BAB I. Pengenalan Mikroskup Polarisasi I.1. Pendahuluan Analisis sayatan tipis batuan dilakukan karena sifat-sifat fisik, seperti tekstur, komposisi dan perilaku mineral-mineral penyusun batuan tersebut tidak dapat dideskripsi secara megaskopis di lapangan. Contoh batuan-batuan tersebut adalah: 1. Batuan beku yang bertekstur afanitik atau batuan asal gunungapi 2. Batuan sedimen klastika berukuran halus, seperti batugamping, batupasir, napal, lanau, fragmen batuan dan lain-lain 3. Batuan metamorf: sekis, filit, gneis dan lain-lain Jadi mineralogi optis atau petrografi adalah suatu metode yang sangat mendasar yang berfungsi untuk mendukung analisis data geologi. Untuk dapat melakukan pengamatan secara optis atau yang disebut mikroskop polarisasi. Hal itu berhubungan data yang dilakukan melalui lensa yang mempolarisasi polarisasi obyek tersebut selanjutnya dikirim melalui okuler ke mata (pengamat).
petrografi diperlukan alat dengan teknik pembacaan obyek pengamatan. Hasil lensa obyektif dan lensa
Ada beberapa jenis mikroskop polarisasi, yaitu mikroskop terpolarisasi binokuler (Gambar I.1) dan trilokuler (Gambar I.2), baik non-digital maupun yang digital (Gambar I.3-4).
Gambar I.1. Bagian-bagian dari mikroskop polarisasi binokuler secara garis besar (sumber ZEISS, 1961). 1
Gambar I.2. Bagian-bagian dari mikroskop polarisasi trilokuler secara garis besar (sumber ZEISS, 1961). Lampu terpisah dari mikroskup. Sinar lampu dipantulkan melalui cermin (mirror) lalu dilanjutkan ke lensa polarizer. Sinar menembus obyek yang diletakkan di atas meja obyektif. Sinar membawa data dari obyek (sayatan tipis) dikirimkan ke lensa obyektif, ditangkap oleh okuler dan diterima mata.
Gambar I.3. Mikroskup digital dengan layar video; data pengamatan sayatan tipis dikirim ke layar LCD dan dapat disimpan di dalam hard disk. 2
Gambar I.4. Mikroskup polarisasi binokuler digital dengan layar video yang lain (kiri) dan mikroskup polarisasi standar yang kini tersimpan di laboratorium Geologi ISTA (kanan). I.2. Bagian-bagian dari Mikroskup Polarisasi (a) Lensa Ocular (eye piece; Gambar I.5) Yaitu lensa dengan perbesaran yang biasanya mencapai 10x. Lensa ini berhubungan langsung dengan mata saat mengamati sayatan tipis batuan di bawah mikroskup. Dalam lansa ini terdapat benangsilang yang dapat membantu menentukan posisi utara-selatan (U-S) dan timur-barat (T-B). Benang silang juga sering digunakan untuk mengetahui sudut pemadaman suatu mineral, apakah miring atau tegak lurus. Perbesaran dari obyek sayatan tipis di atas meja obyektif (gambar samping) dihasilkan dari perbesaran okuler dan lensa obyektif (gambar bawah). Contoh: jika sayatan tipis dilihat dengan menggunakan lensa obyektif dengan perbesaran tertulis 4X, dan okuler 10X, maka memiliki perbesaran total 40X.
3
Lensa okuler
lensa obyektif
Gambar I.5. Lensa okuler dan lensa obyektif yang terdapat dalam mikroskup polarisasi. (b) Prisma Nikol (Gambar I.7) Jika polarizer dipindahkan dari mikroskop dan sinar direfleksikan dari permukaan ke bidang horizontal, maka bidang terpolarisasi menjadi gelap jika diputar ke kanan. Biotit yang disayat memotong belahannya memiliki absorpsi terbaik jika bidang belahan sejajar dengan bidang vibrasi terpolarisasi. Pada posisi ini mineral menjadi gelap maksimum. Vibrasi gelapan juga dijumpai pada mineral Tourmaline yang diputar ke kanan dari sumbu C. Kedudukan normal dari vibrasi sinar yang melalui prisma (sinar ekstra-ordinary) dijumpai maksimum pada kanada balsam. Prisma nikol digunakan untuk melakukan pengamatan pada posisi nikol silang (Gambar 1.6)
Gambar I.6. Penggunaan Prisma Nikol untuk Pengamatan Nikol Silang 4
Gambar I.7. Prisma nikol, lensa obyektif dan lensa okuler pada mikroskup polarisasi. (c) Lensa lampu konvergen • Mikroskop dioperasikan pada sinar lampu yang searah dengan tube dan obyek • Lensa konvergen menangkap sinar tersebut secara maksimal dan melanjutkannya melalui tube ke lensa polarizer • Sinar tersebut membawa data dari obyek yang selanjutnya dikirimkan ke lensa obyektif dan ditangkap oleh lensa okuler • Yaitu dengan menaikkan nikol bagian bawah yang terletak di bawah meja obyektif, sehingga: • Permukaan polarizer dapat menyentuh gelas preparat (d) Meja obyektif (meja putar) • Meja obyektif berbentuk melingkar atau kotak ---- kebanyakan bulat • Meja ini terletak di atas polarizer dan di bawah lensa obyektif • Merupakan tempat meletakkan sayatan tipis untuk diamati • Pada meja dilengkapi dengan sekala besaran (mikrometer) yang melintang meja dan koordinat sumbu hingga 360O • Bagian pusat meja harus satu garis dengan pusat optis dari tube. 5
• • • •
Centering dilakukan dengan memutar scroll (screws), centring 90o berada di bawah tube. Setelah posisinya centering, sayatan tipis diletakkan di atas meja obyektif, agar tidak bergeser-geser maka dapat dijepit dengan kedua penjepit. Meja obyektif dapat dinaik-turunkan sesuai dengan kebutuhan dan posisi sentringnya Kini, mikroskop modern telah dilengkapi monitor LCD
(e) Benang Silang (Cross Hair) • Benang silang (Gambar I.8) berada pada lensa okular, satu benang melintang ke kanan-kiri dan benang yang lain melintang ke atas dan ke bawah. • Berfungsi untuk mengetahui kedudukan koordinat bidang sumbu mineral, atau sudut interfacial kristall. • Meja obyektif harus berkedudukan centered dengan perpotongan benang silang, jika tidak centered maka benang silang tidak akan terlihat. Pembacaan akan dapat dilakukan jika salah satu sisi kristal sejajar dengan benang silang kanan-kiri, selanjutnya meja obyektif diputar sampai benang silang yang lain sejajar dengan arah lain dari meja obyektif tetapi berlawanan dengan center-nya.
