditinggalkannya akan segera terisi oleh lelehan magma yang kemudian juga akan membeku (disebut sebagai daerah regangan dimana lempengan kerak bumi yang saling berdekatan menjauh), contoh Mid Oceanic Ridges yang berada di dasar samudra Atlantik, dan rifting yang terjadi antara benua Afrika dengan Jazirah Arab yang membentuk Laut Merah. Pada bagian bumi lain akan terjadi tumbukan antara lempeng-lempeng yang saling mendekat. Lempeng yang relatif lebih tipis (lempeng samudera) akan menunjam ke bawah lempeng benua yang relatif lebih tepal, zona ini disebut sebagai zona subduksi (subduction zone). Contohnya adalah zona subduksi yang memanjang dari Sumatra, Jawa, hingga ke Nusa Tenggara Timur. Pada bagian yang menunjam akan meleleh menjadi magma dan bagian dari lempeng yang lain akan mengalami perlipatan, pengangkatan, dan pensesaran. Dengan adanya retakan/bukaan akibat terbentuknya sesar-sesar tersebut, maka pada bagian-bagian tertentu pada zona tersebut kadang-kadang diterobos oleh lelehan magma panas dari mantel dan membentuk kantong-kantong magma, yang disebut sebagai dapur magma (magma chamber). Jika penerobosan tersebut berlangsung hingga mencapai permukaan bumi, maka terjadilah pembentukan deretan gunungapi. Magma yang keluar akan menghasilkan material hasil letusan gunungapi yang berupa tuff, lahar, maupun menghasilkan aliran lava panas yang akan membentuk batuan lava di permukaan. Magma yang tidak


|8

BAB I Pendahuluan

mencapai permukaan akan membeku di dalam bumi membentuk bermacam-macam jenis batuan beku.

TEORI TEKTONIK LEMPENG Teori Tektonik Lempeng berasal dari Hipotesis Pergeseran Benua (continental drift) yang dikemukakan Alfred Wegener (1912), dan dikembangkan lagi dalam bukunya “The Origin of Continents and Oceans” (1915). Ia mengemukakan bahwa benua-benua yang sekarang ada dulu adalah satu bentang muka yang bergerak menjauh sehingga melepaskan benua-benua tersebut dari inti bumi seperti 'bongkahan es' dari granit yang bermassa jenis rendah yang mengambang di atas lautan basal yang lebih padat. Teori ini mengatakan bahwa kerak-kerak bumi tidak bersifat permanen, tetapi bergerak secara mengapung, mulai diperkenalkan pada awal abad ke-20. Setelah melalui berbagai perdebatan selama beberapa tahun, teori ini awalnya ditolak oleh sebagian besar ahli ilmu bumi. Namun, selama periode tahun 1950-an hingga 1960-an banyak bukti-bukti yang ditemukan oleh para peneliti yang mendukung teori tersebut, sehingga teori yang sudah pernah ditinggalkan ini mulai diperhatikan kembali. Pada tahun 1968, teori tentang kontinen mengapung telah diterima secara luas, dan selanjutnya disebut Teori Tektonik Lempeng “Plate Tectonic”. Teori tektonik lempeng mempelajari hubungan antara deformasi dengan keberadaan dan pergerakan lempeng di atas mantel atas yang plastis. Batas-batas Lempeng Batas-batas lempeng ada tiga macam, dibedakan dari jenis pergerakannya, yaitu: 1. Divergen Lempeng-lempeng bergerak saling menjauh, menyebabkan naiknya material dari mantel bumi dan membentuk lantai samudera baru yang luas. Contoh: Mid Oceanic Ridges yang berada di dasar samudra Atlantik, dan rifting yang terjadi antara benua Afrika dengan Jazirah Arab yang membentuk Laut Merah.


|9

BAB I Pendahuluan

2. Konvergen Lempeng-lempeng bergerak saling mendekat. a. Subduksi (Subduction) Lempeng benua dengan lempeng samudera. Pada peristiwa ini, lempeng samudera menunjam ke bawah dengan sudut 45° atau lebih, menyusup di bawah lempeng benua. Contoh: palung (trench) yang memanjang dari Sumatra, Jawa, hingga ke Nusa Tenggara Timur akibat tumbukan antara lempeng benua Asia Tenggara dengan lempeng samudra Hindia– Australia.

b.

Obduksi (Obduction) Kenampakan dimana kerak benua menunjam di bawah kerak samudera. Ada beberapa hipotesis tentang mula terjadi obduksi, yang paling memungkinkan adalah bahwa diawali oleh penunjaman kerak samudera dengan kerak benua di belakangnya. Penunjaman bisa terjadi karena perubahan dari batas lempeng divergen menjadi konvergen. Kelanjutan penunjaman membawa kerak benua berbenturan dengan kerak samudera dan pada awalnya, kerak samudera naik ke atas kerak benua, sebelum akhirnya penunjaman di tempat itu berhenti dan berpindah ke tempat lain yang dapat mengakomodasi konvergensi antar lempeng. c. Collision Lempeng benua bertemu dengan lempeng benua. Kedua lempeng tersebut tidak ada yang tertunjam karena keduanya memiliki massa jenis yang sama, hal ini mengakibatkan pembentukan pegunungan lipatan yang biasanya sangat tinggi. Contoh : pegunungan Himalaya yang diakibatkan interaksi antara lempeng Eurasia dengan India. 3. Transform Lempeng-lempeng bergerak saling berpapasan, tanpa membentuk atau merusak litosfir, menghasilkan suatu sesar mendatar jenis Strike Slip Fault. Contoh : sesar San Andreas di Amerika Serikat yang merupakan pergeseran lempeng samudra Pasifik dengan lempeng benua Amerika Utara.


| 10

BAB I Pendahuluan

Gambar 1.1.4. Tipe-tipe batas lempeng

Gambar 1.1.5. Lempeng-lempeng dunia Divisi Akademik HMG 2010

| 11

BAB

Batuan dan Mineral “The difference between a successful person and others is not a lack of strength, not a lack of knowledge, but rather in a lack of will.” Vince Lombardi

Dalam The Penguin Dictionary of Geology, yang dinamakan dengan batuan (rock) adalah material penyusun kerak bumi yang tersusun baik oleh satu jenis mineral (monomineralic) maupun oleh banyak jenis mineral (polymineralic). Berdasarkan proses terjadinya batuan dibagi menjadi 3, yaitu: 1. Batuan beku (Igneous rock) 2. Batuan sedimen (Sedimentary rock) 3. Batuan metamorf/malihan (Metamorphic rock)

Gambar 2.1.1 Rock Cycle

BAB 2 Batuan dan Mineral

2.1 BATUAN BEKU (IGNEOUS ROCK) Batuan ini adalah jenis batuan yang terbentuk dari magma yang mendingin dan mengeras, dengan atau tanpa proses kristalisasi, baik di bawah permukaan maupun di atas permukaan. Magma merupakan cairan silikat kental dan pijar yang bersifat mobile dengan suhu berkisar 1500-2500ºC terdapat pada kerak bumi bagian bawah.

JENIS – JENIS BATUAN BEKU Jenis Batuan beku berdasarkan genetiknya 1. Batuan beku intrusif Batuan beku yang berasal dari pembekuan magma di dalam bumi, disebut juga dengan batuan plutonik. Berdasarkan kontak dengan batuan sekitarnya, tubuh batuan beku intrusi dibagi ke dalam dua kelompok, yaitu: a. Konkordan, yaitu intrusi yang sejajar dengan perlapisan batuan di sekitarnya, antara lain: 1. Sill: intrusi yang melembar (sheetlike) sejajar dengan batuan sekitar dengan ketebalan beberapa milimeter sampai beberapa kilometer.

Gambar 2.1.2 bentuk tubuh sill

2.

Laccolith: sill dengan bentuk kubah (planconvex) di bagian atasnya.

Gambar 2.1.3 bentuk tubuh Laccolith Divisi Akademik HMG 2010

| 13


3.

Lopolith: bentuk lain dari sill dengan ketebalan 1/10 sampai 1/12 dari lebar tubuhnya dengan bentuk seperti melensa dimana bagian tengahnya melengkung ke arah bawah karena elastisitas batuan di bawahnya lebih lentur.

Gambar 2.1.4 bentuk tubuh lapolith

4.

Phacolith: massa intrusi yang melensa yang terletak pada sumbu lipatan.

Gambar 2.1.5 bentuk tubuh phacolith

b.

Diskordan, intrusi yang memotong perlapisan batuan di sekitarnya, antara lain: 1. Dike: intrusi yang berbentuk tabular yang memotong struktur lapisan batuan sekitarnya.

Gambar 2.1.6 bentuk tubuh dike Divisi Akademik HMG 2010

| 14


2. 3.

Batholith: intrusi yang tersingkap di permukaan, berukuran >100km2, berbentuk tak beraturan, dan tak diketahui dasarnya. Stock: intrusi yang mirip dengan batholith, dengan ukuran yang tersingkap di permukaan <100km2.

Gambar 2.1.7 Bentuk tubuh intrusi secara umum

2. Batuan beku ekstrusi Batuan beku yang berasal dari pembekuan magma baik di daratan maupun di bawah permukaan laut yang disebut juga dengan batuan vulkanik.

Jenis Batuan beku berdasarkan kandungan silika Berdasarkan kandungan silikanya, batuan beku terbagi atas: 1. Batuan beku asam: silika > 65% 2. Batuan beku menengah: silika 65-52% 3. Batuan beku basa: silika 52-45% 4. Batuan beku ultrabasa: silika < 45% Jenis Batuan Beku berdasarkan indeks warna Berdasarkan indeks warna/komposisi mineral gelapnya (mafic), maka batuan beku terbagi atas: 1. Leucocratic: batuan beku dengan kandungan mineral mafic berkisar 0-30% 2. Mesocratic: batuan beku dengan kandungan mineral mafic berkisar 30-60% 3. Melanocratic: batuan beku dengan kandungan mineral mafic berkisar 60-90% 4. Hypermelanic: batuan beku dengan kandungan mineral mafic berkisar 90-100% Divisi Akademik HMG 2010

| 15


REAKSI DERET BOWEN Pada saat magma mengalami penurunan suhu akibat perjalanan ke permukaan bumi, maka mineral-mineral akan terbentuk. Peristiwa tersebut dikenal dengan peristiwa penghabluran. Berdasarkan penghabluran mineral-mineral silikat (magma), oleh N.L.. Bowen (kanada) disusun suatu seri yang dikenal dengan Bowen’s Reaction Series

Gambar 2.1.8 Deret reaksi bowen

Catatan !!    

Apabila temperatur magma turun hingga mencapai titik jenuhnya maka magma tersebut mulai mengkristal Unsur-unsur yang sukar larut akan mengkristal terlebih dahulu, misalnya mineral asesoris (apatit, zirkon, ilmenit, magnetit, rutil, titanit, chromit dll) Mineral utama pembentuk batuan yang mula-mula mengkristal adalah olivin, Mg piroksen (ortho piroksen), klino piroksen, amfibol, plagioklas dst  Deret Bowen Unsur-unsur yang mudah larut akan mengkristal paling akhir dan akan terjebak di sekitar kristal yang telah terbentuk dahulu.

Dari Deret Bowen ini dikenal dua kelompok mineral utama pembentuk batuan, yaitu: 1.

Mineral mafic, mineral-mineral utama pembentuk batuan yang bewarna gelap, hal ini disebabkan oleh kandungan kimianya, yaitu Magnesium dan Ferrum Divisi Akademik HMG 2010

| 16


(Mafic=Magnesium Ferric). Yang termasuk mineral ini adalah: olivin, piroksen, amfibol, dan biotit. Mineral felsic, mineral-mineral utama pembentuk batuan beku yang bewarna terang, hal ini disebabkan oleh kandungan kimianya, yaitu feldspar + lenad (mineral-mineral feldsparthoid) + silika. Yang termasuk mineral ini adalah: plagioklas, kalium feldspar (potassium feldspar), muskovit dan kuarsa.

2.

Mineral pembentuk batuan beku berdasarkan kejadiannya, dibedakan menjadi : 1. Mineral Primer:Terjadi pada saat proses pembentukan batuan. 2. Mineral Sekunder : Terbentuk pada saat setelah proses pembekuan batuan (leburan silikat) berakhir. KLASIFIKASI BATUAN BEKU Sifat

Kandungan Silika (%)

Kandungan Mineral Mafic (%)

Indeks Warna

Asam

>65

0-30

Leucocratic

Menengah

65-52

30-60

Mesocratic

Basa Ultrabasa

52-45 < 45

60-90 90-100

Melanocratic Hypermelanic

Nama Batuan Intrusi

Ekstrusi

Granit Adamelit Granodiorit

Ryolit Ryodasit Dasit

Syienit Diorit Monzonit

Trachyt Andesit Trachyt andesit

Gabro Peridotit

Basalt Dunit

Tabel 2.1.1 Klasifikasi batuan beku

CONTOH GAMBAR BATUAN BEKU Nama Batuan Intrusi

Ekstrusi

Granit

Ryolit


| 17


Granodiorit

Dasit

Syienit

Trachyt

Diorit

Andesit

Gabro

Basalt

Peridotit

Dunit

Tabel 2.1.2 Contoh fisik batuan beku Divisi Akademik HMG 2010

| 18


Deskripsi Batuan Beku 1. Nama batuan 2. Warna Warna terbagi dua, yaitu: a. Warna Segar : warna segar adalah warna yang belum terkontaminasi oleh lingkungan sekitar (warna di bagian dalam batu). b. Warna Lapuk : warna lapuk adalah warna yang telah terkontaminasi oleh lingkungan sekitar (warna dibagian luar batu). 3. Komposisi mineral Dapat ditentukan berdasarkan indeks warnanya, apakah leucocratic, mesocratic, melanocratic, atau hypermelanic. Lihat juga komposisi mineral pembentuk batuannya, misalnya: kuarsa, plagioklas, dll. 4. Tekstur (properties of individual grain) Tekstur dibagi lagi menjadi: a. Granularitas (grain size) Granularitas terbagi tiga, yaitu: i. Afanitik: berbutir halus atau besar butiran (phenocryst) < 1mm, tidak dapat dilihat dengan mata telanjang. ii. Porfiritik: berbutir sedang atau besar butiran (phenocryst) 1-5mm, dapat dilihat dengan bantuan loupe. iii. Faneritik: berbutir kasar atau besar butiran (phenocryst) > 5mm, dapat dilihat dengan mata telanjang. b. Derajat Kristalisasi Umumnya menunjukkan kecepatan pendinginan. Derajat Kristalisasi terbagi tiga, yaitu: i. Holohyalin: secara keseluruhan tersusun atas gelas/massa dasar. Hal ini terjadi karena pendinginan cepat.

Gambar 2.1.9 contoh holohyalin


| 19


ii.

Hipokristalin/Hipohyalin: tersusun atas kristal (phenocryst) dan gelas (groundmass).

Gambar 2.1.10 contoh hipokristalin/hipohyalin

iii.

Holokristalin: secara keseluruhan tersusun atas kristal (phenocryst). Hal ini terjadi karena pendinginan lambat.

Gambar 2.1.11 contoh holokristalin

c.

Bentuk Kristal Umumnya menunjukkan rangkaian kristalisasi. Bentuk kristal terbagi tiga, yaitu: i. Euhedral: bentuk kristalnya masih utuh (apakah ia kubik, monoklin, triklin atau yang lainnya). ii. Subhedral: bentuk kristalnya sebagian tidak utuh. iii. Anhedral: bentuk kristalnya sudah tidak utuh lagi sehingga tidak dapat dilihat apakah ia kubik, monoklin, atau yang lainnya.

Keterangan: A: Anhedral B: Subhedral C: Euhedral

Gambar 2.1.12 Bentuk kristal


| 20


5. Struktur - Masif: secara keseluruhan kenampakan batuan terlihat seragam/ monoton. - Vesikuler: pada massa batuan terdapat lubang-lubang kecil yang berbentuk bulat atau elips dengan penyebaran yang tidak merata. Lubang ini merupakan ruang tempat gas terperangkap pada waktu magma membeku.

Gambar 2.1.13 Batuan dengan struktur vesikuler

- Amigdaloidal: vesikuler yang telah terisi oleh mineral sekunder. - Scorius: vesikuler yang penyebarannya merata. - Lava bantal (Pillow lava): lava yang memperlihatkan struktur seperti kumpulan bantal, Ini disebabkan karena ia terbentuk di laut (gunungapi bawah laut).

Gambar 2.1.14 Batuan dengan struktur lava bantal


| 21


- Columnar joint: struktur yang memperlihatkan bentuk seperti kumpulan tiang, ini disebabkan adanya kontraksi saat proses pendinginannya.

Gambar 2.1.15 Batuan dengan struktur columnar joint

6. Bentuk tubuh/kenampakan di lapangan Apakah ia intrusi atau ekstrusi, lihat perbedaannya dari tekstur batuan dan strukturnya.


| 22


2.2 Batuan Sedimen (Sedimentary Rock) Kata

sedimen

berasal

dari

bahasa

latin

sedimentum,

yang

berarti

“penenggelaman” atau secara sederhana dapat diartikan dengan “endapan”, yang digunakan untuk material padat yang diendapkan oleh fluida. Batuan sedimen adalah batuan yang terbentuk sebagai hasil dari rombakan batuan lainnya (batuan beku, batuan metamorf, atau batuan sedimen itu sendiri) melalui proses pelapukan (weathering), erosi, pengangkutan (transport), dan pengendapan, yang pada akhirnya mengalami proses litifikasi atau pembatuan. Mekanisme lain yang dapat membentuk batuan sedimen adalah proses penguapan (evaporasi), longsoran, erupsi gunungapi. Batuan sedimen hanya menyusun sekitar 5% dari total volume kerak bumi. Tetapi karena batuan sedimen terbentuk pada permukaan bumi, maka meskipun jumlahnya relatif sedikit akan tetapi dalam hal penyebaran batuan sedimen hampir menutupi batuan beku dan metamorf. Batuan sedimen menutupi sekitar 75% dari permukaan bumi.

Pelapukan Pelapukan atau weathering (weather) merupakan perusakan batuan pada kulit bumi karena pengaruh cuaca (suhu, curah hujan, kelembaban, atau angin). Karena itu pelapukan adalah penghancuran batuan dari bentuk gumpalan menjadi butiran yang lebih kecil bahkan menjadi hancur atau larut dalam air. Pelapukan dapat dibagi menjadi 3, yaitu: 1.

Pelapukan fisika, adalah proses dimana batuan hancur menjadi bentuk yang lebih kecil oleh berbagai sebab, tetapi tanpa adanya perubahan komposisi kimia dan kandungan mineral batuan tersebut yang signifikan.

2.

Pelapukan kimia, adalah proses dimana adanya perubahan komposisi kimia dan mineral dari batuan.

3.

Pelapukan biologi, Penyebabnya adalah proses organisme yaitu binatang tumbuhan dan manusia, binatang yang dapat melakukan pelapukan antara lain cacing tanah, serangga. Divisi Akademik HMG 2010

| 23


Erosi Erosi adalah suatu pengikisan dan perubahan bentuk batuan, tanah atau lumpur yang disebabkan oleh kekuatan air, angin, es, pengaruh gaya berat dan organisme hidup. Erosi tidak sama dengan pelapukan, yang mana merupakan proses penghancuran mineral batuan dengan proses kimiawi maupun fisik, atau gabungan keduanya.

Transportasi Transportasi adalah pengangkutan suatu material (partikel) dari suatu tempat ke tempat lain oleh suatu gerakan media (aliran arus) hingga media dan material terhenti (terendapkan). Media transportasi (fluida) antara lain gravitasi, air, es, dan udara. Gerakan fluida dapat terbagi ke dalam dua cara yang berbeda. 1.

Aliran laminar, semua molekul-molekul di dalam fluida bergerak saling sejajar terhadap yang lain dalam arah transportasi. Dalam fluida yang heterogen hampir tidak ada terjadinya pencampuran selama aliran laminar.

2.

Aliran turbulen, molekul-molekul di dalam fluida bergerak pada semua arah tapi dengan jaring pergerakan dalam arah transportasi. Fluida heterogen sepenuhnya tercampur dalam aliran turbulen.

Gambar 2.2.1 Aliran Lamina dan aliran turbulen Divisi Akademik HMG 2010

| 24


Partikel semua ukuran digerakkan di dalam fluida oleh salah satu dari tiga mekanisme 1.

Menggelinding (rolling) di dasar aliran udara atau air tanpa kehilangan kontak dengan permukaan dasar.

2.

Saltasi (saltation), bergerak dalam serangkaian lompatan, secara periode meninggalkan permukaan dasar dan terbawa dengan jarak yang pendek di dalam tubuh fluida sebelum kembali ke dasar lagi.

3.

Suspensi (suspension),

turbulensi di dalam aliran dapat menghasilkan

gerakan yang cukup untuk menjaga partikel bergerak terus di dalam fluida.

2.2.2 Perilaku partikel dalam pergerakan fluida

Sedimentasi Sedimentasi adalah proses pengendapan sedimen oleh media air, angin, atau es pada suatu cekungan pengendapan pada kondisi P dan T tertentu. Pettijohn (1975) mendefinisikan sedimentasi sebagai proses pembentukan sedimen atau batuan sedimen yang diakibatkan oleh pengendapan dari material pembentuk atau asalnya pada suatu Divisi Akademik HMG 2010

| 25


tempat yang disebut dengan lingkungan pengendapan berupa sungai, muara, danau, delta, estuaria, laut dangkal sampai laut dalam.

Litifikasi Proses perubahan sedimen lepas menjadi batuan disebut litifikasi. Salah satu proses litifikasi adalah kompaksi atau pemadatan. Pada waktu material sedimen diendapkan terus – menerus pada suatu cekungan. Berat endapan yang berada di atas akan membebani endapan yang ada di bawahnya. Akibatnya, butiran sedimen akan semakin rapat dan rongga antara butiran akan semakin kecil. Proses lain yang merubah sedimen lepas menjadi batuan sedimen adalah sementasi. Material yang menjadi semen diangkut sebagai larutan oleh air yang meresap melalui rongga antar butiran, kemudia larutan tersebut akan mengalami presipitasi di dalam rongga antar butir dan mengikat butiran – butiran sedimen. Material yang umum menjadi semen adalah kalsit, silika dan oksida besi.