Benang silang
Gambar I.8. Benang silang yang terdapat pada lensa okuler dalam mikroskup polarisasi. (f) Cermin Pantul (The Mirror) • Cermin pantul berfungsi untuk mengirimkan sinar dari lampu ke sumber obyek • Berbentuk bidang datar pada sisi belakang dan cekung pada sisi depan 6
• • • • • •
Pembentuk yang pertama digunakan untuk perbesaran rendah, sedangkan yang terakhir untuk perbesaran yang lebih tinggi. Cermin ini berfungsi mengumpulkan sinar lampu dengan aperture yang menyudut pada sekitar 40o. Untuk perbesaran yang lebih besar dan dengan menggunakan sinar konvergen, maka menggunakan sinar konvergen Penggunaan cermin terutama untuk efisinsi penggunaan mikroskop. Ketika menggunakan sinar datang yang sejajar sebagai ordinary daylight, maka sinar tersebut direfleksikan dari cermin dengan intensitas yang rendah, yang datang bersamaan dengan focal point. Jika sumber sinar dekat dengan instrument, focal-length-nya besar, dan sebaliknya
(g) Lensa Obyektif • Diklasifikaskan berdasarkan nilai perbesarannya. • Untuk obyektif yang memiliki power rendah, maka focal length-nya di atas 13 mm dan perbesarannya kurang dari 15 x; untuk power menengah focal length antara 12- 5 mm dan perbesarannya 40 x; dan power tinggi focal length kurang dari 4,5 mm dan perbesarannya mencapai 40 x. • Lensa obyektif yang sering digunakan adalah yang berukuran 3 dan 7 mm • Dalam satu sayatan tipis sering terdiri atas suatu seri bidang yang saling menumpang, dan hanya salah satunya saja yang dapat diamati. • Dalam lens obyektif low-power, dapat dilihat obyek yang menumpang bidang yang berbeda lainnya, tetapi dengan lensa high-power hal itu tidak mungkin dilakukan. • Tingkat kecerahan (brightness) dari image akan meningkat jika hitungan aperturenya dapat diketahui dalam luasan pesegi. (h) Resolving Power • Bagian dari mikroskop yang berfungsi untuk pengaturan ketelitian alat. • Dengan meningkatkan resolving power untuk mempertajam obyek pengamatan maka dapat mengurangi masa pemakaian alat. • Dalam praktik petrografis, dibutuhkan ketelitian maksimal sehingga sifat terkecil pun terdeteksi. • Mata hanya mampu membedakan 250 garis dalam 1 inci • Ketika dua titik berpindah dari posisi 6.876x dari mata, maka yang terlihat hanya satu titik. • Dengan bantuan resolving power dan okuler, mata mampu membedakan pleurosigma angulatum sebanyak 50.000 garis . (i) Lensa Bertrand (Keping Gipsum) • Berada pada center dari microscope di atas analyzer yang melintas masuk / keluar tube 7
• • •
Digunakan sebagai mikroskop kecil bersama-sama dengan okuler untuk memperbesar gambaran interference Terutama digunakan untuk mengetahui warna birefringence, sehingga dapat diketahui ketebalan sayatannya Pada penggunaan alat ini, juga dilengkapi dengan tabel warna interference (Gambar I.9).
Gambar I.9. Tabel warna interference yang digunakan bersama-sama dengan keping gips untuk mengetahui warna birefringence. (j) Lensa Ocular • Disebut juga dengan lensa okuler Huygens • Terdiri dari dua lensa simple plane-convex • Terletak berhadapan langsung dengan mata. • Lensa bagian atas berupa lensa mata dan lensa bagian bawah berfungsi untuk mengumpulkan data. • Focal length dari lensa mata adalah 1/3-nya dari lensa pengumpul (field length). • Sinar sinar ini yang menyebabkan kelelahan pada mata saat pengamatan. • Pada okuler juga dijumpai benang silang, berbentuk jaring laba-laba dan mengikatkan tali tersebut pada perutnya. (k) Mikrometer • Berfungsi untuk mengukur jarak dalam sekala yang sempit, contoh: diameter mineral. • Terletak di atas meja obyektif. 8
• • •
Pada pembacaan langsung dalam meja obyektif, sekala dalam ratusan mm. Jadi, dalam suatu pengamatan sayatan tipis dapat diketahui seberapa ratus mm dalam suatu divisi kristal. Agar familier dalam penggunaannya, siswa dapat membuat sendiri mikrometer tersebut
(l) Adjustment Screws • Adjustment screw berfungsi untuk mengatur (bagian dalam 2) dan menghaluskannya (bagian luar 1) kefokusan lensa okuler dan obyektif • Metodenya yaitu dengan memutar ke kanan untuk memperbesar dan ke kiri untuk memperkecil. • Terletak pada gagang mikroskop (tube) • Akurasi kerja Adjustment screw mencapai 0,001 mm.
Adjustment screw I.3. Penggunaan Mikroskup Pencahayaan mikroskop sangat baik jika berasal dari arah utara; jika tidak mampu dari timur. Jangan menggunakan sinar matahari langsung. Meja (bangku) harus kuat, dan pengamat harus nyaman menggunakannya. Mikroskop harus terletak tepat di depan pengamat, kedua tangan leluasa mengoperasikannya. Jangan menutup mata sebelah, mata yang tidak dipakai untuk mengamati dibiarkan terbuka, agar tidak jereng atau mudah lelah. Pencahayaan harus cukup mampu menerangi pengamatan paralel nikol dan silang nikol. Agar mata tidak sakit, praktikan disarankan memfokuskan pengamatan dengan menaikkan power, dari pada menurunkannya --- agar dapat menghindari kalaukalau lensa menyentuh preparat dan memcahkannya Tempatkan pandangan (mata) setinggi dengan okuler, perlambatkan dalam memutar screw jika jarak obyektif dan preparat sangat dekat. Lakukan pengamatan hanya jika obyek pengamatan benar-benar telah fokus. 9
I.3.1. Tip Menggunakan Mikroskop Polarisasi • Pada mineral tak-berwarna (ct. kuarsa), sebaiknya mengurangi pencahayaannya, dan memperhatikan adanya rongga atau inklusi. • Rongga / inklusi memiliki kenampakan yang hampir sama • Sebaiknya menjaga betul-betul agar lensa dan nikol dapat awet dan meningkat efisiensinya. • Jangan membiarkan lensa mikroskop terkena sinar matahari langsung dan / uap radiator. • Lensa harus dijaga agar terbebas dari debu. Lensa obyektif jangan sampai bersinggungan dengan cover glass, karena akan tergores Latihan Soal Gambarkan penggunaan alat ini Tentukan bagian-bagiannya dan fungsi masing-masing Letakkan sehelai rambut di atas meja obyektif dan amati secara fokus struktur dan tekstur rambut tersebut
10
BAB II. Identifikasi Mineral pada Pengamatan Nikol Sejajar Setiap mineral memiliki sistem kristalnya masing-masing: isometrik (sumbu a = sumbu b = sumbu c; <α = <β = <γ ); rhombik (sumbu a ≠ sumbu b ≠ sumbu c; <α ≠ <β ≠ <γ ); triklin; monoklin; tetragonal, heksagonal dan lain-lain. Setiap sistem kristal memiliki sumbu kristal, walaupun sudut yang dibentuk oleh masingmasing sumbu kristal antara sistem kristal yang satu terhadap yang lain berbeda. Untuk itulah setiap mineral memiliki sifat optis tertentu, yang dapat diamati pada posisi sejajar atau diagonal terhadap sumbu panjangnya (sumbu c). Pengamatan mikroskopis yang dilakukan pada posisi sejajar sumbu panjang disebut pengamatan pada nikol sejajar. II.1. Relief Relief adalah sifat optis mineral atau batuan yang menunjukkan tingkat / besarnya pantulan yang diterima oleh mata (pengamat). Semakin besar sinar yang dipantulkan atau semakin kecil sinar yang dibiaskan oleh lensa polarisasi, maka makin rendah reliefnya, begitu pula sebaliknya. Jadi, relief mineral berhubungan erat dengan sifat indek biasnya; Ngelas < Nobyek. Relief kadang-kadang juga diimplikasikan oleh tebal-tipisnya sayatan. Sayatan yang telah memenuhi standarisasi, tentunya memiliki relief yang standar juga, sehingga besarnya tertentu. Relief mineral dapat digunakan untuk memisahkan antara batas tepi mineral yang satu dengan yang lain. Suatu batuan yang tersusun atas berbagai macam mineral yang berbeda, masing-masing mineral tersebut tentunya memiliki sifat optis yang berbeda pula. Jadi, kesemua itu akan membentuk relief; ada yang tinggi, sedang atau rendah (Gambar II.1). Pada prinsipnya; kaca / air / udara memiliki indeks bias sempurna, sehingga memantulkan seluruh sinar yang menembusnya. Namun, suatu mineral memiliki indeks bias yang lebih rendah dibandingkan kaca / air / udara, sehingga reliefnya lebih tinggi. Bandingkan indeks bias yang dipantulkan oleh mineral dengan indeks bias yang dipantulkan oleh kanada balsam. Kanada balsam memantulkan seluruh sinar yang menembusnya. Mineral menyerap sebagian sinar dan memantulkannya sebagian. Makin tidak berwarna sinar yang dipantulkan makin besar, sehingga reliefnya makin rendah.
11
relief tinggi
relief rendah
Gambar II.1. Sifat optis relief tinggi pada mineral olivin (atas) dan relief rendah (bawah) yang diamati pada posisi nikol sejajar II.2. Pleokroisme Yaitu sifat penyusupan mineral anisotropic dalam menyerap sinar mengikuti sistem kristalografinya. Ditunjukkan oleh beberapa kali perubahan warna kristal setelah diputar hingga 360O. Dapat diamati pada posisi terpolarisasi maupun nikol sejajar. Mineral uniaxial disebut dichroic: dua warna yang berbeda dari vibrasi sinar yang parallel terhadap sumbu vertikal dan sumbu dasar. Mineral biaksial: trichroic, 3 perubahan warna berhubungan dengan 3 sumbu elastisitas utama. Ct: horenblende pleokrois kuat dan piroksen tak-pleokrois
12
Pleokroisme biotit berwarna coklat kekuningan Orde 1
Pleokroisme biotit berwarna coklat gelap Orde I Gambar II.2. Gambar atas: warna interferensi biotit sejajar sumbu C dan gambar bawah: pleokroismenya pada sudut putaran 90O II.3. Bentuk Kristal Bentuk kristal adalah bentuk suatu kristal mineral mengikuti pertumbuhan / tata aturan pertumbuhan kristal. Bentuk kristal yang ideal pasti mengikuti susunan atom dan pertumbuhan atom-atom tersebut, atau dapat pula mengikuti arah belahannya. Sebagian besar mineral yang terbentuk oleh proses pembekuan magma di luar, menunjukkan bentuk kristal yang tidak sempurna, karena pembekuannya / pengkristalisasiannya sangat cepat sehingga bentuknya kurang sempurna, begitu pula sebaliknya. Jadi, bentuk kristal dapat digunakan sebagai parameter untuk 13
mengetahui tingkat kristalisasi mineral secara umum. Namun, mineral yang berukuran besar bukan berarti tingkat kristalisasinya sempurna. Sebagai contoh adalah mineral-mineral penyusun batuan gunung api yang terkristalisasi dengan cepat dapat tumbuh membentuk mineral dalam diameter yang besar, tetapi bentuk kristalnya anhedral membentuk fenokris dalam batuan bertekstur porfiritik. Dalam pendeskripsiannya, bentuk kristal ditentukan dari orientasi tepian mineralnya. Bentuk kristal yang tidak beraturan pada seluruh sisinya disebut anhedral; jika sebagian sisi kristal yang tidak beraturan disebut subhedral; dan jika seluruh sisi kristal beraturan disebut euhedral (Gambar II.3).
Px: subhedral
Px: subhedral
Px: euhedral Px: anhedral Gambar II.3. Gambar atas: bentuk kristal subhedral pada piroksen dan anhedral pada horenblenda dan gambar bawah: bentuk kristal euhedral, subhedral dan anhedral pada mineral piroksen (HBL: horenblenda dan Px: piroksen). 14
II.4. Bentuk mineral Bentuk mineral tidak harus sama dengan bentuk kristal. Bentuk mineral adalah bentuk secara fisik, seperti takteratur (irregular), memanjang, prismatik, fibrous, membulat dan lain-lain (Gambar II.4). bentuk-bentuk mineral tersebut tidak berhubungan dengan tingkat kristalisasinya. Bentuk mineral secara sempurna dapat mengikuti bentuk pertumbuhan kristalnya, namun tidak dapat digunakan sebagai parameter tingkat kristalisasi.
acicular anhedral/irregular bladed blocky elongate euhedral fibrous prismatic rounded tabular Gambar II.4. Gambar atas: bentuk-bentuk mineral blocky, irregular; gambar bawah: bentuk mineral euhedral II.5. Belahan Belahan adalah sifat mineral yang berhubungan dengan sistem kristalnya juga. Pada umumnya, suatu mineral memiliki bentuk kristal dari suatu sistem kristal tertentu, sesuai dengan pertumbuhan kristalnya. Pertumbuhan kristal sendiri dibentuk / dibangun oleh susunan atom di dalamnya. Dengan demikian, sisi-sisi susunan atomatom tersebut menjadi lebih lemah dibandingkan dengan ikatannya. Hal itu berpengaruh pada tingkat kerapuhannya. Saat mineral mengalami benturan / terdeformasi, maka pecahannya akan lebih mudah mengikuti arah belahannya. Belahan lebih mudah diamati pada posisi nikol sejajar tetapi beberapa mineral juga dapat diamati pada posisi nikol silang. Tidak semua belahan mineral dapat diamati 15
di bawah mikroskup, sebagai contoh adalah kuarsa dan olivin (Gambar II.5). Tetapi, sebenarnya keduanya memiliki pecahan yang jelas. Kuarsa, secara megaskopis memiliki pecahan konkoidal (seperti kaca) akibat bentuk kristalnya yang bipiramidal, namun di bawah mikroskup belahan konkoidal-bipiramidal sulit dapat diamati. Olivin kadang-kadang menunjukkan belahan dua arah miring, namun karena bentuknya yang membotol, jadi sulit diamati juga di bawah mikroskup.