Klasifikasi Batuan Sedimen Berdasarkan proses terjadinya, maka batuan sedimen terbagi menjadi empat kategori, yaitu : 1.

Terrigeneous Clastics Terbentuk dari hasil rombakan batuan lainnya melalui proses pelapukan, erosi, transportasi, sedimentasi dan pembatuan (litifikasi). Pelapukan yang berperan disini adalah pelapukan yang bersifat fisika. Contoh: breksi, konglomerat, batupasir, batulempung.

2.

Biochemical-Biogenic-Organic Deposits Batuan sedimen ini terbentuk dari akumulasi bahan-bahan organik (baik flora maupun fauna) dan proses pelapukan yang terjadi pada umumnya bersifat kimia. Contoh: batugamping, batubara, rijang, dll.


| 26


3.

Chemical Precipitates-Evaporates Batuan sedimen jenis ini terbentuk dari akumulasi kristal-kristal dan larutan kimia yang diendapkan setelah medianya mengalami penguapan. Contoh: gipsum, batugaram, dll.

4.

Volcaniclastics (Pyroclastic) Batuan sedimen jenis ini dihasilkan dari akumulasi material-material gunungapi. Contoh: agglomerat, tuf, breksi, dll.

I. Deskripsi Batuan Sedimen Klatika (pasir sangat kasar – pasir sangat halus) 1. Nama batuan

2. Warna Terdiri dari warna segar dan warna lapuk, sertakan pula variasi warnanya untuk memperjelas pemerian. Contoh: batupasir berwarna segar kelabu kehijau-hijauan. Pemerian warna ini mencerminkan tingkat oksidasi, kandungan mineral, dan lingkungan pengendapan batuan itu sendiri. - Warna merah: menunjukan keadaan oksidasi > non marin, mengan-dung Fe (umumnya hematit). - Warna hijau: merupakan reduksi dari warna merah, mengandung glaukonit, zeolit atau chamosite. - Warna kelabu: menunjukan keadaan reduksi > marin, kaya akan bahan organik. - Warna, kuning-coklat: menunjukan keadaan oksidasi, mengandung limonit, goethite, dan oksida besi.

3. Tekstur (properties of individual grain/sifat-sifat butiran) Meliputi: a.

Besar butir (grain size), ditentukan dengan cara membanding-kannya dengan Skala Wentworth, kalau perlu bisa dibantu dengan manggunakan loupe, untuk breksi dan konglomerat dapat ditentukan dengan bantuan mistar kecil, Divisi Akademik HMG 2010

| 27


kemudian tentukan pula ukuran minimal dan maksimal dari butiran atau komponennya. Contoh: batupasir berbutir sedang (114mm-112mm). Breksi dengan ukuran butir 7cm-12cm (Berangkal, 64mm-256mm). Besar butir ini mencerminkan energi hidrolik lingkungannya, dalam artian jika ia berbutir kasar maka dahulunya ia diendapkan dengan arus yang cepat dan begitu pula sebaliknya.

b.

Bentuk Butir (grain shape), ditentukan dengan bantuan chart yang telah tersedia pada komparator dan gunakan istilah: - Sangat menyudut (very angular) - Menyudut (angular) - Menyudut tanggung (subangular) - Membundar tanggung (subrounded) - Membundar (rounded) - Sangat membundar (very Rounded)

Gambar 2.2.3 Bentuk butir

Untuk melihat bentuk butiran ini dapat dilakukan dengan bantuan loupe (terutama untuk batupasir), dan tentukan pula kisarannya. Contoh: batupasir menyudut-menyudut tanggung. Bentuk butir ini mencerminkan tingkat transportasi butirannya, dalam artian bahwa jika ia memiliki bentuk butir yang membundar maka ia cenderung telah tertranspor jauh dari batuan asalnya. Divisi Akademik HMG 2010

| 28


Tabel 2.2.1 Skala Wentworth


| 29


c.

Kemas (fabric/grain packing), adalah derajat keterkaitan antar butiran penyusun batuan atau hubungan antar butir, dan ini dapat mencerminkan viscositas (kekentalan) medianya. Bila butirannya saling bersentuhan maka dinyatakan dengan kemas tertutup (berarti dia diendapkan oleh media yang cair/encer,

sehingga

kemungkinan

mengandung

semen-matrik).

Bila

butirannya tidak saling bersentuhan maka dinyatakan dengan kemas terbuka (berarti dia diendapkan oleh media yang pekat). Selain itu perhatikan pula apakah butirannya memperlihatkan pengarahan (imbrikasi) atau tidak. Kemas merupakan salah satu hal penting terutama dalam pen-deskripsian breksi atau konglomerat, dan bisa langsung diten-tukan tanpa menggunakan loupe.

4. Struktur Sedimen Berguna dalam menentukan top & bottom suatu lapisan, arah arus-purba (Paleocurrent) dan lingkungan pengendapan.

Secara garis besar struktur sedimen terbagi menjadi dua katagori, yaitu: a.

Struktur sedimen primer (depositional structures), struktur sedimen yang terbentuk bersamaan dengan terbentuknya suatu batuan, contohnya adalah: graded bedding, parallel lamination, ripple mark, dune and sand wave, cross stratification, shrinkage crack (mud crack), flacer, lenticular, dll.

b.

Struktur sedimen sekunder (post-deposition structures), struktur sedimen yang terbentuk setelah proses litifikasi. Struktur sedimen sekunder meliputi: - Struktur erosional, terbentuk karena erosi, contohnya: flute cast, groove cast, tool marks, scour marks, channel, dll. - Struktur deformasi, terbentuk oleh adanya gaya, contohnya: slump, convolute, sand dyke, dish, load cast, nodule, dll. - Struktur biogenik, terbentuk oleh adanya aktivitas makhluk hidup, contohnya: bioturbation, trace fossils, rootlet bed, dll.


| 30


A

B

C

D

E

F

Gambar 2.2.4 Struktur sedimen, A : Wavy, B : Cross Stratification, C : Mudcrack, D : Flute cast, E : Bioturbation, F : Load Cast.


| 31


5. Permeabilitas Adalah kemampuan suatu batuan untuk meloloskan fluida. Cara menentukannya yaitu: a. Teteskan air di atas permukaan sampel yang akan diperiksa. b. Perhatikan apakah air tersebut diserap atau tidak oleh batuan ter-sebut. c. Bila cairan diserap dengan cepat, maka nyatakanlah bahwa permeabilitasnya baik. d. Bila cairan diserap dengan cukup cepat, maka nyatakanlah bahwa permeabilitasnya sedang. e.

Bila

cairannya

diserap

dengan

lambat,

maka

nyatakanlah

bahwa

permeabilitasnya buruk.

6. Porositas Adalah perbandingan volume rongga-rongga pori terhadap volume total seluruh batuan, dan dinyatakan dalam persen, Ø = Volume Pori-Pori

x 100%

Volume total batuan Sedangkan dalam penentuannya di lapangan gunakan istilah porositas baik jika permeabilitasnya baik, porositas sedang jika permebili-tasnya sedang, dst.

7. Pemilahan (Sorting) Adalah tingkat keseragaman besar butir penyusun batuan, mencer-minkan viskositas media pengendapan serta energi mekanik/arus ge-lombang medianya. Jika pemilahannya baik maka ia diendapkan oleh media yang cair/encer dengan energi arus yang kecil, dan begitu pula dengan sebaliknya. Gunakan istilah: a. Terpilah baik (well sorted) jika besar butirannya seragam. b. Terpilah sedang (medium sorted) jika besar butirannya relatif sera-gam. c. Terpilah buruk (poorly sorted) jika besar butirannya tidak seragam. Divisi Akademik HMG 2010

| 32


Dan untuk menentukan pemilahan ini dapat dibantu dengan menggu-nakan loupe (misalnya untuk Batupasir).

Gambar 2.2.5 Pemilahan batuan

8. Kandungan CaC03 Ditentukan dengan jalan meneteskan larutan HCl 0,1 Normal pada permukaan sampel batuan yang masih segar, jika ia berbuih/bereaksi (ngecos…!) maka batuan tersebut bersifat karbonatan (calcareous), dan begitu pula sebaliknya.

9. Kandungan mineral Mineral-mineral sekunder yang umum terdapat dalam batuan sedimen misalnya kalsit (ngecos oleh HCl, sedangkan kuarsa tidak), aragonit (memiliki habit yang menjarum), pirit (kuning pucat seperti emas de-ngan bentuk kristal kubik), glaukonit (berwarna hijau kotor), kaolinit (serbuk putih seperti bedak), dll.


| 33


10. Kandungan fosil Yang dapat ditentukan di lapangan tentu saja fosil-fosil yang bersifat makro (besar). Dalam penentuannya, sebutkan minimal kelas atau filumnya, jika ia berongga atau bolong-bolong maka itu adalah koral (filum coelenterata, artinya rongga), jika ia memiliki dua cangkang yang tidak sama besar (memiliki bagian ventral dan dorsal) maka itu adalah brachiophoda, jika ia memiliki dua cangkang yang sama besar, maka itu adalah moluska. Jika ia berbentuk menyerupai keong mas, maka itu adalah gastrophoda, dan jika ia berbentuk seperti bintang laut, maka itu adalah echinodermata, dll.

11. Kekerasan Merupakan tingkat kekuatan partikel batuan terhadap disagregasi. Gunakan istilah: a. Kompak, bila tidak dapat dicukil dengan jarum penguji. b. Keras, bila masih dapat dicukil dengan jarum penguji. c. Agak keras, bila dapat hancur ketika ditekan dengan jarum penguji. d. Lunak, bila dapat dipotong-potong dengan mudah menggunakan jarum penguji. e. Dapat diremas, bila dapat diremas dengan jari tangan. f. Spongi, bila sifatnya seperti karet busa. Jika ditekan balik lagi ke asal.

12. Kontak (hubungan dengan batuan sekitarnya) Perhatikan hubungan tiap satuan batuannya, apakah ia selaras (tentukan kontaknya apakah tegas, gradasi, atau interkalasi) atau tak selaras (ditandai dengan bidang erosi: angular unconformity, disconformity, paraconformity, atau nonconformity).

II. Deskripsi Batuan Sedimen Klatika (Batulanau dan batulempung) Yang termasuk dalam kelompok ini adalah batulanau, batulempung, napal, serpih. Pada kelompok in yang tidak dideskripsi adalah tekstur, pemilahan, porositas, dan permeabelitas.


| 34


Namun ada pula yang harus ditabahkan dalam pendeskripsiannya, yaitu kilap (luster). Kilap dapat membantu pembedaan asal warna. Istilah – istilah yang dipakai untuk ini adalah : 1.

Dull : Mati atau warnanya gelap

2.

Earthy: Seperti tanah

3.

Scoty : Seperti jelaga (katel gosong)

4.

Oily : Seperti minyak

5.

Silky : Seperti sutra

6.

Velvel : Seperti beludru

7.

Resinous: Seperti lemak

8.

Waxy : Seperti lilin

9.

Soapy : Seperti sabun

III. Deskripsi Konglomerat, Breksi, Breksi Gunungapi, Agglomerat. Untuk breksi, konglomerat, begitu pula breksi gunungapi dan agglomerat (detritus kasar), yang harus di deskripsi adalah komponen dan matriknya. Komponen Dalam pendeskripscan komponen dalam breksi dan konglomerat, dilakukan secara biasa, namun yang perlu diperhatikan: a.

Komposisi, apakah monomik (jika klastika terdiri dari satu tipe litologi), Oligomik (terdiri dari 2-3 tipe klastika), polimik (klastika terdiri lebih dari 3 jenis litologi). Dan tentukan pula jenis – jenis batuannya, jika batuan beku tentukan sifatnya apakah basaltis atau andesitis. Divisi Akademik HMG 2010

| 35


b.

Ukuran komponen, tentukan ukuran maksimal dan minimal dari besar komponennya.

c.

Kemas, tentukan kemasnya (terbuka atau tertutup). Dan lihat jika ada imbrikasi

d.

Kekompakan, apakah komponennya lepas – lepas, atau monolitik (komponen dan matriks tak dapat dipisahkan)

Matrik Dalam pendeskripsian matrik pada breksi dan konglomerat, dilihat apakah terdiri satu jenis batuan atau campuran, kemudian deskripsi seperti biasa.

IV. Deskripsi Batuan Karbonat (Batugamping) Batuan karbonat adalah batuan sedimen yang mengandung mineral karbonat lebih dari 50%. Pada umumnya, mineral karbonat adalah kalsit (CaCO3) dan dolomit (CaMg (Co3)2). Batuan karbonat umumnya terdiri atas batugamping (kalsit sebagai mineral utama) dan batudolomit (dolostone). Secara umum, beberapa faktor yang mempengaruhi pertumbuhan dan akumulasi maksimum sedimen karbonat adalah lingkungan yang mempunyai: 1.

Kedalaman yang cukup (umumnya pada laut dangkal <40m)

2.

Hangat dengan penetrasi cahaya yang baik (25 – 30 C)

3.

Kadar garam yang relatif stabil (27 – 40 /mil)

4.

Aliran air yang jernih, agar proses fotosintesis sempurna

Klasifikasi batuan karbonat mempunyai banyak ragamnya. Sampai saat ini belum ada satu klasifikasi yang dapat memuaskan semua pihak, seperti halnya pada batuan klastika (seperti batupasir misalnya). Beberapa klasifikasi yang akan disajikan di bawah ini merupakan klasifikasi yang lebih umum dipakai oleh para ahli geologi. Divisi Akademik HMG 2010

| 36


Gambar 2.2.6 Klasifikasi Folk (1959/1962)

Gambar 2.2.7 Klasifikasi Dunham (1962)


| 37


.

Gambar 2.2.8 Klasifikasi Embry & Klovan (1971)

Secara konvensional batuan karbonat juga diklasifikasikan menurut ukuran butiranya, seperti klasifikasi sedimen klastik berdasarkan skala ukuran butir Wentworth. Batuan karbonat dengan ukuran butir >2 mm dinamakan kalsirudit (disebut konglomerat pada sedimen non-karbonat), 63 mikron - 2 mm disebut kalkarenit (disebut batupasir pada sedimen non-karbonat), dan yang ukuran butirnya <63 mikron dinamakan kalsilutit (setara dengan batulempung). Divisi Akademik HMG 2010

| 38


Hal – hal yang perlu diperhatikan dalam mendeskripsi batugamping antara lain: 1.

Nama Batuan, disesuaikan dengan klasifikasi yang digunakan

2.

Warna, deskripsikan warna segar dan warna lapuknya.

3.

Feature, dari lapangan tentukan apakah batugamping berlapis atau terumbu

4.

Dominasi, deskripsikan didominasi oleh skletal atau Non skletal

5.

Organisme, deskripsikan organisme dari batuan per kelas, (Gastropoda, Alga, Coral, Bivalve, Foram)

6.

Tekstur, penentuan tekstur mengunakan klasifikasi Folk, Dunham, Embry & Klovan, atau secara konvensional.

7.

Struktur, kenali struktur yang terdapat pada batugamping tersebut.

A

B

C

D

Gambar 2.2.9 Struktur sedimen pada Batugamping, A : Cavity Structures, B : Stromatolites, C : Tepees, D : Hardground


| 39


Grafik Log Metode standar yang digunakan untuk merekonstruksi dalam pengumpulan data lapangan pada batuan sedimen adalah dengan menggunakan grafik log. Grafik log memberikan kenampakan visual suatu singkapan (stasiun), dan merupakan cara yang mudah untuk membuat korelasi dan perbandingan antara suatu singkapan (stasiun) yang berbeda (pengulangan fasies, siklus sedimen, dll).

Gambar 2.2.10 Grafik Log (Tucker, 1993)


| 40


Gambar 2.2.11 Simbol yang digunakan dalam pembuatan grafik log (Tucker, 1993) Divisi Akademik HMG 2010

| 41


2.3 METAMORPHIC ROCK (BATUAN METAMORF) Batuan metamorf adalah batuan yang terbentuk oleh proses metamorfisme pada batuan yang telah ada sebelumnya. Batuan asalnya (yang telah ada sebelumnya) dapat berupa batuan beku, sedimen maupun metamorf. Proses metamorfosisme adalah proses yang menyebabkan perubahan komposisi mineral, tekstur dan struktur pada batuan karena panas dan tekanan tinggi, serta larutan kimia yang aktif. Proses-proses metamorfisme itu mengubah mineral-mineral suatu batuan pada fase padat karena pengaruh atau respons terhadap kondisi fisika dan kimia di dalam kerak bumi yang berbeda dengan kondisi sebelumnya. Proses-proses tersebut tidak termasuk pelapukan dan

diagenesa.

Proses

metamorfisme

ini

meliputi,

Rekristalisasi,

Reorientasi,

pembentukan mineral baru (dari unsur yang telah ada sebelumnya). Berdasarkan tingkat malihannya, batuan metamorf dibagi menjadi dua yaitu: 1.

Metamorfisme tingkat rendah (low-grade metamorphism)

2.

Metamorfisme tingkat tinggi (high-grade metamorphism)

Pada batuan metamorf tingkat rendah jejak kenampakan batuan asal masih bisa diamati dan penamaannya menggunakan awalan meta (-sedimen, -beku), sedangkan pada batuan metamorf tingkat tinggi jejak batuan asal sudah tidak nampak, malihan tertinggi membentuk migmatit (batuan yang sebagian bertekstur malihan dan sebagian lagi bertekstur beku atau igneous) (Gambar 2.3.1).

Gambar 2.3.1 memperlihatkan batuan asal yang mengalami metamorfisme tingkat rendah – medium dan tingkat tinggi (O’Dunn dan Sill, 1986). Divisi Akademik HMG 2010

| 42


Berdasarkan pengaruh pembentukannya batuan metamorf dibagi menjadi 3, yaitu: 1.

Metamorfisme kontak/thermal, batuan metamorf yang terbentuk karena pengaruh suhu yang tinggi, misalnya metamorfisme kontak terjadi pada zona kontak atau sentuhan langsung dengan tubuh magma (intrusi) dengan lebar antara 2 – 3 km (Gambar 2.3.2). contoh batuannya hornfels.

Gambar 2.3.2 memperlihatkan kontak disekitar intrusi batuan beku (Gillen, 1982).

2.

Metomorfisme dinamik, terjadi akibat adanya tekanan yang tinggi, misalnya metamorfisme diinamik terjadi pada daerah sesar besar/ utama yaitu pada lokasi dimana masa batuan tersebut mengalami penggerusan.

3.

Metamorfisme regional, dimana batuan metamorf ini mendapat pengaruh dari suhu dan tekanan yang tinggi, biasanya metamorf jenis ini terdapat pada daerah dengan zona subduksi (Gambar 2.3.3).


| 43


Gambar 2.3.3 penampang yang memperlihatkan lokasi batuan metamorf (Gillen, 1982)

Gambar 2.3.4 Fasies batuan metamorf


| 44


Gambar 2.3.5 Fasies batuan metamorf dalam hubungannya dengan temperatur, tekanan, dan kedalaman. (Norman fry, 1985)

Facies batuan metamorf Facies merupakan suatu pengelompokkan mineral-mineral metamorfik berdasarkan tekanan dan temperatur dalam pembentukannya pada batuan metamorf. Setiap facies pada batuan metamorf pada umumnya dinamakan berdasarkan jenis batuan (kumpulan mineral), kesamaan sifat-sifat fisik atau kimia. Dalam hubungannya, tekstur dan struktur batuan metamorf sangat dipengaruhi oleh tekanan dan temperatur dalam proses metamorfisme. Dan dalam facies metamorfisme, tekanan dan temperatur merupakan faktor dominan, dimana semakin tinggi derajat metamorfisme (facies berkembang), struktur akan semakin berfoliasi dan mineral-mineral metamorfik akan semakin tampak kasar dan besar.


| 45


Struktur dan tekstur batuan metamorf Secara umum struktur yang dijumpai di dalam batuan metamorf dibagi menjadi dua kelompok besar yaitu struktur foliasi dan struktur non foliasi. Struktur foliasi ditunjukkan oleh adanya penjajaran mineral-mineral penyusun batuan metamorf, sedang struktur non foliasi tidak memperlihatkan adanya penjajaran mineral-mineral penyusun batuan metamorf. •

Struktur Foliasi  Struktur Skistose: struktur yang memperlihatkan penjajaran mineral pipih (biotit, muskovit, felspar) lebih banyak dibanding mineral butiran.  Struktur Gneisik: struktur yang memperlihatkan penjajaran mineral granular, jumlah mineral granular relatif lebih banyak dibanding mineral pipih.  Struktur Slatycleavage: sama dengan struktur skistose, kesan kesejajaran mineraloginya sangat halus (dalam mineral lempung).



Struktur Phylitic: sama dengan struktur slatycleavage, hanya mineral dan kesejajarannya sudah mulai agak kasar.

•

Struktur nonfoliasi  Struktur Hornfelsik: struktur yang memperlihatkan butiran-butiran mineral relatif seragam.  Struktur Kataklastik: struktur yang memperlihatkan adanya penghancuran terhadap batuan asal.  Struktur Milonitik: struktur yang memperlihatkan liniasi oleh adanya orientasi mineral yang berbentuk lentikuler dan butiran mineralnya halus.  Struktur Pilonitik: struktur yang memperlihatkan liniasi dari belahan permukaan yang berbentuk paralel dan butiran mineralnya lebih kasar dibanding struktur milonitik, malah mendekati tipe struktur filit.  Struktur Flaser: sama struktur kataklastik, namun struktur batuan asal berbentuk lensa yang tertanam pada masa dasar milonit. Divisi Akademik HMG 2010

| 46


 Struktur Augen: sama struktur flaser, hanya lensa-lensanya terdiri dari butir-butir felspar dalam masa dasar yang lebih halus.  Struktur Granulose: sama dengan hornfelsik, hanya butirannya mempunyai ukuran beragam.  Struktur Liniasi: struktur yang memperlihatkan adanya mineral yang berbentuk jarus atau fibrous.