Gambar II.5. Gambar atas: Contoh mineral dengan susunan acak (belahan tidak jelas) atau tanpa belahan: olivin; gambar bawah: Contoh mineral kuarsa tanpa belahan Ct: o o
belahan jelas 1 arah: kelompok mika belahan jelas 2 arah: piroksen dan amfibol 16
o mineral dengan sudut belahan 2 arah membentuk perpotongan dengan sudut 60°/120°: amfibol / horenblende (Gambar II.6 atas) dan mineral dengan sudut belahan dua arah membentuk sudut 90° piroksen (Gambar II.6 bawah)
90O
120°
60°
miring
Belahan jelas pada 2 arah
90O
Belahan kurang jelas pada 2 arah Gambar II.6. Gambar atas: belahan jelas pada dua arah miring; gambar bawah: belahan kurang jelas pada dua arah dengan sudut 90O Tugas Latihan: 1. Sebutkan sifat-sifat optis meineral! 2. Apa hubungan antara sifat optis mineral dengan sistem kristal? 3. Merangkum macam-macam mineral dengan sifat-sifat optisnya; sumber data bebas, boleh dari internet atau text book. Tugas wajib: komponen mineralmineral dalam deret reaksi Bowen. 17
4.
BAB III. Identifikasi Mineral Pada Posisi Nikol Silang
Pengamatan nikol silang dilakukan jika sayatan berada pada diagonal sumbu C, yaitu dengan memasang prisma polarisasi bagian atas. Sifat-sifat optis mineral yang diamati pada posisi nikol silang adalah birefringence (interference ganda), twinning (kembaran): tipe kembaran dan arah orientasinya dan sudut gelapan: sejajar / miring pada sudut berapa. III.1. Sifat Birefringence (BF) Standardisasi sayatan tipis memiliki ketebalan 0,03 mm. Dalam sayatan tipis, interference mineral harus dapat diamati, yang hanya dapat dalam sayatan tipis 0,03 mm. Ct. warna interference kuarsa terrendah berada pada orde pertama putih (abuabu) atau mendekati warna kuning orde I. Warna interference dapat dilihat dari posisi horizontal sayatan. Setelah warna interference diketahui, pengamatan dilanjutkan melalui garis diagonalnya hingga didapatkan sifat birefringence (BF). Dari posisi birefringence, dengan meluruskan ke bawah melalui garis diagonal ke perpotongannya, akan diketahui ketebalan standarnya, apakah lebih tebal atau tidak dari 0,03 mm. Orde warna interference dan birefringence menggunakan tabel warna Michel-Levy (Gambar III.1). Birefringence ditentukan dari refraksi ganda pada pantulan sinar maximum (warna orde tertinggi). BF dapat dilihat jika posisi sayatan berada pada sudut pemadaman 45O terhadap nikol. BF dapat digunakan (bertujuan) untuk menguji ketebalan sayatan kristal. Sifat BF mineral dapat dilihat pada tabel sifat-sifat mineral (Bloss, 1961; Kerr, 1959; Larsen and Berman, 1964; Rogers and Kerr, 1942) yang disertai dengan perubahan antara indeks refraksi tertinggi dan terrendahnya. Sifat difraksi maximum biasanya juga dapat diperikan dalam sifat ini. Jika obyek memiliki belahan jelas atau bentuk kristalnya terorientasi pada keping gelas dasarnya, beberapa partikel harus disusun ulang hingga berorientasi baru, yaitu dengan membuka cover glass dan mineral didorong secara horizontal. Birefringence secara relatif sama pada setiap kelompok (kelas) mineral yang sama, ct. piroksen, amfibol dan plagioklas. Indeks refraksi dan warna mungkin berbeda di antara satu kelompok mineral, namun warna BF-nya hampir sama. BF dapat diamati di bawah mikroskup dengan memasang lensa Bertrand (keping gipsum). Lensa Bertrand keberadaannya sering terpisah dari mikroskop. Lensa ini dapat dilepaskan. Sifat BF dapat diamati pada posisi nikol silang, yaitu dengan memasang lensa Bertrand pada posisinya (yaitu di atas analyzer). Perubahan warna yang dihasilkan biasanya ditentukan oleh warna reliefnya dan ketebalan sayatannya Jika reliefnya rendah (tidak berwarna) maka memiliki sifat BF tinggi. Kanada balsam memiliki sifat BF tertinggi hitam.
18
Gambar III.1. Diagram Michel-Levy untuk mengetahui orde warna BF pada mineral; yaitu warna interferene maksimum yang dapat dilihat setelah lensa Bertrand (keping/prisma gips) dipasang
19
Gambar III.2. Warna interferene maksimum yang dapat dilihat setelah lensa Bertrand (keping/prisma gips) dipasang
20
Sifat BF juga bertujuan untuk mengetahui sifat anisotropi mineral. Latihan: Posisikan kristal anisotropi pada: D = 100 nm (abu-abu orde 1); sudut pemadaman 45o Jika indek bias keping gipsum sejajar indek bias kristal, maka terjadi PENJUMLAHAN Sinar yang sejajar terhadap indek bias keping gipsum tertanam dalam keping gipsum pada 100 nm dan lebih jauh tertanam oleh keping gipsum 550 nm ---- tebal gips digambarkan pada grafik horizontal (bawah) dalam diagram Michel-Levy (Gambar III.1) 100 + 550 = 650 nm Tentukan warna mineral (pada tabel warna interference) Yaitu Original 1o abu-abu menjadi 2o biru (Gambar III.3)
Nikol silang sebelum Gips dipasang
setelah Gips dipasang
N Gambar III.3. Contoh warna birefringence kuarsa pada sudut pemadaman diputar 45o
21
setelah didapatkan warna BF 1, lalu putar meja obyektif dan kristal pada sudut 90 o ® Ngyp || nxl (D masih = 100 nm) Ngyp || nxl ® PENGURANGAN Sinar kristal yang parallel terhadap Ngyp dimajukan oleh gips 100nm dan dihambat oleh keping gypsum 550mm ® maka kristal berada pada 450nm di belakang Warna BF menjadi 1o orange
N
Gambar III.4. Contoh warna birefringence kuarsa pada posisi sudut pemadaman mineral 90o
22
Latihan: Deskripsikan warna BF mineral-mineral dalam sayatan tipis di bawah:
Gambar III.5. Warna birefringence plagioklas pada berbagai kedudukan sudut pemadalam dalam suatu sayatan tipis III.2. Sifat Kembaran (Twinning) Yaitu sifat yang ditunjukkan oleh mineral akibat pertumbuhan bersama kristal saat pengkristalannya. Berbentuk kisi-kisi yang dibentuk oleh orientasi pertumbuhan kristalografi. Sifat ini dapat diamati pada posisi pengamatan nikol silang. Berhubungan dengan sifat pemadamannya. Bentuk Kembaran berhubungan dengan bentuk simetri dari dua atau lebih bagianbagian (bayangan kembar, sumbu rotasi). Macam-macam kembaran: 1) Refleksi (berbentuk bidang kembar); Ct: model kembaran gypsum “fishtail”, 102 dan 108 2) Rotasi dengan memutar meja obyektif (biasanya 180o) memiliki bentuk kembaran sumbu: normal parallel. Ct: kembaran carlsbad, model 103 3) Inversi (kembaran ke pusat) Kembaran Multiple (> 2 segmen memiliki kesamaan sifat optis yang terulang) 23