Gambar 2.3.6. Struktur batuan metamorf dan korelasinya terhadap batuan yang terbentuk.

Tekstur yang berkembang selama proses metamorfisme secara tipikal penamaanya mengikuti kata-kata yang mempunyai akhiran -blastik. Contohnya, batuan metamorf yang berkomposisi kristal-kristal berukuran seragam disebut dengan granoblastik. Secara umum satu atau lebih mineral yang hadir berbeda lebih besar dari rata-rata; kristal yang Divisi Akademik HMG 2010

| 47


lebih besar tersebut dinamakan porphiroblast. Porphiroblast, dalam pemeriksaan sekilas, mungkin membingungkan dengan fenokris (pada batuan beku), tetapi biasanya mereka dapat dibedakan dari sifat mineraloginya dan foliasi alami yang umum dari matrik. Pengujian mikroskopik porphiroblast sering menampakkan butiran-butiran dari material matrik, dalam hal ini disebut poikiloblast. Poikiloblast biasanya dianggap terbentuk oleh pertumbuhan kristal yang lebih besar disekeliling sisa-sisa mineral terdahulu, tetapi kemungkinan poikiloblast dapat diakibatkan dengan cara pertumbuhan sederhana pada laju yang lebih cepat daripada mineral-mineral matriknya, dan yang melingkupinya. Termasuk material yang menunjukkan (karena bentuknya, orientasi atau penyebarannya) arah kenampakkan mula-mula dalam batuan (seperti skistosity atau perlapisan asal); dalam hal ini porphiroblast atau poikiloblast dikatakan mempunyai tekstur helicitik. Kadangkala batuan metamorf terdiri dari kumpulan butiran-butiran yang berbentuk melensa atau elipsoida; bentuk dari kumpulan-kumpulan ini disebut augen (German untuk “mata”), dan umumnya hasil dari kataklastik (penghancuran, pembutiran, dan rotasi). Sisa kumpulan ini dihasilkan dalam butiran matrik. Istilah umum untuk agregat adalah porphyroklast.

Tekstur batuan metamorf yang dicirikan dengan tekstur batuan asal sudah tidak kelihatan lagi atau memperlihatkan kenampakan yang sama sekali baru. Dalam penamaannya menggunakan akhiran kata –blastik. Berbagai kenampakan tekstur batuan metamorf dapat dilihat pada (Gambar 3.13). Tekstur batuan metamorf yang dicirikan dengan tekstur sisa dari batuan asal masih bisa diamati. Dalam penamaannya menggunakan awalan kata – blasto. Pertumbuhan dari mineral-mineral baru atau rekristalisasi dari mineral yang ada sebelumnya sebagai akibat perubahan tekanan dan atau temperatur menghasilkan pembentukan kristal lain yang baik, sedang atau perkembangan sisi muka yang jelek; kristal ini dinamakan idioblastik, hypidioblastik, atau xenoblastik. Secara umum batuan metamorf disusun oleh mineral-mineral tertentu, namun secara khusus mineral penyusun batuan metamorf dikelompokkan menjadi dua yaitu (1) mineral stress dan (2) mineral anti Divisi Akademik HMG 2010

| 48


stress. Mineral stress adalah mineral yang stabil dalam kondisi tekanan, dapat berbentuk pipih/tabular, prismatik dan tumbuh tegak lurus terhadap arah gaya/stress meliputi: mika, tremolit-aktinolit, hornblende, serpentin, silimanit, kianit, seolit, glaukopan, klorit, epidot, staurolit dan antolit. Sedang mineral anti stress adalah mineral yang terbentuk dalam kondisi tekanan, biasanya berbentuk equidimensional, meliputi: kuarsa, felspar, garnet, kalsit dan kordierit.

Gambar 2.3.7 Tekstur batuan metamorf (Compton, 1985). A. Tekstur Granoblastik, sebagian menunjukkan tekstur mosaik; B. Tekstur Granoblatik berbutir iregular, dengan poikiloblast di kiri atas; C. Tekstur Skistose dengan porpiroblast euhedral; D. Skistosity dengan domain granoblastik lentikuler; E. Tekstur Semiskistose dengan meta batupasir di dalam matrik mika halus; F. Tekstur Semiskistose dengan klorit dan aktinolit di dalam masa dasar blastoporfiritik metabasal; G. Granit milonit di dalam proto milonit; H. Ortomilonit di dalam ultramilonit; I. Tekstur Granoblastik di dalam blastomilonit.


| 49


Pengenalan batuan metamorf dapat dilakukan melalui kenampakan-kenampakan yang jelas pada singkapan dari batuan metamorf yang merupakan akibat dari tekanan-tekanan yang tidak sama. Batuan-batuan tersebut mungkin mengalami aliran plastis, peretakan dan pembutiran atau rekristalisasi. Beberapa tekstur dan struktur di dalam batuan metamorf mungkin diturunkan dari batuan pre-metamorfik (seperti: cross bedding), tetapi kebanyakan hal ini terhapus selama metamorfisme. Penerapan dari tekanan yang tidak sama, khususnya jika disertai oleh pembentukan mineral baru, sering menyebabkan kenampakan penjajaran dari tekstur dan struktur. Jika planar disebut foliasi. Seandainya struktur planar tersebut disusun oleh lapisan-lapisan yang menyebar atau melensa dari mineral-mineral yang berbeda tekstur, misal: lapisan yang kaya akan mineral granular (seperti: felspar dan kuarsa) berselang-seling dengan lapisan-lapisan kaya mineralmineral tabular atau prismatik (seperti: feromagnesium), tekstur tersebut menunjukkan sebagai gneis. Seandainya foliasi tersebut disebabkan oleh penyusunan yang sejajar dari mineral-mineral pipih berbutir sedang-kasar (umumnya mika atau klorit) disebut skistosity. Pecahan batuan ini biasanya sejajar dengan skistosity menghasilkan belahan batuan yang berkembang kurang baik.

Pengenalan batuan metamorf tidak jauh berbeda dengan jenis batuan lain yaitu didasarkan pada warna, tekstur, struktur dan komposisinya. Namun untuk batuan metamorf ini mempunyai kekhasan dalam penentuannya yaitu pertama-tama dilakukan tinjauan apakah termasuk dalam struktur foliasi (ada penjajaran mineral) atau non foliasi (tanpa penjajaran mineral). Pada metamorfisme tingkat tinggi akan berkembang struktur migmatit (Gambar 2.3.7). Setelah penentuan struktur diketahui, maka penamaan batuan metamorf baik yang berstruktur foliasi maupun berstruktur non foliasi dapat dilakukan. Misal: struktur skistose nama batuannya sekis; gneisik untuk genis; slatycleavage untuk slate/ sabak. Sedangkan non foliasi, misal: struktur hornfelsik nama batuannya hornfels; liniasi untuk asbes.


| 50


Variasi yang luas dari tekstur, struktur dan komposisi dalam batuan metamorf, membuatnya sulit untuk mendaftar satu atau lebih dari beberapa kenampakkan yang diduga hasil dari proses metamorfisme. Oleh sebab itu hal terbaik untuk mempertimbangkan secara menerus seperti kemungkinan banyaknya perbedaan kenampakan-kenampakan yang ada.

Gambar 2.3.8 Berbagai struktur pada migmatit (Compton, 1985).


| 51


Table 2.3.1 Diagram alir untuk identifikasi batuan metamorf secara umum (Gillen, 1982).

Setelah kita menentukan batuan asal mula metamorf, kita harus menamakan batuan tersebut. Sayangnya prosedur penamaan batuan metamorf tidak sistematik seperti pada batuan beku dan sedimen. Nama-nama batuan metamorf terutama didasarkan pada kenampakan tekstur dan struktur. Nama yang umum sering dimodifikasi oleh awalan yang menunjukkan kenampakan nyata atau aspek penting dari tekstur (contoh gneis augen), satu atau lebih mineral yang ada (contoh skis klorit), atau nama dari batuan beku yang mempunyai komposisi sama (contoh gneis granit). Beberapa nama batuan yang didasarkan pada dominasi mineral (contoh metakuarsit) atau berhubungan dengan facies metamorfik yang dipunyai batuan (contoh granulit).

Jenis batuan metamorf lain penamaannya hanya berdasarkan pada komposisi mineral, seperti: Marmer disusun hampir semuanya dari kalsit atau dolomit; secara tipikal bertekstur granoblastik. Kuarsit adalah batuan metamorfik bertekstur granobastik dengan komposisi utama adalah kuarsa, dibentuk oleh rekristalisasi dari batupasir atau chert/rijang. Secara umum jenis batuan metamorfik yang lain adalah sebagai berikut: Amphibolit: Batuan yang berbutir sedang sampai kasar komposisi utamanya adalah Divisi Akademik HMG 2010

| 52


ampibol (biasanya hornblende) dan plagioklas. Eclogit: Batuan yang berbutir sedang komposisi utama adalah piroksin klino ompasit tanpa plagioklas felspar (sodium dan diopsit kaya alumina) dan garnet kaya pyrop. Eclogit mempunyai komposisi kimia seperti basal, tetapi mengandung fase yang lebih berat. Beberapa eclogit berasal dari batuan beku. Granulit: Batuan yang berbutir merata terdiri dari mineral (terutama kuarsa, felspar, sedikit garnet dan piroksin) mempunyai tekstur granoblastik. Perkembangan struktur gnessiknya lemah mungkin terdiri dari lensa-lensa datar kuarsa dan/atau felspar. Hornfels: Berbutir halus, batuan metamorfisme thermal terdiri dari butiran-butiran yang equidimensional dalam orientasi acak. Beberapa porphiroblast atau sisa fenokris mungkin ada. Butiran-butiran kasar yang sama disebutgranofels. Milonit: Cerat berbutir halus atau kumpulan batuan yang dihasilkan oleh pembutiran atau aliran dari batuan yang lebih kasar. Batuan mungkin menjadi protomilonit, milonit, atau ultramilomit, tergantung atas jumlah dari fragmen yang tersisa. Bilamana batuan mempunyai skistosity dengan kilap permukaan sutera, rekristralisasi mika, batuannya disebut philonit. Serpentinit: Batuan yang hampir seluruhnya terdiri dari mineral-mineral dari kelompok serpentin. Mineral asesori meliputi klorit, talk, dan karbonat. Serpentinit dihasilkan dari alterasi mineral silikat feromagnesium yang terlebih dahulu ada, seperti olivin dan piroksen. Skarn: Marmer yang tidak bersih/kotor yang mengandung kristal dari mineral kapur-silikat seperti garnet, epidot, dan sebagainya. Skarn terjadi karena perubahan komposisi batuan penutup (country rock) pada kontak batuan beku. Setelah penjelasan mengenai tekstur,struktur, dan komposisi mineral batuan metamorf, maka parameter yang digunakan dalam deskripsi batuan metamorf adalah: 1. Warna: segar-lapuk. 2. Tekstur: foliasi-nonfoliasi (untuk tekstur foliasi harus diuraikan lagi). 3. Strukrur (lihat, baik itu untuk foliasi maupun nonfoliasi). 4. Kandungan mineral 5. Perkiraan batas massa batuan metamorf.


| 53


Tabel 2.3.2 Klasifikasi Batuan Metamorf (O’Dunn dan Sill, 1986).


| 54


MINERAL Mineral adalah zat padat anorganik yang terbentuk di alam secara anorganik, mempunyai komposisi kimia tertentu dan susunan atom yang teratur. Kristal adalah zat padat yang mempunyai bentuk bangun beraturan yang terdiri dari atom-atom dengan susunan yang teratur. Perbedaannya adalah: Mineral: 1. Terbentuk oleh proses alam. 2. Tidak selalu membentuk kristal. Kristal: 1. Dapat dibuat oleh manusia. 2. Tidak selalu membentuk mineral. Berzelius telah mengklasifikasikan mineral menjadi 8 golongan berdasarkan kandungan dan sifat kimianya, yaitu sebagai berikut: 1. Natif (murni) Emas, perak, tembaga, intan, dll. 2. Sulfida Galena, pirit, kalkopirit, dll. 3. Oksida dan hidroksida Korundum, hematit, gutit, dll. 4. Halida Halit, flourit, slivit, dll. 5. Karbonat Kalsit, aragonit, dolomit, dll. 6. Sulfat Kromat, molibdenat dan tungstat barit, gipsum, krokoit, dll. 7. Fosfat Arsenat, vanadat, xenotim, apatit, dll. 8. Silikat Kuarsa, feldspar, olivin, dll. Adapun sifat-sifat fisik mineral adalah sebagai berikut 1. Bentuk Kristal (crystal form) Suatu mineral dapat berupa kristal tunggal atau rangkaian kristal. Struktur kristal berkembang pada saat penghabluran dari larutannya. Bentuk ini mempunyai pola yang teratur pada sisi-sisinya dengan sudut aturannya dapat digolongkan ke dalam sistem kristal utama yang merupakan ciri setiap mineral. Contoh: kuarsa › heksagonal. Divisi Akademik HMG 2010

| 55


Gambar 2.4.1 Macam – macam mineral

2. Warna (colour) Cahaya dari suatu mineral yang terlihat oleh mata telanjang. Warna biasanya bersifat umum. Contoh: ortoklas › merah muda. 3. Belahan (cleavage) Sifat suatu mineral untuk pecah sepanjang satu atau lebih arah-arah tertentu dalam bentuk rata (teratur), umumnya sejajar dengan salah satu sisi kristal. Belahan dibagi berdasarkan bagus tidaknya per-mukaan bidang belah. Contoh: mika › belahan satu arah sempurna. 4. Pecahan (fracture) Suatu permukaan yang terbentuk akibat pecahnya suatu mineral dan umumnya tidak teratur. Pecahnya mineral tersebut diakibatkan oleh adanya suatu gaya tekan yang berkerja pada suatu mineral dan gaya tersebut melebihi batas elastisitas dan plastisitas mineral tersebut. Contoh: olivin › pecahan konkoidal.

5. Kilap (luster) Kilap atau derajat kecerahan adalah intensitas cahaya yang dipantul-kan oleh permukaan suatu mineral. Kilap tergantung pada kualitas fisik permukaan (kehalusan dan transparansi). Secara umum kilap dibagi dua, yaitu: kilap logam dan kilap nonlogam. Divisi Akademik HMG 2010

| 56


6. Goresan (streak) Goresan adalah warna bubuk mineral bila digoreskan pada pelat porselen. Untuk mineral bijih, goresan dapat digunakan sebagai petunjuk. Pada mineral yang mempunyai kilap nonlogam, biasanya goresannya tidak bewarna atau berwarna muda. Goresan dapat saja sama atau berbeda dengan warna mineralnya. 7. Kekerasan (hardness) Kekerasan adalah ukuran daya tahan dari permukaan suatu mineral terhadap goresen (scratching). Kekerasan relatif dari suatu mineral dapat ditentukan dengan membandingkannya dengan suatu urutan mineral yang ditetapkan sebagai Standar Kekerasan Mohrs, 1822.

Tabel 2.4.1 Skala kekerasan Mohrs

Mineral

Kekerasan

Talc Gypsum Kalsit Flourit Apatit K-feldspar Kuarsa Topaz Korundum Intan

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

Tabel 2.4.2 Alat-alat Penguji Kekerasan

Alat Penguji

Kekerasan

Kuku Manusia

2.5

Kawat Tembaga

3

Pecahan Kaca

5.5 – 6

Pisau Baja

5.5 – 6

Kikir Baja

6.5 – 7


| 57

BAB

Struktur Geologi “Structure is The King of Geology” “Intuisi lebih penting daripada penjelasan. Imajinasi lebih penting daripada pengetahuan.” A. Einstein

Geologi struktur adalah bagian dari geologi yang mempelajari bangun/rupa (arsitektur) batuan dari kerak bumi, yang meliputi : geometri : bentuk, ukuran, kedudukan, sifat simetri, dan komponen atau unsur yang membentuknya pada berbagai ukuran (skala) dari skala batuan, singkapan hingga regional, yang merupakan hasil dari proses pembentukannya (kejadian) atau karena perubahan akibat deformasi. Didalam geologi struktur terutama mempelajari bentuk batuan akibat deformasi serta proses yang menyebabkannya. Deformasi adalah perubahan dalam tempat dan/atau orientasi dari tubuh batuan akibat pengaruh gaya (tektonik) yang bekerja pada batuan tersebut Deformasi didefinisikan menjadi empat pergerakan : -

Dilatasi, adalah perubahan volume (gambar 3.1A) Translasi, adalah perubahan posisi (gambar 3.1B) Rotasi, adalah perubahan orientasi (gambar 3.1C) Distorsi, adalah perubahan bentuk (gambar 3.1D)

Gambar 3.1.1 Jenis-jenis Deformasi (Structural Geology of Rock and Region. Davis, 1984)

BAB 3 Struktur Geologi

Ada dua cara suatu batuan terdeformasi, yaitu, deformasi brittle (getas pecah) dan Deformasi ductile (kenyal plastis)

Gambar 3.1.2 Jenis deformasi batuan (Structural Geology of Rock and Region. Davis, 1984)

Arah dari gaya yang bekerja pada atau dalam kulit bumidapat bersifat: 1.

Berlawanan arah tetapi bekerja dalam satu garis. Gaya seperti ini dapat bersifat, tarikan (tension) dan tekanan (compression)

tension

compression

Gambar 3.1.3 gaya yang berlawanan arah tapi bekerja dal;am satu garis (Structural Geology, Billings, 1972)

2.

Berlawanan arah tetapi bekerja dalam satu bidang (couple)

Gambar 3.1.4 gaya yang berlawanan arah tapi bekerja dalam satu bidang (Structural Geology, Billings, 1972)


| 59


3.

Berlawanan arah tetapi bekerja pada kedua ujung bidang (torsion)

Torsion Gambar 3.1.5 gaya yang berlawanan arah tapi bekerja pada kedua ujung bidang (Structural Geology, Billings, 1972)

4.

Gaya yang bekerja dari segala jurusan terhadap suatu benda, yang umumnya berlangsung dalam kerak bumi (tekanan lithostatis)

Tegasan dan keterakan (Stress dan Strain) Stress atau tegasan adalah suatu gaya yang dapat menyebabkan perubahan pada batuan. Strain atau keterakan adalah perubahan-perubahan yang terjadi, baik dalam wujud, bentuk maupun volume, yang terjadi pada suatu bahan (batuan yang diakibatkan oleh adanya tegasan. Secara garis besar terdapat dua gejala tegasan yang dapat terjadi di alam, yaitu berupa tarikan dan lainnya berupa tekanan. Analisis Struktur Geologi Dalam geologi struktur kita mengenal apa yang dinamakan analisis yang bertujuan untuk merekontruksi struktur-struktur geologi. Analisis- analisis tersebut adalah : -

-

Analisis deskriptif, yaitu mengenal unsur struktur geologi, memerikan (mendeskripsi) yang meliputi sifat fisik dan geometrinya, mengukur kedudukan dan menggambarkannya pada peta dan penampang. Analisis kinematik, yaitu mengamati perubahan yang terjadi pada batuan (deformasi), yang berhubungan dengan pembentukan struktur. Analisis dinamik, yaitu mempelajari proses deformasi yang bekerja/yang berpengaruh pada batuan, membahas tentang besaran dan arah gaya (force) dan tegasan (stress), serta interpretasi tentang mekanisme yang membentuk unsur struktur geologi. Divisi Akademik HMG 2010

| 60


DESKRIPSI GEOMETRI Dalam menganalisis geometri batuan, kita harus mengukur kedudukan unsur-unsur struktur (garis, bidang, dan sudut)

Gambar 3.1.6 Kedudukan bidang, garis, dan sudut dalam ruang.

Strike : garis yang dibentuk oleh perpotongan suatu bidang miring (bidang miring perlapisan, kekar, sesar) dengan bidang horizontal. Dip : Sudut terbesar yang dibentuk antara perpotongan bidang miring dan bidang horizontal yang mempunyai arah lateral 90° dari arah strike.

PERLIPATAN (FOLDING) Struktur lipatan merupakan salah satu struktur geologi yang paling mudah dijumpai di lapangan disamping struktur kekar. Struktur ini umumnya berkembang pada batuan sedimen klastika (kadang pada batuan volkanik dan metamorf). Salah satu ciri khas dari batuan sedimen klastik adalah dijumpainya bidang perlapisan batuan yang terbentuk pada saat proses sedimentasi. Apabila kita perhatikan pada singkapan batuan di lapangan, bidang perlapisan tersebut mempunyai kedudukan yang bervariasi tergantung akibat tektonik yang melatarbelakanginya. Struktur lipatan disamping mempunyai ukuran yang bervariasi mulai dari yang terkecil (mikro fold) hingga berukuran regional (Mega fold), juga memiliki bentuk yang bermacam-macam. Adanya variasi ukuran dan bentuk tersebut tergantung pada sifat fisik batuan yang terlipat, sistem tegasan (dinamika) dan mekanisme pembentukannya serta waktu dan besarnya gaya yang bekerja.


| 61


Beberapa definisi ‘struktur Lipatan’, menurut beberapa pendapat para ahli geologi struktur, antara lain :  Hill (1953), Struktur lipatan merupakan pencerminan dari suatu bentuk lengkungan yang mekanismenya disebabkan oleh 2 (dua) proses, yaitu Bending (Melengkung) dan Buckling (Melipat). Pada gejala Buckling , gaya yang bekerja sejajar dengan bidang perlapisan. Sedangkan pada gejala Bending, gaya yang bekerja tegak lurus terhadap permukaan bidang lapisan.

Bending

Buckling

Gambar 3.1.7 mekanisme terjadinya perlipatan

 



Billing (1960), Lipatan merupakan bentuk undulasi atau bentuk gelombang pada batuan di kulit bumi. Hobs (1971), Struktur lipatan akibat Bending, terjadi apabila gaya penyebabnya tegak lurus terhadap bidang lapisan, sedangkan pada proses Buckling, terjadi apabila gaya penyebabnya sejajar dengan bidang lapisan. Selanjutnya dikemukakan pula bahwa pada proses Buckling terjadi perubahan pola keterikan batuan, dimana pada bagian puncak lipatan antiklin, berkembang suatu rekahan yang disebabkan akibat adanya tegasan tensional (tarikan) sedangkan di bagian bawah bidang lapisan terjadi tegasan kompresi yang menghasilkan shear joint. Kondisi ini akan terbalik pada lipatan sinklin. Park (1980), Lipatan adalah suatu bentuk lengkungan (Curve) dari suatu bidang.

Berdasarkan genetiknya, struktur lipatan dapat terbentuk akibat tektonik dan non tektonik. Perbedaan diantara keduanya, antara lain adalah lipatan yang dibentuk akibat aktifitas tektonik seringkali pola lipatannya teratur, pada permukaan bidang lapisan batuan sering dijumpai sejumlah slicken side dan peristiwa pembentukannya setelah batuan tersebut terbentuk. Lipatan yang terbentuk akibat non tektonik, umumnya pola lipatan tidak beraturan, tidak dijumpai slicken side pada permukaan bidang lapisan batuan dan pembentukannya dapat terjadi pada saat pengendapan (slump structure) atau dapat juga terjadi setelah batuannya terbentuk. Untuk kasus yang terakhir ini, pembentukan struktur lipatan terjadi akibat gejala geologi berupa proses Diapirik dan gravity slidding. Struktur lipatan akibat tektonik pada dasarnya dapat terbentuk akibat tegasan kompresi dan tegasan ektensi. Namun kenyataan di lapangan seringkali struktur lipatan disebabkan Divisi Akademik HMG 2010

| 62


oleh tegasan kompresi. Terbentuknya struktur lipatan akibat tegasan kompresi umumnya menghasilkan pola lipatan yang lebih rumit dibandingkan dengan akibat tegasan ekstensional. Terbentuknya struktur lipatan akibat tegasan ekstensional sebenarnya bukan merupakan akibat langsung dari aktifitas tektoniknya, namum merupakan akibat sekunder karena adanya gaya berat dari tubuh batuan itu sendiri (gaya gravitasi). Struktur lipatan ini selalu terjadi pada zona sesar normal dan selalu terbentuk di bagian hanging wall.

Gambar 3.1.8 Unsur struktur lipatan


| 63


Istilah-istilah dalam struktur lipatan Anticline (antiforms), merupakan unsur struktur lipatan, dengan bentuk yang konvex ke atas, sedangkan syncline (sinforms) adalah lipatan yang konkav ke atas. Limb (sayap), adalah bagian dari lipatan yang terletak downdip, dimulai dari lengkungan maksimum suatu anticline atau updip bila dari lengkung sayap yang curam pada bentuk lipatan yang tidak simetri. Back Limb adalah sayap lipatan yang landai, Fore Limb adalah sayap lipatan yang curam Axial Line (garis poros), merupakan garis khayal yang menghubungkan titik-titik dari lengkungan maksimum pada tiap permukaan lapisan dari suatu struktur lipatan. Kedudukan dari pada axial line dinyatakan dengan cara menyebutkan arahnya, atau bearing dan besarnya plunge. Axial Surface, permukaan khayal dimana terdapat semua axial line dari suatu lipatan. Pada beberapa lipatan, permukaan ini dapat merupakan suatu bidang planar, dan dinamakan axial plane. Crestal Line (garis puncak), suatu garis khayal yang menghubungkan titik-titik tertinggi pada setiap permukaan lapisan dari suatu antiklin. Hinge adalah pelengkungan maksimum dari lipatan Crest adalah puncak tertinggi dari lipatan Trough adalah titik dasar terendah dari lipatan Trough line adalah garis khayal yang menghubungkan titik terendah pada suatu sinklin Plunge adalah sudut penunjaman dari axial line terhadap bidang horisontal dan diukur pada bidang vertikal Rake adalah sudut antara axial line/hinge dengan bidang/garis horizontal yang diukur pada axial plane/surface Bearing adalah sudut horizontal dihitung terhadap arah tertentu dan merupakan arah penunjaman axial line


| 64


Table 3.1.1 klasifikasi lipatan berdasarkan rapat sudut dihedralnya (after fleuty, 1964) Description of fold Gentle Open Close Tight Isoclinal Elasticas

Dip of Hinge surface 0 1-0 10-30 30-60 60-80 80-89 90

Plunge of hinge line 0 1-0 10-30 30-60 60-80 80-89 90

Angle between surface inclination measured at the two inflection point. deg 180-120 120-70 70-30 30-0 0 Negative value

Terms Horizontal Subhorizontal Gently inclined Fold Moderately inclined Fold Steeply inclined Fold Subvertical Vertical

Recumbent fold

Upright fold

Terms Horizontal (horizontal fold) Subhorizontal (subhorizontally plunging fold) Gentle (Gently inclined Fold) Moderately inclined Fold Steeply inclined Fold Subvertical Vertical

Horizontal

Vertical


| 65


Gambar 3.1.9 jenis-jenis lipatan.

Gambar 3.1.10 geometri chevron fold.


| 66


Rekonstruksi lipatan 1.

2.

Metode tangan bebas (free hand method), dipakai untuk lipatan pada batuan yang incompetent, dimana terjadi penipisan dan penebalan yang tidak teratur. Rekonstruksinya dengan mengikuti orientasi kemiringan. Metode busur lingkaran (arc method), digunakan pada batuan yang competent, misalnya pada lipatan yang parallel. Rekonstruksinya dapat dilakukan dengan menghubungkan busur lingkaran secara langsung bila data yang ada hanya kemiringan dan batas lapisan hanya setempat.

Gambar 3.1.11 Rekonstruksi lipatan


| 67


SESAR/PATAHAN (FAULT) Sistem tegasan yang bekerja pada suatu material/batuan dapat menyebabkan terjadinya perubahan atau deformasi. Apabila tegasan tersebut menyebabkan batuan pecah dan pecahannya relatif saling bergerak maka bidang patahannya dinamakan sebagai struktur patahan atau struktur sesar (“brittle failure”). Pada ujung atau tepi jalur patahan, umumnya batuan terdeformasi berupa lipatan yang mencerminkan semi brittle/ductile. Gerak suatu batuan akibat proses pensesaran terjadi disepanjang bidang sesarnya, sedangkan arah geraknya dapat diketahui dari jejak-jejak pergeserannya berupa gores garis (Slicken line), atau indikasi lainnya seperti drag fault dsb. Secara garis besarnya, gerak sesar ini dibedakan menjadi gerak mendatar (strike slip), gerak vertikal (dip slip) dan gerak miring (oblique slip). Strike slip terjadi apabila Pembentukan masing-masing jenis gerak sesar ini dipengaruhi oleh sistem tegasan. Beberapa ahli geologi struktur secara umum mengartikan struktur sesar sebagai bidang rekahan yang disertai oleh adanya pergeseran. Beberapa definisi yang lengkap dari sebagian ahli geologi struktur tersebut, antara lain :  Billing (1959) : Sesar didefinisikan sebagai bidang rekahan yang disertai oleh adanya pergeseran relatif (displacement) satu blok terhadap blok batuan lainnya. Jarak pergeseran tersebut dapat hanya beberapa milimeter hingga puluhan kilometer, sedangkan bidang sesarnya mulai dari yang berukuran beberapa centimeter hingga puluhan kilometer.  Ragan (1973) : Sesar merupakan suatu bidang rekahan yang telah mengalami pergeseran.  Park (1983) : Sesar adalah suatu bidang pecah (fracture) yang memotong suatu tubuh batuan dengan disertai oleh adanya pergeseran yang sejajar dengan bidang pecahnya. Geometri Sesar Unsur-unsur geometri sesar penting dipelajari untuk mengetahui sifat gerak dari proses pensesaran, disamping digunakan sebagai dasar dalam penamaan jenis sesar sesuai dengan klasifikasi sesar yang ada.


| 68


Gambar 3.1.12 Unsur geometri patahan.

Untuk mempelajari sesar terlebih dahulu harus mengetahui unsur-unsur geometri dari sesar itu sendiri. Beberapa unsur geometri sesar yang perlu diketahui, antara lain : a. b. c. d. e. f. g. h. i. j. k. l. m. n. o. p.

Fault surface (Bidang Sesar) adalah bidang pecah pada batuan yang disertai oleh adanya pergeseran Fault line (Garis Sesar) adalah garis yang dibentuk oleh perpotongan bidang sesar dengan permukaan bumi. Fault trace adalah jejak sesar Fault outcrop adalah singkapan sesar Fault scarp adalah gawir sesar Fault zone adalah zona sesar Fault wall adalah dinding sesar Hanging Wall adalah blok yang berada di atas bidang sesar Foot Wall adalah blok yang berada di bawah bidang sesar Hade adalah sudut lancip antara bidang sesar dengan bidang vertikal Slip adalah pergeseran relatif antara dua titik yang sebelumnya saling berimpit. Strike slip fault adalah pergeseran blok pada bidang sesar yang sejajar dengan jurus bidang sesarnya. Dip slip fault adalah pergeseran blok pada bidang sesar yang tegak lurus terhadap jurus bidang sesarnya atau sejajar dengan arah kemiringan bidang sesarnya. Heave adalah jarak pergeseran pada bidang horisontal Throw adalah jarak pergeseran pada bidang vertikal True displacement adalah arah dan besarnya jarak pergeseran blok yang sebenarnya


| 69


q. r. s.

t. u. v. w. x.

y.

Dip of fault adalah sudut yang dibentuk antara bidang sesar dengan bidang horisontal Strike of fault adalah garis yang dibentuk oleh perpotongan bidang sesar dengan bidang horisontal. Sense of displacement adalah gerak relatif suatu blok terhadap blok yang berada di hadapannya ( Untuk strike slip adalah sinistral atau dekstral, sedangkan untuk dip slip adalah normal atau naik). Separation atau pergeseran semu adalah jarak tegak lurus antara dua blok yang bergeser dan diukur pada bidang sesar. Strike separation adalah komponen separation yang diukur sejajar terhadap jurus bidang sesar. Dip separation adalah komponen separation yang diukur sejajar dengan kemiringan bidang (dip) sesar. Slicken side atau cermin sesar adalah bidang sesar yang permukaannya licin. Slicken line atau gores garis adalah jejak pergeseran berupa garis-garis lurus (kadang melengkung) yang disebabkan oleh gerusan antar blok yang saling bergesekan. Pitch adalah sudut lancip yang dibentuk antara gores garis dengan jurus bidang sesar.

Anderson (1951), membuat klasifikasi sesar berdasarkan pada pola tegasan utama sebagai penyebab terbentuknya sesar (Gambar 3.13). Berdasarkan pola tegasannya ada 3 (tiga) jenis sesar, yaitu sesar naik (thrust fault), sesar normal (normal fault) dan sesar mendatar (wrench fault). • Normal fault, jika tegasan utama atau tegasan maksimum (σ1) posisinya vertikal. • Wrench fault, jika tegasan menengah atau intermediate (σ2) posisinya vertikal. • Thrust fault, jika tegasan minimum (σ3) posisinya vertikal.


| 70


Gambar 3.1.13 arah tegasan yang bekerja pada patahan (Anderson, 1951)


| 71


Gambar 3.1.14 Jenis-jenis patahan Divisi Akademik HMG 2010

| 72


Jenis-jenis sesar utama Secara umum ada 3 (tiga) kelompok sesar utama, yaitu sesar naik, sesar normal dan sesar mendatar. Sebenarnya ada satu jenis sesar lainnya, yaitu sesar miring (Oblique fault), yang merupakan kombinasi dari beberapa jenis sesar. Sesar naik atau Thrust fault, terjadi apabila hanging wall relatif bergerak naik terhadap foot wall. Berdasarkan sistem tegasan pembentuk sesarnya, posisi tegasan utama dan tegasan minimum adalah horizontal dan tegasan menengah adalah vertical Sesar normal terjadi apabila Hanging wall relatif bergerak ke bawah terhadap foot wall. Gerah sesar normal ini dapat murni tegak, atau disertai oleh gerak lateral (sinistral atau dekstral). Berdasarkan sistem tegasanya, posisi tegasan utamanya adalah vertikal sedangkan tegasan menengah dan minimum adalah lateral. Kedudukan tegasan utama yang vertikal ini menyebabkan gaya gravitasi menjadi dominan, sehingga dan pada akhirnya akan menyebabkan terjadinya amblasan yang lazim dikenal sebagai sesar normal. Sesar mendatar (Strike slip fault atau Transcurent fault atau Wrench fault) adalah sesar yang pembentukannya dipengaruhi oleh tegasan kompresi. Posisi tegasan utama pembentuk sesar ini adalah horizontal, sama dengan posisi tegasan minimumnya, sedangkan posisi tegasan menengah adalah vertikal.

WARNING!!! Yang harus dilakukan jika di lapangan menemukan bidang sesar adalah: 1. Ukur strike/dip bidang sesarnya, 2. Ukur pitch-nya denga busur atau kompas, dan jangan lupa arah pitch-nya. Contoh pitch : 45° tenggara, 3. Tentukan arah pergerakannya, baik itu yang searah strike (dekstral/sinistral) ataupun yang searah dip (normal/naik) Contoh : bidang sesar, strike/dip: N125° E/30°, pitch : 45° tenggara, arah pergerakan normal-sinistral.


| 73


KEKAR (JOINT) Kekar merupakan struktur rekahan pada batuan dimana tidak ada atau sedikit sekali mengalami pergeseran. Struktur kekar merupakan salah satu struktur geologi yang paling mudah ditemukan hampir disemua batuan yang tersingkap di permukaan. Terbentuknya struktur kekar ini dapat terjadi bersamaan dengan pembentukan batuannya atau sesudah batuan terlitifikasi dan dapat terjadi setiap saat. Walupun struktur kekar ini paling mudah diketemukan, namun merupakan bagian yang tersulit dalam menganalisinya. Kesulitan utama dalam menganalisi struktur kekar ini, antara lain : - Dapat terbentuk kapan saja baik akibat tektonik maupun non- tektonik - Sulit menentukan pergeseran relatif bidang kekar - Sulit menentukan urutan pembentukan kekar yang saling berpotongan. - Sulit menentukan jenis-jenis kekar di lapangan. Proses terbentuknya kekar : • Pada saat pengendapan (batuan sedimen) atau pada saat pembekuan/ pendinginan (batuan beku) ››› Nontectonic Joint. • Setelah pengendapan (batuan sedimen) atau setelah pembekuan/ pendinginan (batuan beku) ››› Tectonic joint. Proses tersebut diatas dipengaruhi oleh faktor luar, seperti pelapukan (weathering) maupun gaya-gaya yang menyebabkan terjadinya perubahan atau deformasi. Tectonic Joint Kekar akibat proses deformasi sangat berhubungan dengan gaya yang menyebabkannya, yaitu tegasan dan keterakan (stress dan strain) dibagi menjadi tiga jenis, yakni: a. Kekar gerus (shear joint/Compression joint), kekar yang terjadi akibat tekanan/kompresi. Ciri-ciri di lapangan : Mempunyai pola sejajar dengan arah yang jelas Bidang kekar rata dan lurus Rekahan tertutup b. Kekar tegangan (tension joint), kekar yang terbentuk akibat tarikan. Disebut juga extension fracture, tension gashes (terisi mineral) Cirri-ciri di lapangan : Tidak mempunyai pola dan arah yang jelas Bidang kekar tidak rata Rekahan terbuka. c. Kekar hybrid (hybrid Joint), merupakan campuran dari kedua kekar diatas, dan umumnya terisi mineral sekunder.


| 74


Gambar 3.1.15 hubungan kekar dengan arah gaya yang bekerja

Gambar 3.1.16 jenis-jenis kekar Divisi Akademik HMG 2010

| 75


Berdasarkan kedudukan terhadap lapisan batuan. 1) Strike joint/longitudinal joint : jurus kekar dan jurus perlapisan saling sejajar. 2) Dip joint/transversal joint : jurus kekar sejajar dengan arah kemiringan lapisan batuan. 3) Diagonal/oblique joint : jurus kekar dan jurus perlapisan batuan saling memotong. 4) Bedding joint : bidang kekar dan bidang lapisan saling sejajar.

Gambar 3.1.17 jenis kekar berdasarkan kedudukannya.

Nontectonic Joint Columnar joint Terjadi pada pembekuan magma, yaitu batuan beku membentuk seprti tiang atau pilar. Sheeting joint (release joint) Terjadi akibat hilangnya atau pengurangan tekanan saat batuan beku membeku, cirinya yaitu berlembar. Berdasarkan ukurannya, kekar dibagi menjadi: 1. Master joint (puluhan hingga ratusan kaki) biasanya sampai memotong beberapa lapisan. 2. Major joint (lebih kecil, tapi masih bisa dilihat dengan baik) 3. Minor joint (lebih kecil lagi dan kurang penting) 4. Micro joint (lebih kecil dari yang lain)


| 76

BAB

Fosil dan Stratigrafi “Sebuah tong yang penuh dengan pengetahuan belum tentu sama nilainya dengan setetes budi”. Phytagoras

FOSIL PENGENALAN Fosil adalah jejak atau sisa kehidupan (flora & fauna) masa lampau yang terawetkan dalam lapisan kulit bumi, terjadi secara alami dan mempunyai umur geologi di atas 10.000 tahun (kala Holosen). Diambil dari kata latin Fodere yang berarti menggali. Cabang ilmu yang mempelajari kehidupan masa lampau disebut Paleontologi dan Mikropaleontologi, yang diambil dari bahasa yunani kuno yaitu paleo: kuno, onthos: kehidupan, dan logos: ilmu.

ASAL FOSIL Seperti yang diketahui bahwa fosil merupakan sisa kehidupan masa lampau. Berdasarkan pengertian tersebut, asal fosil dapat dibedakan menjadi 2: 1. Organisme itu sendiri Tubuh flora atau fauna terawetkan secara utuh atau sebagian, dapat berupa rangka binatang, daun tumbuhan purba, mammoth yang terbungkus oleh lapisan es, serangga di dalam resin/getah, kayu yang terpretifikasi, dan lainnya. Disebut juga dengan true fossil atau fosil asli. 2. Sisa-sisa aktifitas organisme Aktifitas organisme seperti makan, berjalan, membangun sarang, metabolisme, dan lainnya meninggalkan jejak-jeka yang terawetkan seperti cetakan kaki, kotoran, sarang tempat tinggal dan lainnya. Disebut juga dengan trace fossil atau fosil jejak, atau ichnofossil.

PROSES PEMFOSILAN Proses pemfosilan atau Fosilisasi adalah semua proses yang melibatkan penimbunan hewan atau tumbuhan dalam sedimen, yang terakumulasi & mengalami pengawetan seluruh maupun

BAB 4 Fosil dan Stratigrafi

sebagian tubuhnya serta pada jejak-jejaknya. Terdapat 3 syarat utama pembentukan fosil, yaitu: 1. Organisme atau sisa kehidupannya harus tertutup dengan segera oleh sedimen, sehingga terhindar dari oksigen. 2. Organisme atau sisa kehidupannya harus berada pada kondisi dimana tidak terdapat bakteri pembusuk. 3. Memiliki rangka yang kuat atau keras, berbahan dasar carbon, silika, aragonit, khitin, dll. Selain 3 syarat utama tadi, banyak juga faktor lain yang mempengaruhi proses pembentukan fosil antara lain: Lingkungan atau lokasi pengawetan fosil dan keadaan lapisan sedimen yang membungkus fosil itu sendiri, contohnya seperti kasar atau halusnya butiran sedimen penutup. Organisme yang mati tidak boleh terkena proses perusak seperti oksidasi-reduksi, pembusukan, dan proses penghancuran kimia, fisika serta biologi lainnya seperti pelapukan, metamorfosa, pelarutan dan lainnya baik sebelum ataupun setelah terfosilkan. Organisme yang mati tidak menjadi mangsa organisme yang hidup.

Gambar 4.1.1 Macam – macam pengawetan fosil Divisi Akademik HMG 2010

| 78


Gambar 4.1.2 Sistem pengawetan fosil

Gambar 4.1.3 Jejak fosil


| 79


JENIS –JENIS FOSIL Fosil terbagi menjadi banyak golongan tergantung pada beberapa ketentuan. @ Berdasarkan ukurannya fosil terbagi menjadi 3 jenis: a. Fosil makro (macrofossil), berukuran besar dan dapat dilihat tanpa menggunakan mikroskop. b. Fosil mikro (microfossil), berukuran kecil dan dilihat dengan menggunakan mikroskop. c. Fosil nano (nannofossil), berukuran sangat halus dengan skala nanometer sehingga hanya dapat dilihat dengan menggunakan mikroskop elektron atau SEM (Scanning Electron Microscope). @ Berdasarkan tipe proses pengawetannya, terbagi menjadi: a. Fosil termineralisasi - Histometabasis Adalah fosil yang terbentuk akibat proses penggantian sebagian atau seluruh tubuh tumbuhan purba dengan mineral lain dimana fosil tersebut terendapkan. - Fosil Permineralisasi Adalah fosil akibat proses histometabasis pada binatang - Fosil Replacement/mineralisasi/petrifikasi Fosil terbentuk dari proses penggantian mineral pada seluruh bagian tubuh organisme dengan mineral lain b. Fosil tidak termineralisasi - Fosil Destilasi Adalah fosil yang terbentuk akibat proses dimana gas di dalam organisme menguap dan meninggalkan zat organiknya dikarenakan penimbunan dan panas - Fosil Kompresi Adalah fosil yang terbentuk dengan proses dimana air dan gas yang terkandung di dalam organisme tertekan keluar akibat pembebanan oleh sedimen yang menimbunnya dan meninggalkan zat-zat carbonnya


| 80


- Fosil Mumifikasi Adalah fosil yang terbentuk pada daerah dengan udara yang sangat kering (contoh: gurun) sehingga organisme yang mati cepat menjadi kering dan terfosilkan dalam bentuk mumi - Fosil Pembekuan Fosil yang terbentuk akibat pembungkusan oleh lapisan es. Biasanya fosil terdapat dalam bentuk organisme utuh.