Kembaran Cyclic - kembaran berulang yang bidang-bidang kembarannya tidak parallel; ct: kembaran polisintetik Albite pada plagioklas (Gambar III.6). Jenis-jenis kembaran lain yang umum dijumpai dalam beberapa mineral adalah: • Kembaran Albit: terbentuk oleh pertumbuhan bersama feldspar plagioklas dengan sistem kristal: Triclinic; merupakan kembaran yang umum dijumpai pada plagioklas pada 010
Posisi nikol silang diputar 45o
24
Posisi nikol silang diputar 90o Gambar III.6. Kembaran Polisintetik Albit pada Plagioklas • Kembran polisintetis juga dapat diamati dalam pengamatan megaskopis pada Chrysoberryl dan Aragonit membentuk kembaran cyclic (Gambar III.7)
Gambar III.7. Kembaran polisintetik cyclic pada Chrysoberryl dan Aragonit •
Kembaran sederhana, contoh pada piroksen posisi {100}
25
Gambar III.8. Kembaran sederhana pada Clinopyroxene (augite) posisi {100} Mineral-mineral prismatik panjang biasanya memiliki kembaran, sebagai contoh adalah plagioklas dan klinopiroksen. Kembaran yang umum dijumpai pada Plagioklas: • Sederhana Carlsbad pada (010) • Polysynthetic albite pada (010) • Pericline pada (101)
Gambar III.9. Kembarran sederhana Carlsbad, Polisintetik albit dan Pericline pada Plagioklas III.3. Sifat Gelapan (Extinction) Adalah fungsi hubungan orientasi indikatrik dan orientasi kristalografik. Mineral anisotropik menunjukkan gelapan pada posisi nikol silang dengan rotasi tiap 90O. Gelapan muncul ketika kedudukan salah satu vibrasi sejajar polarizer bawah. Dampaknya adalah seluruh sinar datang ditahan oleh polarizer atas sehingga tidak membentuk getaran. Seluruh sinar yang melalui mineral terserap pada polarizer 26
atas, dan mineral terlihat gelap. Pada putaran posisi 45°, komponen maximum dari sinar cepat dan sinar lambat mampu dirubah menjadi vibrasi pada polarizer atas. Hanya perubahan warna interference saja yang menjadi lebih terang atau lebih gelap saja, warna sebenarnya tidak berubah. Banyak mineral secara umum membentuk butiran memanjang dan dengan mudah dikenali kedudukan belahannya, ct. biotit, horenblenda, plagioklas. Sudut pemadaman adalah sudut antara panjang atau belahan mineral dan kedudukan vibrasi mineral. Nilai sudut pemadaman masing-masing mineral bervariasi mengikuti arah orientasi butirannya. Tipe Pemadaman Pemadaman Parallel; Mineral menjadi gelap ketika belahannya atau sumbu panjang searah terhadap salah satu benang silangnya. Sudut pemadaman (EA) = 0°; contoh: Orthopiroksen dan Biotite Pemadaman Miring; mineral gelap ketika belahan membentuk sudut dengan benang silang, (EA) > 0° ; contoh: Klinopiroksen dan Horenblenda Pemadaman Simetri; mineral menunjukkan belahan 2 arah atau dua perbedaan muka kristal---- memungkinkan untuk mengukur dua sudut gelapan antara masing-masing belahan atau muka dan kedudukan vibrasi. Jika 2 sudut sama maka akan dijumpai pemadaman simetri, (EA1 = EA2); contoh: Amfibol dan Kalsit Tanpa belahan: mineral yang tidak memanjang atau tidak memperlihatkan belahan yang mencolok, akan memberikan pemadaman setiap diputar 90°, tetapi tidak dapat diukur sudut pemadamannya; contoh: Kuarsa dan olivin a. Pemadaman Paralel • semua mineral uniaxial menunjukkan pemadaman parallel • mineral-mineral orthorhombik menunjukkan pemadaman parallel (hal itu karena sumbu kristal dan sumbu indicatrik serupa) b. Sudut Pemadaman Miring • Mineral-mineral Monoclinic dan Triclinic memiliki sumbu indikatrik yang tidak serupa dengan subu kristalnya ---- memiliki pemadaman miring • sudut pemadaman dapat membantu memerikan nama mineralnya
27
Z
c
c=Z
nε nω
a=X
b Y
b=Y
a Pemadaman paralel
X Pemadaman miring
Gambar III.10. Ilustrasi pemadaman paralel (kiri) dan pemadaman miring (kanan)
Pemadaman orthopiroksen
PPL
X N
28
Sudut pemadaman
Klinopiroksen
Pemadaman Klinopiroksen
Gambar III.11. Contoh mineral dengan pemadaman paralel pada ortopiroksen (atas) dan pemadaman miring pada klinopiroksen (bawah) Tugas Latihan: Menyusun Diagram Identifikasi Mineral dalam Batuan Beku, contoh:
29
BAB IV. Pengambilan Contoh Batuan IV.1. Teknik Pengambilan Contoh Batuan Keberhasilan pembuatan sayatan tipis ditentukan oleh benar-tidaknya prosedur pengambilan contoh di lapangan dan teknik preparasinya. Pembuatan sayatan tipis juga harus mengikuti petunjuk si pengamat. Apa tujuan pengamatan sayatan tipis, apakah ditujukan untuk mengetahui sifat optis mineral, komposisi batuan (eksplorasi kandungan mineral tertentu), tingkat sifat deformasi batuan atau ada tujuan yang lain. Untuk itu diperlukan koordinasi yang baik antara si pengambil, pemotong / penyayat dan pengamat. Jika tujuan pengamatan adalah untuk mengetahui sifat optis mineral, komposisi dan sifat fisik batuannya, maka diperlukan contoh batuan yang segar. Ciri-ciri batuan yang segar adalah: •
•
•
Warnanya segar, tidak dijumpai warna alterasi (lapuk). Contoh: andesit dan diorit berwarna abu-abu terang-agak gelap; warna lapuk keputih-putihan, kemerah-merahan, kekuning-kuningan atau kecoklat-coklatan. Warna segar dasit abu-abu agak keunguan; warna lapuk abu-abu terang bintik-bintik hijau, putih dan merah. Batupasir kuarsa segar warna putih dengan butiranbutiran transparan; warna lapuk putih terang agak kecoklatan hingga kekuningan. Batugamping dolomit warna segar abu-abu kemerahan cerah dengan pecahan tajam dan sangat keras; warna lapuk abu-abu kekuningankecoklatan (merah bata) dengan pecahan tumpul dan mudah hancur. Jika dipukul berbunyi “cling”; batuan yang lapuk jika dipukul berbunyi “bug” atau “blug”; pada batuan beku luar (bersifat gelasan) batuan yang segar sangat keras tetapi lebih mudah pecah, pecahannya runcing-runcing tajam, tetapi batuan yang lapuk tidak tajam feldsparnya (putih) mengembang sehingga ukurannya menjadi lebih besar. Tidak terdeformasi, massif (inti lava / intrusi); batuan yang segar tidak dijumpai rekahan-rekahan baik akibat deformasi saat pembekuan, pembebanan, tektonik maupun pelapukan; usahakan mengambil batuan yang betul-betul masif (tak-terdeformasi).
Singkapan batuan yang dapat direkomendasikan untuk lokasi pengambilan contoh batuan yang ditujukan untuk pengamatan sayatan tipis tersebut adalah: • Pada singkapan tanpa deformasi; kalau sekiranya tidak dapat dihindari, maka diusahakan pada singkapan yang paling bebas dari deformasi. • Pada singkapan yang telah diledakkan (quarry): akan banyak dijumpai batuan yang sangat segar, karena bagian yang lapuk telah dibersihkan pada saat penggalian (Gambar IV.1). • Mencari batuan yang segar juga dapat dilakukan pada tebing-tebing dan badan sungai / jalan, terutama pada musim kemarau.
30
Gambar IV.1.
Contoh singkapan yang direkomendasikan untuk pengambilan contoh batuan; yaitu pada lokasi penambangan (quarry)
Singkapan batuan yang tidak direkomendasikan untuk pengambilan contoh batuan adalah: • Singkapan dengan struktur geologi, seperti sesar, kekar dan lipatan (Gambar IV.2.kanan); kecuali jika pengamatan ditujukan untuk mikrotektonik. Jika pengamatan sayatan tipis batuan ditujukan untuk mikrotektonik, maka contoh harus ditandai arah pengambilannya (N …. O E) dan arah pemotongan yang diinginkan • Lapuk; saran: sebaiknya jika tidak ada singkapan lain dicari batuan yang paling masif; kecuali jika tujuan pengamatan batuan adalah untuk mengetahui tingkat pelapukan. • Tidak insitu : bongkah yang tidak jelas asalnya (Gambar IV.2 kiri); kecuali jika telah jelas dketahui asalnya dari mana dan kondisinya segar. Saran: lakukan pengambilan bongkah hanya di daerah quarry yang sedang digali
31
Gambar IV.2.
Contoh singkapan yang pengambilan contoh batuan IV.2. Pemilihan Contoh Batuan
tidak
direkomendasikan
untuk
Pengambilan contoh batuan juga dapat dilakukan pada inti bor: 1. Pilih batuan yang paling segar 2. Jangan mengambil bagian kontak (ditunjuk pena), karena ada kemungkinan mengandung fragmen lain (batuan yang lebih tua atau lebih muda) dan biasanya tidak segar
32
Gambar IV.3.
Contoh batuan yang diambil dari inti bor; yaitu pada bagian yang paling segar (dilingkari), bukan pada bagian yang ditunjuk pena
Sifat contoh batuan yang dapat disayat untuk analisis petrografi: • Contoh betul-betul segar • Besarnya setangan (segenggam) • Setelah contoh diambil, sesegera mungkin agar dikirim ke lab praparasi sayatan tipis
Gambar IV.4.
Contoh diorit yang direkomendasikan untuk penyayatan (segar dan masif) IV.3. Preparasi Batuan Contoh batuan yang telah di dapatkan dari lapangan dilabeli, meliputi no lokasi pengambilan, tahun pengambilan dan kode tujuan pengambilan. Untuk contoh yang ditujukan untuk analisis petrografi dengan tujuan pengamatan tertentu, diberi tanda khusus seperti arah penyayatan, posisi utara / timur dan kode-kode pendukung yang lain. Contoh selanjutnya dibawa ke bengkel untuk dilakukan pemotongan, penyayatan dan preparasi selanjutnya seperti yang dapat dilihat pada Gambar IV.5 dan IV.6.
33
Gambar IV.5.
Contoh diorit yang telah dipotong berukuran 10-15x10x2,5 cm, pemotongan bertujuan untuk menghilangkan bagian yang lapuk.
Gambar IV.6.
Contoh diorit yang telah disayat berukuran 4x2,5x0,003 cm dan dipoles selanjutnya ditempelkan di atas gelas obyek, dan ditutup dengan gelas penutup (deg glass). Sayatan siap untuk dianalisis.
Tugas: Membuat sayatan tipis batuan; dibagi menjadi 3 kelompok: batuan beku, sedimen dan metamorf !
34
BAB V. Petrografi Batuan Beku V.1. Klasifikasi Batuan Beku Batuan beku adalah batuan yang terbentuk dari hasil pembekuan magma. Karena hasil pembekuan, maka ada unsur kristalisasi material penyusunnya. Komposisi mineral yang menyusunnya merupakan kristalisasi dari unsur-unsur secara kimiawi, sehingga bentuk kristalnya mencirikan intensitas kristalisasinya. Didasarkan atas lokasi terjadinya pembekuan, batuan beku dikelompokkan menjadi dua yaitu betuan beku intrusif dan batuan beku ekstrusif (lava). Pembekuan batuan beku intrusif terjadi di dalam bumi sebagai batuan plutonik; sedangkan batuan beku ekstrusif membeku di permukaan bumi berupa aliran lava, sebagai bagian dari kegiatan gunung api. Batuan beku intrusif, antara lain berupa batholith, stock (korok), sill, dike (gang) dan lakolith dan lapolith (Gambar V.1). Karena pembekuannya di dalam, batuan beku intrusif memiliki kecenderungan tersusun atas mineral-mineral yang tingkat kristalisasinya lebih sempurna dibandingkan dengan batuan beku ekstrusi. Dengan demikian, kebanyakan batuan beku intrusi dalam (plutonik), seperti intrusi batolith, bertekstur fanerik, sehingga tidak membutuhkan pengamatan mikroskopis lagi. Batuan beku hasil intrusi dangkal seperti korok gunung api (stock), gang (dike), sill, lakolith dan lapolith umumnya memiliki tekstur halus karena sangat dekat dengan permukaan.