@ Berdasarkan umur lingkungan sekitarnya a. Reworked fossil : fosil tua, di lingkungan fosil berumur lebih muda. Misalnya akibat galian binatang di dalam tanah. b. Introduced/Infiltrated fossil : fosil muda, di lingkungan fosil berumur tua. Misalnya akibat tertransport oleh fluida permukaan ke dalam pori lapisan batuan lebih tua di bawahnya.

BENTUK FOSIL a. Individu, dimana fosil tidak terubah, tetap pada wujudnya. b. Fragmen, fosilnya berupa bagian-bagian tubuh dari organisme seperti gigi, stem tumbuhan. c. Jejak : (diktat) - Impresi, seperti : Internal Mould/tuangan External Mould/tapak Cast/cetakan -

Coprolith/excretio Gastrolit Trail Burrow Borring

d. Pseudofossil


| 81


KETERDAPATAN FOSSIL Secara umum dibagi menjadi 2, yaitu: (diktat) a. Di darat / terestrial b. Di air / akuatik

Keterdapatannya di dalam batuan: a. Batuan beku : tidak ada, karena asal batuan beku adalah magma, jadi tidak mungkin terdapat fosil didalamnya. b. Batuan sedimen : banyak, karena batu sedimen merupakan pembentuk fosil, terutama batusedimen berukuran halus. c. Batuan metamorf : sedikit sekali, rusak karena proses metamorfisme

KLASIFIKASI Klasifikasi diartikan sebagai suatu aturan yang mengelompokkan benda-benda dalam kategori masing-masing. Maksud dari klasifikasi adalah penyederhanaan. Dalam hal klasifikasi organisma, hal-hal yang diperhatikan adalah hubungan genetika antara yang satu dengan yang lainnya melalui taraf-taraf evolusi. Terdapat dua macam istilah klasifikasi organisma, yaitu : - Natural classification, adalah suatu penggolongan organisma berdasarkan pada jenis lingkungan yang ditempatinya, misalnya : lingkungan sungai, laut, rawa dll. - Artificial classification, adalah suatu penggolongan organisma berdasarkan sifat-sifatnya (characters), seperti habitat, ukuran, penyebaran kedalaman dan geografi.

Henry Wood, pada tahun 1958 telah membahas secara praktis mengenai 9 phyla dalam klasifikasi hewan. Ke 9 phyla tersebut adalah : Taksonomi fosil : Kingdom – Phylum – Class – Ordo – Family – Genus – Species

Dalam pembahasa paleontologi, biasanya klasifikasi dimulai dari Phylum hingga species


| 82


Nomenklatur Organisma yang hidup atau pernah hidup (sudah menjadi fosil) pasti mempunyai nama. Nama organisma tersebutumumnya menggunakan Bahasa Latin. Bahas latin pada umumnya merupakan bahasa yang sudah dipakai dalam hal-hal ilmiah (pada saat itu) dan bahasa ini digolongkan sebagai bahasa mati, bahasa yang tidak akan mengalami perubahan. Seorang ahli bangsa Swedia, Carl Von Linne (1707-1778), telah memperkenakan sistem Binominal Nomenclature atau sistem penamaan binominal pada organisma. Binominal nomenclatur menggunakan 2 nama pada setiap organisma, dengan pembagian : 1) Nama Pertama adalah Nama Genus, huruf pertama huruf besar, contoh : Globigerinoides. 2) Nama kedua adalah nama Species, huruf pertama huruf kecil, contoh : immaturus. Jadi nama organisma tersebut adalah Globigerinoides immaturus. Nomenklatur, tata cara penulisan nama fosil

KEGUNAAN FOSIL a. Menentukan umur geologi suatu tubuh batuan permukaan maupun dibawah permukaan (sub surface) b. Korelasi c. Lingkungan pengendapan dan studi fasies d. Membantu untuk memecahkan problem geologi struktur , misalnya dalam menemukan ada tidaknya sesar. e. Paleoecology, Paleobatimetri, Paleocurrent, Paleoclimate, dll


| 83


STRATIGRAFI Pengertian Stratigrafi Stratigrafi dalam arti sempit merupakan ilmu yang mempelajari perlapisan atau uruturutan batuan berdasarkan karakteristik batuan yang membedakan waktu pengendapan yang berbeda. Sedangkan dalam arti luas adalah ilmu yang mempelajari lapisan – lapisan batuan serta hubungannya satu dengan yang lain (umur, hubungan lateral/vertikal, ketebalan, penyebaran serta terjadinya) dengan tujuan untuk mendapatkan pengetahuan sejarah bumi dan pengetahuan lainnya dari lapisan batuan yang mempunyai arti ekonomis (misal minyak bumi) ataupun tidak. Selain itu stratigrafi terkait dengan hubungan antar perlapisan batuan, succession of beds, korelasi perlapisan suatu daerah bahkan perlapisan dalam cakupan yang lebih luas seperti antar benua dan penyusunan urutan lapisan-lapisan dalam kolom geologi. Pengertian mengenai prinsip dan terminologi dalam stratigrafi sangatlah penting dalam studi geologi secara keseluruhan, karena stratigrafi menyediakan kerangka yang sistematik dalam pembelajaran geologi khususnya studi sedimentologi. Stratigrafi dapat menjadi alat bantu geologist dalam merangkum komposisi sedimen, tekstur, struktur, dan kenampakan lainnya dalam suatu pemahaman, untuk kemudian dapat diinterpretasikan kedalam aspekaspek yang lebih luas. Seperti studi sejarah bumi, pencarian minyak dan gas, mineral tambang dsb. Selain itu stratigrafi penting dalam studi rekonstruksi lempeng (plate tectonics), dan penjelasan tentang sejarah pergerakan kerak benua dan samudera, pergerakan batas garis pantai (transgresi dan regresi).

Sejarah Perkembangan Stratigrafi Pada tahun 1960an, disiplin ilmu stratigrafi masih banyak membahas tentang penamaan stratigrafi itu sendiri; konsep yang masih klasik adalah penamaan hubungan litostratigrafi, kronostratigrafi dan biostratigrafi pada suatu wilayah; serta korelasinya antar satu wilayah dengan yang lainnya. Divisi Akademik HMG 2010

| 84


a)

Litostratigrafi Berhubungan dengan litologi atau ciri fisik dari suatu lapisan dan hubungan satuan-satuan stratigrafinya berdasarkan karakteristik litologi.

b)

Kronostratigrafi Berhubungan dengan umur lapisan batuan dan hubungan waktunya.

c)

Biostratigrafi Merupakan studi tentang batuan berdasarkan kandungan fosilnya.

Kemudian masih pada 1960an, pendekatan klasik terhadap stratigrafi diperbaharui oleh Weller dengan bukunya ”Stratigraphic Principle and Practice”. Prinsip-prinsip yang ia kembangkan merupakan tulang punggung dari stratigrafi sekarang ini. Kita harus mengerti hubungan antara stratigrafi dengan sistem pengendapan serta hubungan antara aplikasi stratigrafi dengan prinsip sedimentologi untuk menginterpretasikan lapisan dalam konteks lempeng tektonik global. Pada 1970an, berkembang konsep urut-urutan pengendapan, yang membahas paket lapisan yang dibatasi oleh ketidakselarasan, yang kemudian berkembang menjadi disiplin ilmu sekuen stratigrafi. Selain itu ada pula perkembangan dari stratigrafi yang memberikan kontribusi penting dalam pembelajaran hubungan fisik stratigrafi, umur, dan lingkungan dari lapisan dibawah permukaan serta sedimen di samudera, yaitu magnetostratigrafi, yang berhubungan dengan ciri fisik magnet dari suatu batuan sedimen dan batuan vulkanik yang berlapis, dan seismik stratigrafi, yang merupakan studi stratigrafi dan fasies pengendapan berdasarkan interpretasi data seismik.

Prinsip-prinsip Dasar Stratigrafi Dalam pembelajaran stratigrafi permulaannya adalah pada prinsip-prinsip dasar yang sangat penting aplikasinya sekarang ini. Sebagai dasar dari studi ini Nicolas Steno membuat empat prinsip tentang konsep dasar perlapisan dikenal sekarang dengan “Steno’s Law” Empat prinsip Steno tersebut adalah : Divisi Akademik HMG 2010

| 85


• The Principles of Superposition (Prinsip Superposisi) Dalam suatu urutan perlapisan, lapisan yang lebih muda berada diatas lapisan yang lebih tua. "...pada waktu suatu lapisan terbentuk (saat terjadinya pengendapan), semua masa yang berada diatasnya adalah fluida, maka, pada saat suatu lapisan yang lebih dulu terbentuk, tidak ada keterdapatan lapisan diatasnya." Steno, 1669.

Gambar 4.2.1 Kolom Stratigrafi

• Principle of Initial Horizontality Lapisan terendapkan secara horizontal dan kemudian terdeformasi menjadi beragam posisi. "Lapisan baik yang berposisi tegak lurus maupun miring terhadap horizon, pada awalnya pararel terhadap horizon." Steno, 1669.


| 86


C B A

Gambar 4.2.2 Initial Horizontality

•

Lateral Continuity Suatu lapisan dapat diasumsikan terendapkan secara lateral dan berkelanjutan jauh

sebelum akhirnya terbentuk sekarang. "Material yang membentuk suatu perlapisan terbentuk secara menerus pada permukaan bumi walaupun beberapa material yang padat langsung berhenti pada saat mengalami transportasi." Steno, 1669

C

C B

B A

A Gambar 4.2.3 Lateral Continuity

• Principle of Cross Cutting Relationship Suatu hal (sesar atau tubuh intrusi) yang memotong perlapisan selalu berumur lebih muda dari batuan yang diterobosnya.


| 87


"Jika suatu tubuh atau diskontinuitas memotong perlapisan, tubuh tersebut pasti terbentuk setelah perlapisan tersebut terbentuk." Steno, 1669. (a)

(b)

Gambar 4.2.4 Principle of Cross Cutting Relationship: (a) intrusi lebih muda dari batuan yang dipotongnya; (b) sesar lebih muda dari batuan yang dipotongnya

William Smith (1769-1839) seorang peneliti dari Inggris. Smith adalah insinyur yang bekerja disebuah bendungan, ia mengemukakan Teori biostratigrafi dan korelasi stratigrafi. Smith mengungkapkan dengan menganalisa keterdapatan fosil dalam suatu batuan, maka suatu lapisan yang satu dapat dikorelasikan dengan lapisan yang lain, yang merupakan satu perlapisan. Dengan korelasi stratigrafi maka dapat diketahui sejarah geologinya pula. Dalam studi hubungan fosil antar perlapisan batuan, ia pun menyimpulkan suatu hukum yaitu “Law

of Faunal Succession”, pernyataan umum yang menerangkan bahwa fosil suatu

organisme terdapat dalam data rekaman stratigrafi dan dapat digunakan sebagai petunjuk untuk mengetahui sejarah geologi yang pernah dilauinya. Jasanya sebagai pencetus biostratigrafi membuat ia dikenal dengan sebuatan “Bapak Stratigrafi”. Ahli Stratigrafi lain seperti D’Orbigny dan Albert Oppel juga berperan besar dalam perkembangan ilmu stratigrafi. D’Orbigny mengemukakan suatu perlapisan secara sistematis mengikuti yang lainnya yang memiliki karakteristik fosil yang sama. Sedangkan Oppel berjasa dalam mencetuskan konsep “Biozone”. Biozone adalah satu unit skala kecil yang mengandung semua lapisan yang diendapkan selama eksistensi/keberadaan fosil organisme tertentu. Kedua orang inilah yang juga mencetuskan pembuatan standar kolom stratigrafi. Divisi Akademik HMG 2010

| 88


Unsur-Unsur Stratigrafi

Stratigrafi terdiri dari beberapa elemen penyusun, yaitu : 1. Elemen Batuan, secara umum stratigrafi menyangkut semua macam batuan, baik batuan sedimen , metamorf maupun beku. Meskipun demikian batuan yang lebih diperdalam untuk dipelajari adalah batuan sedimen, karena batuan ini memiliki perlapisan, terkadang batuan beku dan metamorf juga dipelajari dalam kapasitas yang sedikit. 2. Unsur Perlapisan (Waktu), merupakan salah satu sifat utama batuan sedimen yang disebabkan oleh proses pengendapan sehingga menghasilkan bidang batas antara lapisan satu dengan yang lainnya yang merepresentasikan perbedaan waktu/periode pengendapan.

Perlapisan merupakan sifat dari batuan sedimen yang memperlihatkan bidang-bidang yang sejajar yang diakibatkan oleh proses sedimentasi.

Bidang perlapisan adalah bidang yang merupakan perlapisan dan dapat diwujudkan berupa amparan dari suatu mineral tertentu/besar butir, atau bidang sentuh (batas) yang tajam antara dua jenis litologi yang berbeda)

Bidang perlapisan merupakan hasil dari suatu proses sedimentasi yang berupa: •

Berhentinya

suatu

pengendapan

sedimen

dan

kemudian

dilanjutkan

oleh

pengendapan sedimen yang lain. •

Perubahan warna material batuan yang diendapkan.

•

Perubahan tekstur batuan (misalnya perubahan ukuran dan bentuk butir).

•

Perubahan struktur sedimen dari satu lapisan ke lapisan lainnya.

•

Perubahan kandungan material dalam tiap lapisan (komposisi mineral, kandungan fosil, dll).


| 89

BAB 4 Fosil dan Stratigrafi Satu Unit Perlapisan

A

Satu Unit Perlapisan

B C


D


Gambar 4.2.5 Perlapisan

Beberapa kriteria yang bisa dijadikan dasar untuk pengenalan lapisan pada suatu singkapan di lapangan, antara lain : •

Perubahan susunan mineralogi

•

Perubahan tekstur (besar butir, bentuk butir, pemilahan)

•

Perubahan macam batuan/litologi

•

Perubahan warna

•

Penyebaran kerikil atau fosil ataupun mineral tertentu menurut suatu bidang

•

Perubahan kekerasan/pelapukan dari batuan

•

Perubahan struktur sedimen

Pada suatu bidang perlapisan, terdapat bidang batas antara satu lapisan dengan lapisan yang lain. Bidang batas itu disebut sebagai kontak antar lapisan.

Litostratigrafi Litostratigrafi berhubungan dengan studi dan susunan lapisan berdasarkan karakteristik litologi. Terminologi litologi digunakan oleh banyak geologist dengan dua macam cara, antara lain : a)

Litologi, merupakan pembelajaran dan deskripsi dari karakteristik fisik dari batuan khususnya pada batuan sampel dan di singkapan (Bates dan Jackson, 1980).

b)

Litologi, merupakan karakteristik fisik seperti : tipe batuan, warna, komposisi mineral, dan ukuran butir. Divisi Akademik HMG 2010

| 90


Berdasarkan hal tersebut kita dapat mendefinisikan satuan litologi sebagai satuan batuan yang didasarkan dengan karakteristik fisik sedangkan litostratigrafi berkaitan dengan studi mengenai hubungan stratigrafi antara lapisan yang dapat diidentifikasi berdasarkan litologi.

Tipe Satuan litostratigrafi Satuan litostratigrafi merupakan tubuh batuan sedimen, beku, metasedimen atau metamorf yang dibedakan berdasarkan karakteristik litologi. Satuan litostratigrafi ini dapat dikenali berdasarkan karakteristik batuan yang dapat diteliti. Batas antara setiap satuan yang berbeda dapat diidentifikasi secara jelas dengan adanya kontak atau dapat dideskripsikan secara arbitrer karena bersifat gradasional. Pembedaan satuan stratigrafi ini didasarkan oleh stratotipe (tipe satuan yang ditentukan), dapat terdiri dari batuan yang ada, lokasi ditemukan; singkapan, penggalian, daerah tambang atau lubang bor, yang kesemuanya mengacu pada kriteria batuan. Di lapangan satuan stratigrafi yang terdiri dari hanya satu litologi saja jarang ditemukan. Umumnya satuan-satuan tersebut terdiri dari beberapa litologi yang saling berhubungan dan berbatasan. Hal yang penting adalah membedakan dan memahami kontak antara litologi tersebut secara vertikal dan lateral. Satuan litostratigrafi yang paling mendasar antara lain : a)

Formasi, merupakan satuan stratigrafi yang secara litologi dapat dibedakan dengan jelas dan dengan skala yang cukup luas cakupannya untuk dipetakan di permukaan atau ditelusuri dibawah permukaan. Formasi dapat terdiri dari satu litologi atau beberapa litologi yang berbeda.

b)

Anggota, merupakan bagian dari formasi (formasi dapat terbagi menjadi beberapa satuan stratigrafi yang lebih kecil yang disebut anggota).

c)

Perlapisan, merupakan bagian dari anggota (anggota dapat terbagi menjadi beberapa satuan stratigrafi yang lebih kecil yang disebut perlapisan).

d)

Kelompok/Grup, kombinasi dari beberapa formasi.

e)

Supergrup, kombinasi dari beberapa kelompok. Divisi Akademik HMG 2010

| 91


Pengelompokan satuan stratigrafi menjadi satuan litostratigrafi yang lebih spesifik cakupannya dapat berguna untuk menelusuri dan mengkorelasikan lapisan baik pada singkapan dan di bawah permukaan.

Kontak Stratigrafi

Satuan-satuan litologi yang berbeda terpisahkan satu sama lainnya oleh kontak, yang permukaannya dapat berupa bidang datar atau tidak beraturan (ireguler) diantara tipe batuan yang berbeda. Lapisan yang berurutan secara vertikal dapat dikatakan selaras atau tidak selaras tergantung dari kemenerusan pengendapan. Lapisan yang memiliki kontak selaras dicirikan dengan susunan pengendapan yang tidak rusak (menerus), umumnya terendapkan secara pararel. Permukaan yang memisahkan lapisan yang selaras ini disebut keselarasan (conformity), yang merupakan suatu permukaan yang memisahkan lapisan yang lebih muda dengan lapisan batuan yang lebih tua namun disepanjang bidangnya tidak terdapat bukti dari periode non deposisi. Karena kontak yang selaras mengindikasikan tidak ada jeda pengendapan yang signifikan atau hiatus. Hiatus merupakan jeda atau pemotongan kontinuitas dari pengendapan pada suatu rekaman waktu geologi. Hiatus mewakili periode waktu geologi dimana tidak terdapat sedimen atau lapisan yang terbentuk. Sementara kontak antara lapisan yang tidak menerus dengan lapisan dibawahnya pada rentang waktu tertentu, atau tidak sesuai kemenerusannya sebagai satu bagian, disebut tidakselaras. Suatu ketidakselarasan meripakan permukaan yang terbentuk sebagai hasil erosi atau nondeposisi, yang memisahkan lapisan yang lebih muda dengan lapisan yang lebih tua, yang mewakili adanya hiatus. Ketidakselarasan menunjukkan sedikitnya kontinuitas dari pengendapan dan berkaitan dengan periode nondeposisi, pelapukan atau erosi, baik secara subaerial maupun subakueous. Selain terdapat secara vertikal, kontak juga terdapat secara lateral pada satuan litostratigrafi yang saling berbatasan. Kontak ini terbentuk antara satuan batuan dari umur yang sama dan Divisi Akademik HMG 2010

| 92


terdiri dari litologi yang berbeda serta menunjukkan kondisi lingkungan pengendapan yang berbeda. Selain itu ada pula kontak secara lateral yang disebabkan oleh patahan setelah terjadinya pengendapan. Kontak antara tubuh yang berbatasan secara lateral dapat bergradasi, melidah (intertonguing) ; pinching atau wedging.

1. Kontak Selaras Kontak antara lapisan yang selaras dapat berupa : a)

Kontak Tegas, merupakan hasil dari perubahan yang jelas dan tiba-tiba dari litologi yang berbeda. Umumnya terjadi pada pengendapan bidang perlapisan primer yang terbentuk sebagai hasil dari perubahan kondisi pengendapan lokal. Kontak tegas juga dapat disebabkan oleh alterasi kimia setelah pengendapan yang mengakibatkan perubahan warna dikarenakan proses oksidasi dan reduksi dari mineral yang mengandung besi, serta perubahan ukuran butir disebabkan oleh rekristalisasi atau dolomitisasi atau perubahan yang diakibatkan sementasi oleh mineral silika atau karbonat.

b)

Kontak Gradasional, disebut kontak gradasional jika perubahan dari satu litologi ke yang lain memiliki tanda yang kurang jelas dibanding kontak tegas. Kontak gradasional dapat terbagi lagi menjadi beberapa tipe : 1.

Kontak Progresif, terjadi ketika satu litologi bergradasi dengan litologi lainnya secara progresif, kurang lebihnya bergradasi secara seragam pada ukuran butir, komposisi mineral, atau karakteristik fisika. Contohnya

:

Batupasir

secara

progresif

bergradasi

menjadi

batulempung kearah atas atau batupasir kuarsa berubah menjadi batupasir arenit secara progresif kearah atas. 2.

Kontak Interkalatif, merupakan kontak gradasional yang terjadi karena bertambahnya perselingan antara beberapa litologi.

2. Kontak Tidak Selaras Terdapat empat tipe dari kontak tidak selaras yang dapat dikenali, antara lain : a)

Angular Unconformity

c)

Paraconformity

b)

Disconformity

d)

Nonconformity Divisi Akademik HMG 2010

| 93


Ketidakselarasan dikenali berdasarkan keterdapatan suatu hubungan yang menyudut antara lapisan yang tidak selaras, keterdapatan permukaan erosional yang memisahkan lapisan, dan keaslian batuan dibawah permukaan ketidakselarasan. Berikut akan dibahas satu persatu tipe ketidakselarasan, 3 tipe pertama terjadi antara tubuh batuan sedimen dan tipe terakhir (nonconformity) terjadi antara batuan sedimen dan metamorf atau batuan beku.