Gambar V.1. Macam-macam morfometri intrusi batuan beku, yaitu batholith, stock, sill dan dike
35
Jenis dan sifat batuan beku ditentukan dari tipe magmanya. Tipe magma tergantung dari komposisi kimia magma. Komposisi kimia magma dikontrol dari limpahan unsur-unsur dalam bumi, yaitu Si, Al, Fe, Ca, Mg, K, Na, H, dan O yang mencapai hingga 99,9%. Semua unsur yang berhubungan dengan oksigen (O) maka disebut sebagai oksida, SiO2 adalah salah satunya. Sifat dan jenis batuan beku dapat ditentukan dengan didasarkan pada kandungan SiO2 di dalamnya (Tabel V.1). Tabel V.1. Tipe batuan beku dan sifat-sifatnya (Nelson, 2003) Tipe Magma
Batuan Batuan Vulkanik Plutonik
Komposisi Kimia
Suhu
Kandungan Gas
Kekentalan
Basaltic
Basalt
Gabbro
SiO2 45-55 %: Fe, Mg, Ca tinggi, K dan Na rendah
1000 - 1200 Rendah o C
Rendah
Andesitic
Andesit
Diorit
SiO2 55-65 %, Fe, Mg, Ca, Na, K sedang
800 - 1000 oC Intermediat
Intermediat
Rhyolitic
Rhyolit
Granit
SiO2 65-75 %, Fe, Mg, Ca rendah, K dan Na tinggi
650 - 800 oC Tinggi
Tinggi
Menurut keterdapatannya, berdasarkan tatanan tektonik dan posisi pembekuannya (Tabel V.2), batuan beku diklasifikasikan sebagai batuan intrusi plutonik (dalam) berupa granit, syenit, diorit dan gabro. Intrusi dangkal yaitu dasit, andesit, basaltik andesitik, riolit, dan batuan gunung api (ekstrusi yaitu riolit, lava andesit, lava basal. Tabel V.2. Klasifikasi batuan beku berdasarkan letak / keterdapatannya. Keterdapatannya
Asam
Intermediet Basa
Plutonik (intrusi)
Granit, Syenit
Diorit
Gabro
intrusi dangkal
Dasit - Riodasit
Andesit
Basaltikandesitik
Busur magmatik
Riolitik
Andesitik
Basaltik
Belakang busur
Trakitik
Trakitik
Basalt trakitik
Mid oceanic ridges
-
-
Lava basalt
Vulkanik: Dengan Tatanan tektonik
Berdasarkan komposisi mineralnya, batuan beku dapat dikelompokkan menjadi tiga, tergantung dari persentase mineral mafik dan felsiknya. Secara umum, limpahan mineral di dalam batuan, akan mengikuti aturan reaksi Bowen. Hanya mineral-mineral dengan derajad kristalisasi tertentu dan suhu kristalisasi yang relatif sama yang dapat hadir bersama-sama (sebagai mineral asosiasi; Tabel V.3) 36
Tabel V.3. Bowen reaction series yang berhubungan dengan kristalisasi mineral penyusun dalam batuan beku
V.2. Klasifikasi Batuan Beku Berdasarkan Komposisi Mineralnya (a)
Kelompok batuan beku intrusi plutonik
1) Batuan beku basa dan ultra-basa: dunit, peridotit Kelompok batuan ini terbentuk pada suhu 1000-1200o C, dan melimpah pada wilayah dengan tatanan tektonik lempeng samudra, antara lain pada zona pemekaran lantai samudra dan busur-busur kepulauan tua. Dicirikan oleh warnanya gelap hingga sangat gelap, mengandung mineral mafik (olivin dan piroksen klino) lebih dari 2/3 bagian; batuan faneritik (plutonik) berupa gabro dan batuan afanitik (intrusi dangkal atau ekstrusi) berupa basalt dan basanit. Didasarkan atas tatanan tektoniknya, kelompok batuan ini ada yang berseri toleeit, Kalk-alkalin maupun alkalin, namun yang paling umum dijumpai adalah seri batuan toleeit. Kelompok batuan basa diklasifikasikan menjadi dua kelompok besar dengan didasarkan pada kandungan mineral piroksen, olivin dan plagioklasnya; yaitu basa dan ultra basa (Gambar V.2). Batuan beku basa mengandung mineral plagioklas lebih dari 10% sedangkan batuan beku ultra basa kurang dari 10%. Makin tinggi kandungan piroksen dan olivin, makin rendah kandungan plagioklasnya dan makin ultra basa (Gambar V.2 bawah). batuan beku basa terdiri atas anorthosit, gabro, olivin gabro, troktolit (Gambar V.2. atas). Batuan ultra basa terdiri atas dunit, peridotit, piroksenit, lherzorit, websterit dan lain-lain (Gambar V.2 bawah). 37
Gambar V.2. Klasifikasi batuan beku basa (mafik) dan ultra basa (ultra mafik; sumber IUGS classification) 2) Batuan beku asam - intermediet Kelompok batuan ini melimpah pada wilayah-wilayah dengan tatanan tektonik kratonik (benua), seperti di Asia (daratan China), Eropa dan Amerika. Kelompok batuan ini membeku pada suhu 650-800oC. Dapat dikelompokkan dalam tiga kelompok, yaitu batuan beku kaya kuarsa, batuan beku kaya feldspathoid (foid) dan batuan beku miskin kuarsa maupun foid. Batuan beku kaya kuarsa berupa kuarzolit, granitoid, granit dan tonalit; sedangkan yang miskin kuarsa berupa syenit, monzonit, monzodiorit, diorit, gabro dan anorthosit (Gambar V.3). Jika dalam batuan beku tersebut telah mengandung kuarsa, maka tidak akan mengandung mineral foid, begitu pula sebaliknya. 38
Gambar V.3. Klasifikasi batuan beku bertekstur kasar yang memiliki persentasi kuarsa, alkali feldspar, plagioklas dan feldspathoid lebih dari 10% (sumber IUGS classification)
(b) Kelompok batuan beku luar Kelompok batuan ini menempati lebih dari 70% batuan beku yang tersingkap di Indonesia, bahkan di dunia. Limpahan batuannya dapat dijumpai di sepanjang busur vulkanisme, baik pada busur kepulauan masa kini, jaman Tersier maupun busur gunung api yang lebih tua. Kelompok batuan ini juga dapat dikelompokkan sebagai batuan asal gunung api. Batuan ini secara megaskopis dicirikan oleh tekstur halus (afanitik) dan banyak mengandung gelas gunung api. Didasarkan atas kandungan mineralnya, kelompok batuan ini dapat dikelompokkan lagi menjadi tiga tipe, yaitu kelompok dasit-riolit-riodasit, kelompok andesit-trakiandesit dan kelompok fonolit (Gambar V.4).