50 Ma 50 Ma

100 Ma

100 Ma

Angular Uncorformity

Paraconformity

50 Ma 50 Ma 100 Ma 100 Ma

Disconformity

Nonconformity

Gambar 4.2.6 Unconformity (Ketidakselarasan)

a) Angular Unconformity Merupakan suatu tipe ketidakselarasan dimana sedimen yang lebih muda terendapkan diatas permukaan erosi dari batuan yang lebih tua dimana sebelumnya batuan tersebut mengalami pengangkatan atau perlipatan, maka, batuan yang lebih tua tersebut memiliki dip yang berbeda, umumnya lebih curam, membentuk sudut dengan batuan yang lebih muda.

b)

Disconformity


| 94


Kenampakannya berupa suatu permukaan ketidakselarasan atas dan bawah dari bidang perlapisan yang secara umum pararel dan kontak antara lapisan yang lebih tua dan mudanya ditandai oleh permukaan erosional yang jelas, ireguler, atau tidak lazim.

Gambar 4.2.7. Pembentukan Disconformity

c)

Paraconformity Merupakan ketidakselarasan yang tidak tampak dengan jelas, karena dicirikan oleh

lapisan atas dan bawah bidang ketidakselarasan yang pararel dan tidak terdapat permukaan erosional atau bukti fisik lainnya dari suatu ketidakselarasan yang jelas. Paraconformity tidak dapat dengan mudah dikenali dan harus diidentifikasi berdasarkan jeda antara rekaman batuan (disebabkan periode nondeposisi atau erosi). Ditentukan dari bukti paleontologi seperti keterdapatan suatu zona fauna atau perubahan fauna yang jelas tampak.

d)

Nonconformity Nonconformity terbentuk antara batuan sedimen dan batuan beku yang berumur lebih

tua atau batuan metamorf yang masif, yang telah terekspos, tererosi, sampai akhirnya tertimbun oleh sedimen.


| 95


Gambar 4.2.8 Pembentukan Nonconformity

3. Kontak Lateral Satuan stratigrafi juga memiliki batas lateral yang jelas. Batasan tersebut tidaklah selalu terbentang secara lateral dan planar tapi dapat pula berterminasi (menunjukkan pola-pola tertentu), baik secara jelas sebagai hasil dari erosi atau bergradasi oleh perubahan litologi yang berbeda. Macam-macam kontak lateral antara lain :

a. Pinch Out Perubahan litologi secara lateral yang dicirikan oleh penipisan litologi tertentu secara progresif sampai akhirnya hilang dan berganti menjadi litologi lainnya. b. Intertonguing Pemisahan lateral dari satuan litologi pada banyak satuan-satuan stratigrafi yang tipis dan menjorok kedalam litologi lainnya secara tidak beraturan. c. Gradasi Lateral Progresif Sama dengan gradasi vertikal progresif pada kontak vertikal.

Hubungan Stratigrafi dan Waktu Geologi

Terdapat dua penjelasan yang berbeda tentang stratigrafi, antara lain : 1. Waktu Geologi, yang meliputi jutaan tahun yang lampau sejak keterbentukan bumi. 2. Bukti Material Batuan, Mineral dan Fosil, untuk kejadian-kejadian dalam sejarah bumi.


| 96


Kejadian-kejadian tersebut digambarkan dalam terminologi waktu dan penentuan waktu yang berjalan pada setiap material geologi, sehingga kedua penjelasan diatas saling berhubungan. Namun dari pandangan keilmuan yang objektif kedua konsep tersebut tetap terpisah dan sangat penting keberadaannya. Waktu Geologi Alur waktu sejak terbentuknya bumi terbagi menjadi satuan-satuan geokronologi, yang merupakan pembagian waktu dalam tahun atau dalam penamaan tertentu yang merepresentasikan waktu tertentu. Hirarki dari waktu geologi telah ditetapkan, berikut dari periode terpanjang sampai terpendek : 

Eon Merupakan periode waktu terpanjang, terbagi menjadi 3 eon : Arkeozoikum, Proterozoikum dan Fanerozoikum



Era Eon terbagi lagi menjadi beberapa era, Fanerozoikum terbagi menjadi Paleozoikum, Mesozoikum, dan Kenozoikum



Period Merupakan bagian dari era, contohnya Mesozoikum terbagi menjadi Triasik, Jura, Kapur



Epoch Pembagian selanjutnya dari periode contohnya ; Awal Kapur, Pertengahan Kapur dan Akhir Kapur



Age Merupakan pembagian akhir yang hanya terdiri dari rentang beberapa juta tahun.

Material Satuan Stratigrafi Kontras dengan waktu geologi, satuan stratigrafi didasarkan pada kesatuan materialnya. Ada lima tipe dasar dari material stratigrafi yang dapat dikenali, antara lain : Divisi Akademik HMG 2010

| 97




Lithostratigraphy Melengkapi pembahasan tentang litostratigrafi sebelumnya, bahwa satuan litostratigrafi dapat didefinisikan sebagai suatu tubuh batuan yang dapat dibedakan berdasarkan karakteristik litologi dan posisi stratigrafi relatif terhadap tubuh batuan lainnya.



Chronostratigraphy Merupakan suatu tubuh batuan yang batas atas dan bawahnya memiliki permukaan yang isokron (memiliki kesamaan waktu). Suatu permukaan yang isokron terbentuk pada waktu yang sama dimanapun. Satuan kronostratigrafi dibedakan dengan menentukan umur-umur dari batuanbatuan yang ada baik langsung melalui perhitungan isotop atau dengan kalibrasi informasi biostratigrafi. Satuan kronostratigrafi merupakan kesatuan fisik bukanlah konsep abstrak, yang memiliki persamaan langsung dengan satuan waktu geologi.


| 98


Gambar 4.2.9 Skala waktu geologi Divisi Akademik HMG 2010

| 99


Umur Geologi Mengenai waktu geologi ini kita dapat meninjaunya dari 2 segi: 1.

Waktu Kualitatif

2.

Waktu Kuantitatif.

Yang pertama menyatakan apakah suatu kejadian berlangsung sebelum atau sesudah kejadian lainnya dengan tidak memperhitungkan jumlah tahun, sedangkan yang kedua menyatakan berapa tahun yang lalu suatu gejala geologi telah berlangsung. • Waktu Kualitatif Waktu relatif ditentukan berdasarkan kedudukan relatif daripada batuan sedimen. Tiap lapisan sedimen mewakili waktu pengendapannya, jadi bila kita dapat menyusun uruturutan daripada batuan sedimen itu dengan benar, maka kita mempunyai pula urut-urutan waktu yang sesungguhnya. Untuk menyusunnya, kita harus mengetahui mana yang lebih dulu dan bagian mana yang diendapkan kemudian. Hal ini dapat dibantu dengan menggunakan “Hukum Superposisi”. Cara lain penyusunan lapisan-lapisan batuan yang terpencar adalah dengan melakukan apa yang dinamakan dengan “Korelasi” Ada dua macam korelasi yang dapat ditempuh: 1.

Berdasarkan sifat fisik dari batuan sedimen tersebut.

2.

Berdasarkan fosil.

• Waktu Kuantitatif Untuk mengetahui berapa tahun Dunia umurnya? Sangatlah susah ditentukan, karena tidak ada orang yang menghitungnya. Salah satu cara untuk mengatasi hal ini adalah dengan mempelajari disintegrasi dari mineral-mineral radioaktif Prinsipnya adalah: Inti dari beberapa unsur secara spontan akan pecah dengan menghasilkan unsur baru (proses Radio-Aktipitet). Sebagai contoh unsur Uranium dan

82

Pb

206

92

U238 akan menghasilkan He

dalam disintegrasinya. Kita juga mengetahui lamanya suatu unsur untuk

berdisintegrasi hal ini bersifat konstan artinya tidak berdasarkan kondisi kimia dan fisika. Divisi Akademik HMG 2010

| 100


Lamanya unsur untuk berdisintegrasi menjadi setengahnya dinamakan “Waktu Paruh” atau “Half-Life”. Setelah mempelajari unsur-unsur stratigrafi, kita beranjak dalam mengenal perlapisan, adapun cara dengan mengenali beberapa kriteria untuk pengenalan lapisan pada suatu singkapan di lapangan, antara lain : 1.

Perubahan susunan mineralogi

2.

Perubahan tekstur (besar dan bentuk butir, pemilahan)

3.

Perubahan macam batuan

4.

Perubahan warna

5.

Penyebaran kerikil atau fosil ataupun mineral tertentu menurut suatu bidang

6.

Perubahan kekerasan/pelapukan dari batuan

7.

Perubahan struktur sedimen

8.

Susunan dari lubang galian cacing dan bidang perlapisan


| 101

BAB

Peta , Peralatan Geologi dan Pemetaan Geologi “Membaca, setelah beberapa waktu, menggelapkan pikiran terlalu jauh dari pencarian kreatif nya. Seseorang yang membaca terlalu banyak dan menggunakan otaknya terlalu sedikit akan menjadi kebiasaan malas untuk berpikir.” Albert Einstein.

PETA A. PETA TOPOGRAFI Peta adalah gambaran seluruh atau sebagian permukaan bumi yang diproyeksikan dalam 2 dimensi pada bidang datar dengan metode dan perbandingan tertentu. Peta topografi adalah peta yang menggambarkan bentuk/roman muka bumi, yang meliputi perbedaan tinggi/relief, sungai, danau, vegetasi, dan hasil kebudayaan manusia. Peta topografi yang biasa digunakan adalah dengan skala 1:50.000; 1:25.000; 1:12.500; dan 1:5.000 (biasanya peta topografi wilayah kota). Kegunaan peta topografi adalah: 1.

Untuk mengetahui keadaan medan/daerah yang akan kita kunjungi, mengetahui letak desa, jalan raya, sungai, daerah rendah, daerah per-bukitan, bagian lereng yang curam, dan landai.

2.

Untuk mengetahui dan menentukan posisi kita (orientasi medan) pada daerah yang kita kunjungi sehingga terhindar dari bahaya tersesat.

3.

Dalam bidang militer digunakan untuk strategi militer, seperti pemilih-an posisi yang strategis untuk pertahanan, penyerangan , tempat logistik, dll.

4.

Sebagai peta dasar (basemap) untuk pembuatan peta khusus, misal-nya peta geologi, peta tataguna lahan, dll.

Jenis peta topografi Peta topografi terbagi menjadi 2 jenis (dengan titik acuan titik 0 mdpl/di atas permukaan laut), yaitu:

BAB 5 Peta, Peralatan Geologi dan Pemetaan Geologi

1.

Peta permukaan (surface map), adalah peta yang menggambarkan roman muka bumi di atas permukaan air laut (bernilai positif).

2.

Peta bawah permukaan (subsurface map), adalah peta yang menggambarkan roman muka bumi di bawah permukaan air laut atau di bawah permukaan bumi (bernilai negatif).

Peta topografi Indoneia Peta tofografi di Indonesia ada 3 macam, yaitu: 1.

Peta topografi lama (periode zaman penjajahan Belanda), yaitu peta yang diterbitkan sebelum perang dunia kedua oleh Belanda dan ditangani oleh Nederland Indische Topografische Dienst. Peta ini menggunakan Bahasa Belanda. Peta aslinya menggunakan warna hitam.

2.

Peta topografi peralihan yang diterbitkan oleh tentara sekutu (U.S. Army), peta ini dibuat pada saat perang dunia kedua yang berupa cetakan ulang dari peta lama (buatan Belanda). Peta ini menggunakan Bahasa Inggris dan Belanda. Peta aslinya menggunakan warna merah.

3.

Peta topografi baru yang diterbitkan oleh Badan Koordinasi Survei dan Pemetaan Nasional (Bakosurtanal). Peta ini diterbit-kan oleh instansi sipil yang khusus menangani survei dan pemetaan di Indonesia. Peta ini menggunakan Bahasa Indonesia. Peta aslinya menggunakan warna biru (peta asli).

Ketiga peta tersebut masih memiliki persamaan, yaitu: luas daerahnya sa-ma, proyeksi yang digunakan adalah sama, dan batas kiri dan kanan tiap sheet adalah meridian (arahnya ke kutub) Bagian peta topografi 1.

Judul peta dan nomor lembar peta (registrasi peta). Judul peta, misalnya: lembar Sukabumi, Singaparna, dll.


| 103


Sistem penomoran peta: Contoh:

Sistem penomoran lama; dimana 0° dihitung dari Jakarta (garis bujur) Untuk peta skala 1:100.000 = 45/XI Untuk peta skala 1:50.000 = 45/XI-A Untuk peta skala 1:25.000 = 45/XI-a

Skala 1:100.000 berukuran 20'x20' (36x36km)

Contoh:

Sistem penomoran baru; dimana 0° dihitung dari Greenwich. Untuk peta skala 1:100.000 = 4522 Untuk peta skala 1:50.000 = 4522-III


| 104


Skala 1:100.000 berukuran 20'x3O' (36x54 km)

2.

Roman muka a)

Relief, yaitu perbedaan puncak ketinggian dengan bukit atau lem-bah.

b)

Drainase, yaitu segala bentuk permukaan yang berkaitan dengan air, misalnya: sungai, danau, mata air, irigasi, dll.

c)

Kultur, yaitu seluruh hasil kebudayaan manusia, misalnya: perkampungan, jalan raya, jalan kereta api, kota, dll.

3.

Skala jarak horizontal, Yaitu perbandingan jarak horizontal antara jarak pada peta dengan ja-rak sebenarnya di lapangan, misalnya: skala 1:50.000, berarti jarak 1cm di peta sama dengan jarak 50.000cm atau 500m di lapangan. Jenis-jenis penulisan skala di peta: a)

Skala fraksi, contoh: 1:50.000

b)

Skala verbal, contoh: 1cm=50km

c)

Skala grafis

Kerugian skala fraksi apabila mengalami pembesaran atau pengecilan skala, maka skala utama tidak digunakan lagi, misalnya: peta berska-la 1:50.000 diperbesar menjadi 1:25.000, maka skala 1:50.000 tidak dapat digunakan lagi. Divisi Akademik HMG 2010

| 105


Keuntungan skala grafis skala masih tetap dapat digunakan meskipun mengalami perbesaran atau pengecilan skala. 4.

Legenda, Yaitu simbol-simbol atau gambar benda-benda medan yang mewakili bentuk atau tempat di suatu daerah.

5.

Coverage diagram, Yaitu diagram yang menunjukkan asal data peta didapatkan.

6.

Indeks administrasi, Yaitu pembagian daerah berdasarkan wilayah administrasi (hukum pe-merintahan).

7.

Indeks adjoining sheet, Yaitu petunjuk untuk mengetahui keberadaan suatu peta dengan peta lainnya yang berdekatan.

8.

Edisi peta (tahun pembuatan peta) dan nama/lembaga instansi pembuat peta

9.

Orientasi peta

TN = True North (utara sebenarnya) GN = Grid North (utara peta) MN = Magnetic North (utara magnetis)

Keterangan: - True North menunjukan utara kutub yang sesuai dengan sumbu bumi. - Grid North adalah hasil proyeksi dari garis lintang dan garis bujur bumi. - Magnetic North menunjukan utara magnetis, pada Jazirah Boothia, Kanada Utara (arahnya tidak tetap). - Deklinasi magnetik adalah sudut yang dibentuk oleh True North dan Magnetic North (TN dan MN). - Deklinasi peta adalah sudut yang dibentuk oleh Grid North dan True North (GN dan TN). Divisi Akademik HMG 2010

| 106


- Deklinasi sebenarnya adalah sudut yang dibentuk oleh Grid North dan Magnetic North (GN dan MN). Sudut deklinasi Magnetic North (MN) adalah 1°=60' dan 1'=60" Untuk Indonesia, biasanya deklinasi peta diabaikan karena sudutnya kecil, tetapi untuk deklinasi magnetik bergerak menjauhi deklinasi sebenarnya sebesar 2' per tahun.

Misalnya: Deklinasi magnetis Tahun 1970 = 0°25' Tahun 1970-2001 = (2001-1970) x 2' = 72' = 1°12' Maka, deklinasi magnetis tahun 2001: 0°25'+1°12' =1°37' 10. Grid dan Graticula (garis lintang dan bujur) 11. Garis kontur, Garis kontur adalah garis khayal yang menghubungkan titik-titik di dalam peta dengan ketinggian yang sama (dihitung dari permukaan laut). Sifat-sifat garis kontur, yaitu: a)

Titik-titik dalam satu garis kontur mempunyai ketinggian yang sama di atas permukaan laut.

a)

Garis-garis kontur tidak mungkin berpotongan satu sama lain, kecuali pada vertical cliff dan over hanging cliff (jarang/hampir tidak ada).

b)

Garis-garis kontur tidak mungkin bercabang. Setiap garis kontur merupakan suatu kurva tertutup.

c)

Garis kontur yang berspasi seragam (uniformly spaced contour) menunjukan suatu lereng yang seragam.

d)

Garis kontur yang berdekatan/berhimpit menunjukkan suatu lereng yang terjal/curam.

e)

Garis kontur yang berjauhan/renggang menunjukan suatu lereng yang landai/pedataran. Divisi Akademik HMG 2010

| 107


f)

Suatu garis kontur tidak akan bertemu dengan garis kontur yang lain dan memisahkan semua titik yang lebih tinggi dari semua titik dari ketinggian yang lebih rendah.

g)

Garis kontur yang melingkar/menutup dalam batas peta menunjukan suatu bukit.

h)

Garis kontur lembah biasanya berbentuk V, dengan ujung V mengarah ke hulu.

i)

Garis kontur bukit biasanya berbentuk U, dengan busur U mengarah ke hilir (kaki bukit).

j)

Garis kontur yang bergerigi menunjukan suatu depresi (daerah yang rendah). Gerigi atau garis-garis pendek menunjukan arah depresi tersebut.

Bagian-bagian kontur

Gambar 5.1.1 Bagian-bagian kontur

a)

Interval kontur (contour interval), adalah perbedaan ketinggi-an yang dilewati oleh garis kontur yang satu dengan titik-titik yang dilewati oleh garis kontur lain yang berurutan. Misalnya: Interval kontur 10m, 25m, 100m, dll. Kalau interval kontur tidak tercantum/tertulis, maka harga interval kontur dicari dengan rumus: IK = 1/2000 x skala peta

b)

Indeks kontur (contour index), adalah garis kontur yang mem-punyai harga kelipatan lima atau sepuluh dari interval kontur (IK), dan dicetak dengan garis yang lebih tebal/hitam. Umumnya hanya kontur indeks saja yang diberi harga kontur/ketinggian. Divisi Akademik HMG 2010

| 108


c)

Kontur menengah (intermediate contour), adalah garis kontur yang terletak antara dua indeks kortur. Biasanya tidak dicantum-kan harga kontur.

d)

Kontur tambahan (supplement contour) adalah dua garis kontur yang terletak diantara dua kontur menengah (intermediate contour) yang besarnya setengah dari interval kontur. Digambarkan dengan garis putus-putus.

ANALISIS PETA TOPOGRAFI A.

Analisis umum.

1.

Pengukuran

a)

Untuk menentukan ketinggian - Dibaca langsung harga kontur atau titik triangulasi yang diketahui. - Lakukan interpolasi untuk mengetahui ketinggian antara dua titik yang diketahui atau diantara dua kontur. Misalnya: Titik ketinggian yang diketahui: A = 226m dan B = 180m, jarak AB = 15cm, Interval kontur (W) = 10m. Titik P terletak 6cm dari titik A Untuk menentukan ketinggian titik P. Perbedaan tinggi AP = 6/15 x (226 - 180)m = 18,4m. Maka tinggi titik P adalah (226 - 18,4)m = 207,6m.

b)

Untuk menentukan kemiringan lereng (slope) Dalam derajat : tg Dalam persen

α=

:S=

t h

t x 100% h

α = ….o S = ….%


| 109


Keterangan: t = tinggi benda (jarak vertikal) h = jarak horizontal

2.

Profil topografi, berfungsi untuk memvisualisasikan muka bumi dari bentuk 3 dimensi menjadi 2 dimensi (penampang vertikal). Cara pembuatan profil topografi:

a)

Menarik suatu garis penampang (section line) yang dikehendaki pa-da suatu peta topografi sesuai dengan kebutuhan.

b)

Perhatikan elemen-elemen topografi seperti garis kontur, puncak bukit, gunung, sungai, danau, dll., yang terpotong oleh section line tersebut.

c)

Pindahkan section line peta pada base line (garis horizontal pada profil topografi) dengan terlebih dahulu menyesuaikan skala peta topografi dengan profil topografi yang akan dibuat.

d)

Ploting setiap titik-titik ketinggian dan elemen topografi yang terpo-tong oleh garis penampang pada profil topografi.

e)

Hubungkan titik-titik tersebut sehingga membentuk suatu vertical section (penampang vertikal) dalam profil topografi.

Profil topografi ini berguna untuk mengetahui kondisi medan yang a-kan ditempuh (lintasan yang berdekatan), dan dapat digunakan pula untuk membuat suatu profil geologi untuk menggambarkan perkiraan kondisi geologi bawah permukaan (struktur geologi, hubungan strati-grafi, dan lain-lain).


| 110


Gambar 5.1.2 Proyeksi peta topografi

B.

Analisis Geologi

Peta topografi pun berguna untuk memperkirakan dan menginterpretasi-kan berbagai kondisi geologi yang terjadi pada suatu daerah, seperti aspek penyebaran litologi, geomorfologi, stratigrafi, ataupun struktur geologinya. Semua aspek tersebut dapat dipelajari dengan memperhatikan elemen-elemen topografi, seperti pola garis kontur, pola pengaliran, kerapatan kontur, bentuk-bentuk bukit, kelurusan punggungan, bentuk lembah, ben-tuk lahan, dsb.


| 111


Berikut ini akan dijelaskan salah satu elemen panting dalam peta topografi yang berperan besar dalam menentukan jenis litologi tertentu dan struktur yang berkembang, yaitu pola pengaliran dasar. Jenis-jenis pola pengaliran sungai (dasar), antara lain: a)

Dendritic, bentuk umum seperti daun, berkembang pada batuan de-ngan kekerasan relatif sama, perlapisan batuan sedimen relatif datar, serta tahan akan pelapukan, kemiringan landai, kurang dipengaruhi oleh struktur geologi.

b)

Rectangular, induk sungai dengan anak sungai memperlihatkan lengkungan menganan, pengontrol struktur atau sesar yang memiliki sudut kemiringan, tidak memiliki perulangan perlapisan batuan dan sering memperlihatkan pola pengaliran yang tidak menerus.

c)

Parallel, bentuk umum cenderung sejajar, berlereng sedang-agak curam, dipengaruhi oleh struktur geologi, terdapat pada perbukitan memanjang yang dipengaruhi perlipatan, merupakan transisi dari pola dendritik dan trelis.

d)

Trellis, bentuk memanjang sepanjang arah jurus perlapisan batuan sedimen, induk sungainya seringkali membentuk lengkungan menganan memotong kepanjangan dari alur jalur punggungannya. Biasanya dikontrol oleh struktur lipatan. Batuan sedimen dengan kemiringan atau terlipat, batuan vulkanik serta batuan metasedimen berderajat rendah dengan perbedaan pelapukan yang jelas. Jenis pola pengalirannya berhadapan pada sisi sepanjang aliran subsekuen.

e)

Radial, bentuk menyebar dari satu pusat, biasanya terjadi pada kubah intrusi, kerucut vulkanik, dan bukit yang berbentuk kerucut serta sisa-sisa erosi. Radial dibedakan ke dalam dua sistem, yaitu: a.

Sentrifugal, dengan arah penyebaran keluar dari pusat (berbentuk kubah)

b. f)

Sentripetal dengan arah penyebaran menuju pusat (cekungan).

Annular, bentuk seperti cincin yang disusun oleh anak-anak sungai, sedangkan induk sungai memotong anak sungai hampir tegak lurus. Mencirikan kubah Divisi Akademik HMG 2010

| 112


dewasa yang sudah terpotong atau terkikis dimana disusun oleh perselingan batuan keras dan lunak. Juga berupa cekung-an dan kemungkinan stocks. g)

Multi-basinal, endapan permukaan berupa gumuk hasil longsoran dengan perbedaan penggerusan atau perataan batuan dasar, merupakan daerah gerakan tanah, vulkanisme, pelarutan gamping serta lelehan salju atau permafrost.

h)

Contorted, terbentuk pada batuan metamorf dengan intrusi dike, vein yang menunjukan daerah yang relatif keras batuannya. Anak sungai yang lebih panjang ke arah lengkungan subsekuen, umumnya menunjukkan kemiringan lapisan batuan metamorf dan merupakan pembeda antara penunjaman antiklin dan sinklin.


| 113


Gambar 5.1.3 Macam-macam pola pengaliran


| 114


Bentuk lembah mencerminkan tahapan kedewasaan suatu sungai. Lembah dengan bentuk ‘V’ menandakan sungai tersebut merupakan sungai peringkat muda, dimana lereng berbentuk lurus atau cembung dan erosi vertikal dasar lembah lebih intensif. Lembah bentuk ‘U’ menandakan sungai tersebut merupakan sungai peringkat dewasa dimana lereng berbentuk cekung dan erosi lateral dinding lembah lebih intensif. Selanjutnya, sungai peringkat tua biasanya berada pada wilayah pedataran membentuk sungai meandering (berkelok-kelok) atau menganyam (braided-stream) dan pada sungai peringkat ini proses pengendapan akan lebih banyak berperan dibanding proses erosinya. B. PETA GEOLOGI Peta geologi adalah suatu bentuk informasi geologi yang khusus menyaji-kan penyebaran batuan (jenis litologi atau unit satuan stratigrafi baik itu batuan beku, batuan sedimen, ataupun batuan metamorf dan juga hubu-ngan stratigrafi (kontak antara batuan serta struktur geologi suatu daerah, yang diwakili oleh warna dan simbol geologi tertentu. Peta geologi dapat memberi informasi mengenai: 1.

Jenis batuan dan susunan stratigrafi

2.

Ketebalan batuan sedimen

3.

Sejarah geologi

4.

Struktur geologi

5.

Bentuk bentang alam dan proses pembentukannya

6.

Mineral ekonomis dan bahan galian, dll

Pembuatan peta geologi dilakukan secara langsung, yaitu dengan melaku-kan pemetaan dan penelitian di lapangan, atau dibuat secara tidak lang-sung yaitu dengan analisis dan interpretasi data dari peta topografi dan penginderaan jauh (remote sensing) dengan menggunakan foto udara (aerial photographs) dan citra Landsat (Landsat image). Divisi Akademik HMG 2010

| 115


Penarikan batas peta berdasarkan suatu asumsi, bahwa setiap jenis batuan adalah bidang yang rata. Rangkaian penelitian dan pembuatan peta geologi suatu daerah atau lebih dikenal dengan pemetaan geologi, meliputi: -

Studi literatur

-

Studi topografi

-

Studi analisis citra penginderaan jauh (remote sensing), meliputi: Analisis foto udara dan analisis citra Landsat

-

Penelitian lapangan yang meliputi: a)

Pencatatan data/perekaman gejala geologi

b)

Pengambilan contoh batuan

-

Analisis struktur geologi dan studio

-

Penyusunan laporan

Penelitian di lapangan dilakukan dengan metode deduksi dan induksi, di-mana setiap data sangat bermanfaat dalam mensintesiskan kondisi geologi suatu daerah. Dalam melakukan pemetaan geologi, kita mencari setiap singkapan batuan (sedimen, beku, metamorf), mengamati jenis litologi-nya, geometri, posisi, dan hubungannya satu sama lain, dan mengamati kemungkinan adanya gejala/jejak struktur pada singkapan batuan terse-but. Singkapan (outcrops) Didefinisikan sebagai suatu lokasi dan perpotongan batuan sedimen, beku, dan metamorf dengan permukaan bumi. Berdasarkan singkapan-singkap-an tersebut, akan didapatkan analisis dan diinterpretasikan dan akhirnya disimpulkan dalam bentuk peta geologi. Pada pemetaan kita tidak perlu melakukan pengkajian setiap jengkal muka bumi, tetapi kita hanya mengamati titik-titik/lokasi yang dapat mewakili suatu daerah terbatas yang merupakan dasar dari pemecahan/solusi pe-metaan geologi. Solusi dalam pemetaan geologi dibutuhkan pemahaman tentang hukum-hukum dasar geologi dan geometri yang menyangkut ruang dan waktu. Pola geometri singkapan dikontrol oleh proses geologi dan Divisi Akademik HMG 2010

| 116


bentuk-bentuk geometri menyangkut pola dimensi ruang yang dikontrol oleh waktu geologi. Untuk memahami gejala geologi, dibutuhkan dasar pengetahuan akan bentuk-bentuk geometri/stereometri dan dapat memproyeksikannya da-lam bentuk dua dimensi berupa peta geologi. Hal-hal yang perlu diperhati-kan dalam pemetaan geologi adalah sebagai berikut: 1.

Geomorfologi

2.

Stratigrafi

3.

Struktur geologi

Tujuan Pembuatan Peta Geologi Pembuatan peta geologi berdasarkan kepentingannya, yaitu: 1.

Ilmiah

2.

Pertambangan

3.

Pertanian

4.

Lingkungan

5.

Perminyakan, dll

Hal ini menjadikan bermacam-macam peta geologi, walaupun secara prin-sip sama, misalnya pada ‘Peta Geologi Teknik’ selain dicantumkan jenis batuan juga dibedakan hasil pelapukan (soil), tanah timbunan, juga sifat-sifat teknis batuan, muka air tanah, kedalaman batuan dasar, dsb. Pemahaman Peta Geologi 1.

Cara menampilkan data dalam peta geologi Untuk dapat membaca dan mengerti suatu peta geologi, maka kita ha-rus dapat mengetahui dasar-dasar pembuatan peta geologi.


| 117


Pembuatan peta geologi didasarkan pada anggapan bahwa batas antara setiap satuan batuan dianggap sebagai suatu bidang yang rata/datar, misalkan: a)

Pada batuan sedimen, batasan tersebut merupakan bidang hilang perlapisan yang mencerminkan perubahan pada lingkungan pengendapan, kemudian menyebabkan terbentuknya jenis batuan yang berbeda.

b)

Batas antara batuan beku (intrusi) dengan batuan di sekitarnya juga dianggap sebagai bidang yang rata yang disebut kontak.

2.

Jurus dan kemiringan lapisan (strike/dip) Jurus dan kemiringan adalah besaran untuk menyatakan kedudukan perlapisan suatu batuan sedimen. Pada suatu singkapan batuan berlapis, jurus (strike) dinyatakan sebagai garis arah (azimuth), dan kemiringan lapisan (dip) dinyatakan sebagai besaran sudut kemiringan terhadap bidang horizontal.

3.

Hubungan kedudukan lapisan dan topografi Penyebaran singkapan batuan akan tergantung pada bentuk permukaan bumi. Suatu urutan perlapisan yang miring pada peta yang datar akan terlihat sebagai lapisan yang sejajar. Pada permukaan yang tidak datar, batas-batas perlapisan akan mengikuti aturan sesuai dengan kedudukan lapisan dan topografi. Keteraturan antara bentuk topografi, penyebaran singkapan dan kedudukan lapisan akan memperlihatkan bentuk-bentuk torehan pada lembah sungai yang mengikuti 'Hukum V’.

4.

Simbol pada peta dan tanda litologi Peta

geologi

menggunakan

tanda-tanda

yang

menunjukan

jenis

batuan,

kedudukannya dan struktur geologi yang ada di daerah pada peta. Tanda litologi juga memakai warna untuk lebih menonjolkan jenis batuan yang berbeda. 5.

Peta geologi dan penampang geologi Peta geologi selalu dilengkapi dengan penampang geologi, yang merupakan gambaran bawah permukaan (subsurface) dari keadaan yang tertera dalam peta geologi. Keadaan bawah permukaan harus dapat ditafsirkan dari data geologi permukaan dengan menggunakan prinsip-prinsip geologi. Divisi Akademik HMG 2010

| 118


Untuk menunjukan gambaran bawah permukaan secara jelas, penam-pang dibuat sedemikian rupa sehingga akan mencakup hal-hal penting seperti: a)

Konfigurasi muka bumi sepanjang garis potong vertikal terhadap muka bumi.

b)

Konfigurasi posisi geologi terhadap setiap lapisan batuan sedimen.

c)

Sebagai hasil proyeksi dan penyebaran vertikal dari setiap lapisan batuan sedimen yang berhubungan dengan kedudukan lapisan, termasuk faktor faktor: -

Kedalaman dan permukaan bumi.

-

Ketebalan dari setiap lapisan.

-

Kedudukan setiap lapisan.

Skala penampang umumnya dibuat sama, bila perlu diperbesar dengan beberapa koreksi untuk kedudukan lapisan atau struktur. Untuk menggambarkan kedudukan lapisan penampang dapat dilakukan penggambaran dengan bantuan garis jurus, yaitu dengan memproyeksikan titik-titik pada lapisan dengan ketinggian sebenarnya.


| 119


Gambar 5.1.4 Simbol litologi dalam peta geologi Divisi Akademik HMG 2010

| 120


Gambar 5.1.5 Simbol-simbol dalam peta geologi Divisi Akademik HMG 2010

| 121


Hukum 'V' Pada peta geologi detil berskala 1:100.000, kontak antara unit batuan umumnya menunjukan suatu bentuk V dengan aliran sungai yang memo-tong kontak tersebut. Bila bentuk V muncul pada suatu lembah sungai, bentuk V tersebut menunjukan arah dip perlapisan tidak masalah apakah dip tersebut ke arah upstream atau downstream.

a

b

c

d

e

f

Gambar 5.1.6 Hukum “V” (after Ragan mengilustrasikan hukum V : (a) lapisan yang horizontal, (b) lapisan dengan dip ke arah hulu/upstream, (c) lapisan vertikal, (d) lapisan dengan dip kearah hilir/downstream, (e) lapisan dip yang sama dengan kemiringan lembah, (f) lapisan dengan dip ke arrah hilir/downstream pada sudut yangg lebih kecil dengan kemiringan lembah)

Ada dua hal yang perlu diperhatikan dalam hukum V. Pertama, bentuk V akan selalu menunjuk ke arah upstream bila terbentuk pada lapisan batu-an horizontal yang terpotong oleh suatu aliran sungai. Sehingga keberada-an bentuk V tidak selalu menunjukan lapisan Divisi Akademik HMG 2010

| 122


harus memiliki dip. Kedua, bila lereng suatu lembah lebih curam dibandingkan dengan dip perlapisan batuan, maka bentuk 'V' akan selalu mengarah upstream, kebalikan terha-dap dip lapisan (bed). Bila suatu peta geologi digambarkan pada suatu pe-ta dasar topografi, maka perkiraan arah dip dapat ditentukan dengan memperhatikan penurunan elevasi kontak antara unit batuan. Perhitungan secara pasti strike dan dip akan dapat diketahui dengan menggunakan metode tiga titik.

Metode Tiga Titik Pada bagian ini kita akan belajar cara menentukan Strike dan Dip dari suatu bidang atau lapisan planar dengan menggunakan tiga titik pengamatan yang diketahui kordinat serta ketinggian. Data-data ini bisa didapat dari data pengukuran lapangan ataupun dari data pemboran (Drilling). Perhitungan atau cara ini menggunakan prinsip dasar yang menyatakan bahwa gabungan dari tiga titik atau lebih dapat membentuk sebuah bidang dengan arah tertentu. Terdapat 2 jenis tipe masalah yang akan kita jumpai dalam menggunakan metode tiga titik ini :

1.

1.

Dua titik yang berada pada ketinggian yang sama, dan

2.

Tiga titik yang berada pada elevasi yang berbeda.

Tipe Pertama : Contoh kasus; bayangkan suatu lapisan putih tuff yang berada diantara 2 lapisan masiv agglomerat hasil aktifitas vulkanik. Sequennya bersifat homoklin (arah Strike tidak berubah), tetapi karena tuff tersebut bersifat friable (rapuh) dan mudah lapuk, kita tidak dapat melakukan pengukuran Strike/Dip. Lokasi dan elevasi dari 3 titik pengamatan, adalah kontak antara tuff dan agglomerat pada gambar 4.1 (a). Titik X dan Y berada pada ketinggian 100 m, dan titik Z pada elevasi 60 m. Tentukan arah dari kontak agglomerat dengan lapisan tuff. X,Y dan Z adalah lapisan tuff. Langkah-langkah pengerjaan : a.

Buat gambar berskala yang menggambarkan ke tiga titik pada elevasi yang sama (pada kasus ini 2 titik berada pada elevasi yang sama (X dan Y)


| 123


sedangkan satu titik lainnya merupakan proyeksi dari titik yang tidak berada pada elevasi yang sama ( Z’). Lihat gambar 5.7 b.

Hubungkan X dan Y dengan satu garis lurus. Karena berada pada ketinggian yang sama dengan kata lain garis ini posisinya horizontal, maka garis ini merupakan Strike dari bidang.

c.

Dengan menggunakan penggaris segitiga, gambar garis tegak lurus dengan garis XY memotong titik Z’. Kita namakan garis ini garis Z’Q yang paralel dengan arah True Dip. Garis Z’Q juga merupakan garis sumbu putar. Putar penampang sampai horizontal dengan sumbu pada garis Z’Q sehingga titik Z seolah olah nampak di permukaan atau berada pada elevasi yang sama dengan titik X, Y, Z’. Dengan menggunakan skala vertikal yang sama dengan skala horizontal maka kita akan mempunyai suatu bidang segitiga dengan titik titik Z, Z’ dan Q. Sudut lancip yang dibentuk antara QZ’ dan dan QZ adalah nilai Dip dari bidang tersebut.

2.

Tipe Kedua : a.

Buat penampang berskala yang menggabungkan ke tiga titik pada satu elevasi yang sama (pada kasus ini jadikan elevasi titik tertinggi sebagai elevasi utama dan proyeksikan 2 titik lainnya ke elevasi ini).

b.

Buat garis LN’ yang menghubungkan titik tertinggi dengan proyeksi titik terendah. Dititik tertentu dari garis LN’ terdapat titik Q’ yang merupakan proyeksi dari titik Q yang berada pada elevasi yang sama dengan titik M. Karena titik Q berada pada elevasi yang sama dengan M, maka garis QM merupakan garis Strike dari lapisan ini pada elevasi M dan Q. Garis Q’M’ merupakan proyeksi dari garis Strike pada elevasi tertinggi. Langkah selanjutnya akan menjelaskan cara lain untuk menentukan titik Q pada garis LN’.

c.

Gambar garis N’V dengan arah sembarangan dimulai dari N’. Paling ideal adalah bila garis N’V membentuk sudut20 -40 dengan garis LN’dan kurang lebih 20% lebih panjang. Pada garis ini buat titik titik yang Divisi Akademik HMG 2010

| 124


melambangkan perbedaan elevasi dari titik tertinggi hingga ke titik terendah. Hubungkan titik pada N’V yang menghubungkan elevasi L dengan titik L, dan kita namakan titik F. Garis FL tidak harus tegak lurus dengan garis LN’. d.

Tentukan titik pada garis N’V yang melambangkan elevasi pada titik M, dan kita sebut dengan titik Q. Gambar garis dari titik E sehingga bersinggungan dengan garis LN’ dan tegak lurus dengan garis FL. Titik persinggungan antara garis E dengan garis LN’ kita sebut dengan garis Q’. Lalu buat garis yang menghubungkan titik Q’ dengan titik M’ dan kita namakan dengan garis Q’M’. Garis Q’M’ merupakan garis Strike dari bidang atau lapisan ini.

e.

Garis LN’ sebagai sumbu putar (sama dengan fungsi garis Z’Q pada soal tipe 1). Kita ibaratkan bahwa kita memutar garis ini sehingga titik N yang berada dibawah sekarang berada di elevasi yang sama dengan titik N’. Buat garis yang tegak lurus LN’ dan melewati titik N’, pada garis ini buat skala kedalaman (skala vertikal = skala horizontal) hingga skala tersebut mencapai titik N. Bila kita sudah mendapatkan titik N, buat garis yang menghubungkan antara titik N dan titik L. Sudut yang dibentuk oleh garis NL dan garis LN’ adalah Apparent Dip dari lapisan ini (Kenapa bukan True Dip??).

f.

Pada garis dimana kita membuat skala vertikal, tentukan elevasi titik Q pada garis. Pada titik ini buat garis yang tegak lurus garis NN’ dan menyinggung garis LN. Titik persinggungan antara garis ini dengan garis LN kita namakan titik Q’ yang merupakan proyeksi titik Q pada kedalaman yan sama M. Setelah itu buat garis sejajar garis NN’ dan menyinggung garis LN’. Titik persinggungan ini merupakan proyeksi titik Q pada elevasi tertinggi. Hubungkan titik Q’ dan dan titik M’ sehingga membentuk sebuah garis. Garis ini merupakan arah Strike dari lapisan.

g.

Setelah kita mendapatkan arah Strike dari perlapisan, maka langkah selanjutnya adalah menentukan besar Dip dari lapisan. Agar tidak membuat pusing kepala sebaiknya pembuatan Dip tidak digambar pada gambar yang sama dimana kita menggambar arah Strike (Takut tertukar antara Apparent Dip dan True Dip). Divisi Akademik HMG 2010

| 125


h.

Dari proyeksi titik terendah (N’) gambar garis tegak lurus memotong garis Q’M’, perpotongannya kita namakan titik D. Dengan menggunakan garis DN’ sebagai sumbu putar, kita putar garis ini sehinnga titik N berada di permukaan. Gunakan skala yang sama antara horizontal dan vertikal. Sudut lancip yang dibentuk antara garis DN dan garis DN’ merupakan nilai Dip dari lapisan ini.


| 126


Gambar 5.1.7

Penyelesaian secara

grafis terhadap metode tiga titik. (a-b) penyelesaian untuk tipe pertama, (c-g) penyelesaian untuk tipe kedua.


| 127


Gambar 5.1.8 Blok diagram penyelesaian metode 3 titik tipe kedua.

Menelusuri Kontak Melalui Topografi Perpotongan antara kontak dua unit batuan dengan topografi akan meng-hasilkan pola yang kompleks pada peta. Kita telah mengetahui bentuk-bentuk V yang dihasilkan akibat perpotongan antara dip perlapisan batuan dan lembah. Bila strike, dip, dan lokasi sebuah Divisi Akademik HMG 2010

| 128


singkapan bidang kontak perlapisan diketahui, maka dapat ditelusuri secara tepat kontak tersebut pada peta. Seperti pada metode terdahulu, sebuah penampang tegak dip perlapisan digambarkan pada titik tempat kontak tersingkap. Garis yang memiliki ke-tinggian (struktur kontur) yang sama pada dip perlapisan diproyeksikan pada peta. Bila garis ini berpotongan dengan permukaan, maka akan ter-singkap di permukaan tanah. Langkah-langkahnya sebagai berikut: 1.

Letakkan sebuah kertas grafik yang berskala sama dengan skala peta topografi. Buatlah penampang tegak tersebut saling tegak lurus terha-dap strike singkapan yang akan ditelusuri.

2.

Proyeksikan titik tempat beradanya singkapan pada grafik penampang tegak. Tentukan titik penampang tegak ini pada peta topografi.

3.

Dengan menggunakan dip perlapisan yang telah diketahui, gambarkan sebuah penampang tegak bed (lapisan).

4.

Gambarkan beberapa struktur kontur ketinggian perlapisan tersebut pada peta topografi. Untuk bidang perlapisan, seluruh struktur kontur dengan garis lurus dibuat paralel.

5.

Tempatkan titik-titik pada peta yang merupakan hasil perpotongan an-tara struktur kontur kontak pada penampang tegak dengan struktur kontak yang berelevasi yang sama dengan peta topografi.

6.

Hubungkan titik-titik ini dengan garis. Garis ini akan menunjukan kontak pada topografi.

Prosedur ini dapat juga digunakan untuk menelusuri sesar, bed (lapisan) yang terlipatkan, dengan catatan perlipatan tersebut tidak membentuk plunge (sumbu perlipatan horizontal).


| 129


Contoh: Terdapat singkapan batupasir

(ST 001) dengan strike/dip = N 00 E / 200,

merupakan kontak antara batupasir dengan batulempung. Telusuri kontak antara batupasir dan batulempung tersebut melalui bentukan topografi.


| 130


0

20

Gambar 5.1.9 Penelusuran kontak suatu bidang melalui topografi Divisi Akademik HMG 2010

| 131


PERALATAN GEOLOGI Bagi seorang ahli geologi, Lapangan merupakan tempat dimana dan atau tanah yang dapat diamati secara langsung, dan geologi lapangan merupakan cara yang digunakan untuk mempelajari dan menafsirkan struktur dan sifat batuan yang ada pada suatu singkapan. Untuk mempermudah melakukan proses diatas, diperlukan suatu alat bantu yang secara umum yang dikenal sebagai Peralatan Standar Lapangan Geologi. Alat

adalah perkakas, barang-barang yang perlu untuk melakukan suatu pekerjaan

(Poerwadarminta,1954). Atau dengan kata lain peralatan adalah bermacam-macam bentuk alat perkakas, perbekalan, atau kelengkapan. Peralatan geologi adalah peralatan yang digunakan untuk mempelajari, mengamati, memeriksa, mengumpulkan data dan contoh batuan dalam pekerjaan geologi lapangan (pemetaan geologi). Peralatan standar lapangan geologi adalah merupakan peralatan geologi yang umum digunakan di lapangan, yang terdiri dari : 1.

Kompas geologi

2.

Palu geologi

3.

Peta dasar (peta topografi)

4.

Loupe

5.

Buku catatan lapangan dan lembar deskripsi batuan

6.

Alat-alat tulis

7.

HCl 0.1 N

8.

Komparator batuan

9.

Pita atau tali ukur

10. Clip board 11. Kantong contoh batuan 12. Kamera 13. Tas lapangan Divisi Akademik HMG 2010

| 132


CARA PEMAKAIAN PERALATAN LAPANGAN GEOLOGI : 5.

Kompas geologi

Kompas geologi merupakan kompas yang dapat digunakan untuk mengukur komponen arah (azimuth, jurus, dll) dan komponen besar sudut (dip, slope, dll).

Gambar 5.1.10 Bagian-bagian kompas geologi

Berdasarkan pembagian lingkaran derajat, dikenal 2 macam kompas geologi, yaitu :

a)

Kompas azimuth, kompas ini mempunyai dua angka lingkaran derajat tertinggi yaitu 360°. Angka 0° dan 360° berhimpit pada Utara kompas.

b)

Kompas kwadran, kompas ini mempunyai angka lingkaran derajat yang dibagi menjadi 4 bagian, sedangkan angka tertinggi 90° terletak di Timur dan Barat kompas dan angka 0° di Utara dan Selatan kompas.

Di Indonesia, pada umumnya kompas yang dipergunakan adalah jenis kompas azimuth. Sebelum pemakaian dilapangan, inklinasi dan deklinasi dari kompas haruslah disesuaikan dengan daerah setempat.


| 133


Cara Menggunakan Kompas Geologi: a)

Untuk pengukuran komponen arah (azimuth, jurus, lineasi)

Bagian-bagian kompas yang perlu diperhatikan adalah lubang pengintip, bull’s eye (mata lembu), jarum kompas, klinometer, lingkaran pembagian derajat dan kompas dalam keadaan mendatar/horizontal. -

Pengukuran azimuth (arah), dapat menggunakan dua cara:

a)

Kompas dibuka dengan sudut ± 135°, tangan penunjuk dibuat tegak, kompas dipegang di pinggang. Sasaran dilihat melalui lubang tangan penunjuk di garis tengah cermin. Setelah bull’s eye berada di tengah, baca angka lingkaran pembagian derajat yang berhimpit dengan jarum Utara kompas, sehingga didapatlah harga azimuth/arah ke depan.

b)

Kompas geologi dibuka dengan sudut ± 30°, dipegang dekat mata, sasaran dilihat melalui lubang pengintip dan jendela pandang, dan melalui cermin dibaca angka lingkaran pembagian derajat yang berhimpit dengan jarum Utara kompas maka didapat harga back azimuth/arah belakang.

-

Pengukuran jurus/strike (perlapisan dan sesar) Kompas ditempel pada bidang lapisan atau bidang sesar bagian sebelah atas, dengan bagian kompas yarg ditempel adalah ‘E’ (East/ Timur), untuk kompas azimuth; sedangkan untuk kompas kuadran, dapat ditempel untuk yang bertanda ‘E’ atau ‘W’, (West/Barat), hasil pengukurannya sama tetapi penulisannya berbeda, contoh:

-

-

Kompas azimuth (E yang ditempel) didapat = N 250° E

-

Kompas kuadran (E yang ditempel) ditulis = S 70° W

-

Kompas kuadran (W yang ditempel) ditulis = N 70° E Pengukuran arah kemiringan lapisan Kompas ditempel di bagian belakang (bagian bawah engsel cermin) pada bidang lapisan paling atas, dengan komposisi kompas tegak lurus jurus. Divisi Akademik HMG 2010

| 134


-

Pengukuran arah lineasi (gores garis/pitch) Pada lineasi yang akan diukur, diletakan buku catatan lapangan (field note) atau clip board tegak lurus bidang horizontal. Kemudian kompas ditempelkan pada sisi buku catatan/clip board dengan le-ngan penunjuk ke arah gores garis yang turun/ke bawah.

b)

Untuk pengukuran komponen besar sudut (dip, rake, slope)

Bagian-bagian kompas yang harus diperhatikan adalah klinometer, angka derajat kemiringan, dan posisi tegak kompas. Pengukuran dip/kemiringan (lapisan dan bidang sesar) Kompas ditempel di alas lapisan batuan/bidang sesar, tegak lurus jurus, atur klinometer sampai gelembung udara berada di tengah (pengatur klinometer ada di bagian belakang kompas), lalu baca harga derajat kemiringan. -

Pengukuran slope (kemiringan lereng) Kompas dibuka dengan sudut ± 45°, dipegang dengan posisi tegak dekat dengan mata. Sasaran penglihatan adalah teman seregu atau patok yang mempunyai tinggi sama dengan mata penembak/peme-gang kompas, sasaran dilihat melalui jendela kaca. Setelah gelem-bung udara tepat di tengah klinometer, baca harga derajat kemiring-an.

c)

Pengukuran penentuan lokasi/posisi (plotting)

Penentuan lokasi/posisi dapat digunakan dengan metode sebagai berikut: -

Resection; Cara resection digunakan apabila kita ingin mengetahui posisi secara tepat pada peta, yaitu dengan cara: a) Mengatur peta dengan benar (Arah Utara peta disesuaikan de-ngan arah Utara kompas). b) Memilih dua buah titik yang sudah dikenal dengan baik, pada peta ataupun di lapangan, misalnya titik A dan B. c) Kemudian bidik dengan kompas dan catat sudut-sudut yang di-dapat dengan kedua titik yang ditandai tersebut, misalnya: T. d) Tentukan arah utara peta pada titik yang ditandai tersebut, cara-nya dengan membuat garis lurus yang tegak lurus dengan sum-bu Y.


| 135


e)

f) g)

Hitung dan gambarkan sudut yang didapat pada titik A dan B, perhitungan sudutnya dimulai dan sudut kompas pembidikan ke titik A dan B. Dari sudut yang didapat dan digambarkan tersebut, buatlah per-panjangan garis hingga titik A dan B memotong di satu titik. Perpotongan dua garis torsebut merupakan posisi kita.

Contoh: A = 297° (azimuth bukit A terhadap posisi kita) B = 75°(azimuth bukit B terhadap posisi kita) Tentukan posisi kita: back azimuth A' = 117° (297°-180°) back azimuth B' = 255° (75°+180°) -

Intersection; adalah cara untuk menentukan letak suatu titik (sasaran) di medan atau pada peta. Kegunaan metode ini adalah untuk mengetahui posisi seseorang atau sesuatu pada peta, misalnya mengetahui secara tepat pesawat yang jatuh atau lokasi kebakaran hutan. a) Tentukan dua titik di medan yang mudah diketahui dan dikenali, baik pada peta atau pada lapangan dan jarak antara dua titik ter-sebut harus ditentukan. b) Dan dua buah titik tersebut, tentukan sudut kompas ke sasaran yang akan diketahui pada peta (azimuth). c) Ubahlah sudut kompas menjadi sudut peta. d) Perpotongan garisnya merupakan letak sasaran yang diketahui di peta.

6.

Palu Geologi; Palu geologi berguna untuk mengambil contoh/sampel batuan yang

7.

a. Pick point (jenis palu berujung runcing) yang biasa dipakai untuk batuan yang keras, seperti batuan beku b. Chisel point (jenis palu berujung seperti pahat) yang biasa dipakai untuk batuan yang berlapis/batuan sedimen. Peta dasar (peta topografi atau foto udara); peta dasar digunakan sebagai pegangan

sangat keras. Terdapat dua jenis palu geologi yang u-mum dipakai, yaitu:

dan penunjuk suatu daerah yang akan kita teliti/ petakan. Dari peta dasar yang ada, kita dapat mengetahui kondisi medan, menentukan posisi, dan menginterpretasikan geologi daerah tersebut. 8.

Buku catatan lapangan dan lembar deskripsi batuan; sebaiknya meng-gunakan buku tulis yang cukup baik, ukurannya sedang, praktis dipa-kai di lapangan, dan akan lebih baik lagi, kalau dengan kulit buku yang tebal.

9.

Alat-alat tulis, berupa: Divisi Akademik HMG 2010

| 136


a. Pensil HB atau 2H, digunakan untuk mencatat dan mensketsa, de-ngan keuntungan gambar atau tulisan pensil tidak luntur bila kena air, dan mudah dihapus. b. Pensil warna, digunakan untuk memperjelas simbol litologi pada buku catatan lapangan maupun pada peta. c. Penghapus, untuk menghapus pensil atau pensil warna. d. Mistar panjang dan segitiga, digunakan untuk membantu penge-plotan posisi di peta dan untuk mengukur jarak di peta. e.

Busur derajat, digunakan untuk mengukur besarnya arah (azimuth di peta, atau

untuk mengukur besar rake atau pitch). f. Peruncing pensil atau rautan, untuk meruncingkan pensil yang tumpul atau patah. g. Spidol tahan air (water proof), digunakan untuk menulis nomor contoh batuan dan keterangan lainnya pada kantong sampel batuan. 10. Papan alat menulis (clip board), papan ini berguna untuk mempermu-dah pencatatan data di lapangan atau sebagai alas kompas geologi pada saat melakukan pengukuran unsur struktur pada bidang lapisan batuan yang tidak rata. 11. Loupe/hand-lens (kaca pembesar), Lensa pembesar yang umum digu-nakan adalah lensa yang memiliki pembesaran 8%, 10%, 15%, dan 20%. Lensa pembesar ini digunakan untuk memperbesar obyek agar lebih mudah diamati dan diteliti, seperti mineral butiran, fosil, dll.). 12. Komparator batuan, komparator yang umum digunakan adalah kom-parator batuan beku dan komparator batuan sedimen (Skala Went-worth). Komparator ini berguna untuk membantu dalam pemerian batuan, dengan cara membandingkan contoh batuan dan mineral de-ngan yang tercatat pada komparator. 13. Larutan HCl 0,1 N, Digunakan untuk menguji kandungan karbonat dan contoh batuan yang diamati (terutama batuan sedimen). Cara meng-ujinya yaitu dengan meneteskan larutan HCl 0,1 N tersebut langsung ke contoh batuan. Bila berbuih/bereaksi, berarti batuan tersebut kar-bonatan (CaC03). 14. Pita atau tali ukur, digunakan untuk mengukur jarak antar lokasi pengamatan. Umum digunakan pada pengukuran Penampang Strati-grafi Terukur (Measure Section/MS).


| 137


Jenis pita ukur yang biasa digu-nakan adalah yang berukuran panjang 30-100 inchi dan pita ukur ukuran pendek (meteran) dengan panjang 3-5 inchi. 15. Kantong sampel/contoh batuan, digunakan untuk membungkus contoh batuan yang akan dibawa (misalnya: untuk penelitian laboratorium). Kantong sampel diberi tanda untuk tiap batuan, nomor stasiun (titik pengamatan), dengan menggunakan spidol tahan air dan ditutup rapat guna menghindari kontaminasi dengan udara bebas 16. Kamera, digunakan untuk mengambil gambar dari singkapan atau data yang lain, misalnya morfologi dari bahan galian ekonomis, lokasi pengamatan, dll. Kamera yang digunakan sebaiknya yang praktis dan tidak sulit digunakan pada medan yang sulit. 17. Tempat makanan dan minuman; Tempat minuman sebaiknya dapat digantungkan pada ikat pinggang dengan kapasitas antara 750-1.000 ml, agar tidak terlalu merepotkan dan membebani. Tempat makanan dapat berupa tempat nasi yang terpisah dengan tempat lauknya, agar makanan tidak cepat basi. 18. Tas lapangan atau ransel; digunakan untuk membawa peralatan geo-logi dan perlengkapan lapangan. Sebaiknya dibedakan antara tas untuk peralatan dan peta dengan tas untuk perbekalan dan contoh batuan. Ukuran tas sebaiknya disesuaikan dengan kondisi lapangan Ransel dengan ukuran 40 liter adalah yang biasa digunakan, karena tidak terlalu besar dan tidak terlalu kecil.

Metode lapangan 1.

Metode Orlentasi Lapangan (Field Orientation) Lokasi pengamatan/singkapan (stasiun) diplot berdasarkan orientasi terhadap sungai, puncak-puncak bukit/gunung, kota, desa dan lain-lain. Titik patokan dalam metode ini adalah yang dikenal di lapangan dan berada dalam peta dasar (topografi).


| 138


KELEBIHAN

KEKURANGAN

HASIL

KOMENTAR 2.

1. Pekerjaan cepat. 2. Hanya baik dilakukan untuk daerah berbukit gundul dan orientasi mudah dilakukan. 3. Lintasan bebas sesuai keinginan pemeta. 4. Hanya baik untuk pemetaan dalam waktu singkat. 1. Tidak terperinci dan teliti. 2. Lokasi hasil penelitian sulit diperiksa karena keterbatas-an titik patokan. 3. Tidak dapat dilakukan pada medan datar, terutama bila bervegetasi rapat. 4. Peta kerangka yang dihasilkan bersifat garis besar, sehingga mempersulit interpretasi dan rekonstruksi data. 5. Tanpa rencana terarah, seringnya kehilangan orientasi selama menjalani lintasan. 1. Lintasan geologi. 2. Peta kerangka. 3. Penampang geologi. Bila memungkinkan pilih metode lain.

Metode Lintasan Kompas (Compass Traverse) Pada metode lapangan ini, lintasan sebelumnya telah ditentukan dan dijalani dengan kontrol arah kompas sesuai rencana lintasan.

KELEBIHAN

KEKURANGAN

HASIL

1. Pekerjaan lapangan relatif cepat. 2. Baik dilakukan pada medan berbukit dan datar. 3. Lintasan lebih kaya data dan banyak memiliki titik patokan. 4. Cukup teliti dalam memperoleh hasil ploting data lapangan pada data lapangan. 5. Data mudah dipercaya, mudah dilakukan pemeriksaan kembali di lapangan. 6. Lebih memungkinkan pada medan datar dan bervege-tasi rapat. 7. Kerja terarah dan terencana dengan baik. 1. Terlalu mengandalkan rintisan lintasan, kecuali pada lintasan terbuka. 2. Masih tergantung pada peta dasar, masih ada ke-mungkinan salah orientasi. 3. Lintasan terikat oleh azimuth yang telah ditetapkan, sehingga sering terbentur oleh medan yang sulit ditembus. 1. Lintasan geologi yang cukup teliti. 2. Peta kerangka. 3. Penampang geologi sepanjang lintasan. Divisi Akademik HMG 2010

| 139


KOMENTAR

3.

Hasil yang diperoleh lebih lengkap dan lebih teliti dibanding dengan orientasi lapangan.

Metode Pita Ukur dan Kompas (Tape and Compass Traverse) Metode ini menggunakan peralatan pita ukur (biasanya berukuran 5–50 m) dan kompas. Metode ini merupakan metode lapangan yang paling teliti, efektif dan efisien dimana arah lintasan dapat ditentukan sesuai dengan keinginan pemeta. Akan lebih efektif apabila arah lintasan relatif tegak lurus terhadap perlapisan batuan.

KELEBIHAN

KEKURANGAN

HASIL

KOMENTAR

1. Sangat baik dilakukan pada medan apapun, karena daya penyesuaian metode ini terhadap berbagai me-dan besar sekali. 2. Keputusan cepat dapat langsung diambil di lapangan, untuk ketelitian, kecepatan, dan ketepatan hasil kerja optimal. 3. Data terpercaya, baik ploting maupun ketersediaan data yang memadai. 4. Pemeriksaan lebih mudah, rekonstruksi peta tematik, kolom stratigrafi terukur, pengambilan sampel batuan terkontrol dengan baik. 5. Tidak tergantung pada peta dasar, bahkan pemeta dapat membuat peta topografi skala 1:1.000 secara memadai. 1. Karena diperlukan pengukuran beberapa elemen para-meter lintasan, pekerjaan menjadi lebih lama. 2. Diperlukan data pendukung tambahan seperti pita ukur, formulir lintasan, dan kompas yang cocok. 3. Pekerjaan lapangan dikerjakan minimal oleh dua orang. 1. Lintasan geologi sangat teliti dan kaya akan data. 2. Peta kerangka. 3. Penampang geologi sepanjang lintasan dengan berbagai elemen geologi. 4. Didapat data elevasi relatif dan jarak setiap ketinggian yang dibuat topografi. 5. Kolom statigrafi yang menerus dan teliti berdasarkan berbagai keadaan struktur geologi dan distribusi singkapan. Merupakan metode yang paling teliti, efektif, efisien, dan kaya akan data.


| 140

Daftar Pustaka A. Allen, Philipa dan John R. Allen. 1995. Basin Analysis. Blackwell Sciences. American Geological Institute. 1992. Planning for Field Safety. American Geological Institute, Alexandria, Virginia. Asikin, Sukendar. Basic of Geology. Departemen Geologi ITB. Tidak diterbitkan. Asikin, Sukendar. 1987. Buku Penuntun Geologi Lapangan. Geologi ITB. Tidak diterbitkan. Catuneanu, O. 2006. Principles of Sequence Stratigraphy: New York, Elsevier, 386 p. Compton, Robert R. 1985. Geology in the Field. Universitas Stanford, John Wiley & Sons. Emery, D., and K.J. Myers. 1996. Sequence stratigraphy: Oxford, Blackwell Science, 297 p. Fry, N. 1985. The field description of metamorphic rocks. Geological Society of London Handbook Series, 110 pages : New York. Geni Dipatunggoro dan Febri Hirnawan. Diktat Mata Kuliah Metode Pemetaan Geologi. Jurusan Geologi, UNPAD, Bandung. Tidak diterbitkan. Gillen, C. 1982. Metamorphic geology: an introduction to tectonic and metamorphic processes. London. 144 pages. Handoyo, Agus Harsolumakso. 2001. Buku Pedoman Geologi Lapangan. Departemen Teknik Geologi, ITB, Bandung. Hirnawan, Febri. 1994. Perbandingan berbagai Metode Lintasan. Jurusan Geologi, UNPAD. Koesoemadinata, R.P. 1978. Prinsip-Prinsip Sedimentasi. Departemen Teknik Geologi, ITB. Lab. Geomorfologi dan Penginderaan Jauh. 2001. Panduan Analisis Peta Topografi dan Analisis Foto Udara untuk Pemetaan Geologi. Vol 1, Jurusan Geologi, FMIPA, UNPAD.

O’Dunn, Shannon M.S. dan William D. Sill, Ph.D. 1987. Exploring Geology. T.H. Peek, Publisher, Palo Alto, CA 94303. Setia Graha, Doddy, Ir. 1987. Batuan dan Mineral. Penerbit Nova, Bandung. Sampurno, Prof dan Ir. Budi Brahmantyo. 1994. Kumpulan Edaran Praktikum Geomorfologi. Laboratorium Geomorfologi, Jurusan Teknik Geologi, FTMITB. Bandung. Syarifin. Diktat Prinsip Stratigrafi. Jurusan Teknik Geologi, FMIPA, UNPAD. Bandung. Tucker, Maurice. 1982. The Field Description of Sedimentary Rocks. Geological Society of London Handbook. ......................, 1998. Diktat Geologi Dinamik. Laboratorium Geodinamik, Jurusan Geologi, FMIPA, UNPAD. Tidak diterbitkan. ......................, 2001. Diktat Geologi Struktur. Laboratorium Geodinamik, Jurusan Geologi, FMIPA, UNPAD. Tidak diterbitkan. ......................, 2001. Panduan Kuliah Lapangan Geologi Fisik I. Himpunan Mahasiswa Geologi, UNPAD, Bandung. Tidak diterbitkan. ......................, 2004. Panduan Kuliah Lapangan Geologi Fisik I. Himpunan Mahasiswa Geologi, UNPAD, Bandung. Tidak diterbitkan. ......................, 2007. Panduan Kuliah Lapangan Geologi Fisik. Himpunan Mahasiswa Geologi, UNPAD, Bandung. Tidak diterbitkan.

LAMPIRAN

“A man who doesn't spend time with his family can never be a real man."

Don Vito Corleone

DEPOSITIONAL ENVIRONMENT

(adapted from Jones,2001 : Laboratory Manual For Physical Geology, 3rd Edition)

PALEOBATHYMETRI

Klasifikasi Sesar (Rickard, 1972)

Permodelan sesar Riedl Shear

Pemodelan sesar mendatar Moody & hill

BOUMA SEQUENCE

The beds are:

    

E: Muds, ungraded, often bioturbated... D: Parallel laminated silts. C: Cross laminated sands. B: Parallel laminated sands. A: Sands and any larger grains the turbidity current was carrying at the time of deposition.

The Bouma Sequence (after Arnold H. Bouma, 1962) describes a classic set of sedimentary beds (turbidites) deposited by a sedimentwater turbidity current. The Bouma Sequence specifically describes the medium grained variety, which are usually found in the continental slope or rise setting.

BUKU GEOLOGI DASAR LENGKAP.pdf

Recommend Documents