39
Gambar V.4. Klasifikasi batuan beku intrusi dangkal dan ekstrusi didasarkan atas kandungan kuarsa, feldspar, plagioklas dan feldspatoid (sumber IUGS classification) Tata nama tersebut bukan berarti ke empat unsur mineral harus menyusun suatu batuan, dapat salah satunya saja atau dua mineral yang dapat hadir bersama-sama. Di samping itu, ada jenis mineral asesori lain yang dapat hadir di dalamnya, seperti horenblende (amfibol), piroksen ortho (enstatit, diopsid) dan biotit yang dapat hadir sebagai mineral asesori dengan plagioklas dan feldspathoid. Pada prinsipnya, feldspatoid adalah mineral feldspar yang terbentuk karena komposisi magma kekurangan silika, sehingga tidak cukup untuk mengkristalkan kuarsa. Jadi, limpahan feldspathoid berada di dalam batuan beku berafinitas intermediet hingga basa, berasosiasi dengan biotit dan amfibol, atau biotit dan piroksen, dan membentuk batuan basanit dan trakit-trakiandesit. Batuan yang mengandung plagioklas dalam jumlah yang besar, jarang atau sulit hadir bersamasama dengan mineral feldspar, seperti dalam batuan beku riolit. V.3. Struktur Batuan Beku 40
• • • •
Masif: padat dan ketat; tidak menunjukkan adanya lubang-lubang keluarnya gas; dijumpai pada batuan intrusi dalam, inti intrusi dangkal dan inti lava; Ct: granit, diorit, gabro dan inti andesit Skoria: dijumpai lubang-lubang keluarnya gas dengan susunan yang tidak teratur; dijumpai pada bagian luar batuan ekstrusi dan intrusi dangkal, terutama batuan vulkanik andesitik-basaltik; Ct: andesit dan basalt Vesikuler: dijumpai lubang-lubang keluarnya gas dengan susunan teratur; dijumpai pada batuan ekstrusi riolitik atau batuan beku berafinitas intermediet-asam. Amigdaloidal: dijumpai lubang-lubang keluarnya gas, tetapi telah terisi oleh mineral lain seperti kuarsa dan kalsit; dijumpai pada batuan vulkanik trakitik; Ct: trakiandesit dan andesit
Gambar V.5. Struktur batuan beku masif; terbentuk karena daya ikat masingmasing mineral sangat kuat, contoh pada granodiorit dengan komposisi mineral plagioklas berdiameter >1 mm (gambar atas) dan granit (gambar bawah) dengan komposisi kuarsa dan ortoklas anhedral dengan diameter >1 mm 41
rongga rongga
rongga
rongga rongga
rongga
Gambar V.6. Struktur batuan beku skoria; dijumpai rongga-rongga bekas keluarnya gas saat pembekuan yang sangat cepat. Contoh pada andesit basaltik porfirik pada posisi nikol sejajar (atas) dan nikol silang (bawah). Batuan tersusun atas fenokris plagioklas berdiameter >1 mm dan piroksen klino berdiameter 0,5-1,5 mm, dan tertanam dalam massa dasar gelas, kristal mineral (plagioklas dan piroksen) dan rongga tak beraturan berdiameter <1 mm
42
V.4. Tekstur Batuan Beku Tektur batuan menggambarkan bentuk, ukuran dan susunan mineral di dalam batuan. Tektur khusus dalam batuan beku menggambarkan genesis proses kristalisasinya, seperti intersertal, intergrowth atau zoning. Batuan beku intrusi dalam (plutonik) memiliki tekstur yang sangat berbeda dengan batuan beku ekstrusi atau intrusi dangkal. Sebagai contoh adalah bentuk kristal batuan beku dalam cenderung euhedral, sedangkan batuan beku luar anhedral hingga subhedral (Tabel V.4.) Tabel V.3. Tekstur batuan beku pada batuan beku intrusi dalam, intrusi dangkal dan ekstrusi dan pada batuan vulkanik Jenis batuan
Intrusi dalam (plutonik)
Intrusi dangkal dan Batuan Vulkanik Ekstrusi
Fabrik
Equigranular
Inequigranular
Inequigranular
Bentuk kristal
Euhedral-anhedral
Subhedralanhedral
Subhedral-anhedral
Ukuran kristal
Kasar (> 4 mm)
Halus-sedang
Halus-kasar
Porfiritik-poikilitik Ofitik-subofitik Pilotaksitik
Porfiritik: intermedietbasa Vitroverik-Porfiritik: Asam-intermediet
Hipokristalin Holokristalin
Hipokristalin Holokristalin
Perthit-perlitik
Zoning pada plagioklas, tumbuh bersama antara mineral mafik dan plagioklas dan intersertal
Tekstur
Tekstur khusus
Derajad Kristalisasi
Tekstur khusus
-
Holokristalin
-
a) Tekstur trakitik • Dicirikan oleh susunan tekstur batuan beku dengan kenampakan adanya orientasi mineral ---- arah orientasi adalah arah aliran • Berkembang pada batuan ekstrusi / lava, intrusi dangkal seperti dike dan sill • Gambar V.7 adalah tekstur trakitik batuan beku dari intrusi dike trakit di G. Muria; gambar kiri: posisi nikol sejajar dan gambar kanan: posisi nikol silang
43
Gambar V.7. Tekstur trakitik pada traki-andesit (intrusi dike di Gunung Muria). Arah orientasi dibentuk oleh mineral-mineral plagioklas. Di samping tekstur trakitik juga masih menunjukkan tekstur porfiritik dengan fenokris plagioklas dan piroksen orto. b) Tekstur Intersertal • Yaitu tekstur batuan beku yang ditunjukkan oleh susunan intersertal antar kristal plagioklas; mikrolit plagiklas yang berada di antara / dalam massa dasar gelas interstitial.
Gambar V.8. Tekstur intersertal pada diabas; gambar kiri posisi nikol sejajar dan gambar kanan posisi nikol silang. Butiran hitam adalah magnetit c) Tekstur Porfiritik • Yaitu tekstur batuan yang dicirikan oleh adanya kristal besar (fenokris) yang dikelilingi oleh massa dasar kristal yang lebih halus dan gelas 44
• •
Jika massa dasar seluruhnya gelas disebut tekstur vitrophyric . Jika fenokris yang berkelompok dan tumbuh bersama, maka membentuk tekstur glomeroporphyritic.
Gambar V.9. Gambar kiri: Tektur porfiritik pada basalt olivin porfirik dengan fenokris olivin dan glomerocryst olivin (ungu) dan plagioklas yang tertanam dalam massa dasar plagioklas dan granular piroksen berdiameter 6 mm (Maui, Hawaii). Gambar kanan: basalt olivin porfirik yang tersusun atas fenokris olivin dan glomerocryst olivin (ungu) dan plagioklas dalam massa dasar plagioklas intergranular dan piroksen granular berdiameter 6 mm (Maui, Hawaii) d) Tekstur Ofitik Yaitu tekstur batuan beku yang dibentuk oleh mineral plagioklas yang tersusun secara acak dikelilingi oleh mineral piroksen atau olivin (Gambar V.10). Jika plagioklasnya lebih besar dan dililingi oleh mineral ferromagnesian, maka membentuk tekstur subofitic (Gambar V.11). Dalam suatu batuan yang sama kadang-kadang dijumpai kedua tekstur tersebut secara bersamaan. Secara gradasi, kadang-kadang terjadi perubahan tektur batuan dari intergranular menjadi subofitik dan ofitik. Perubahan tektur tersebut banyak dijumpai dalam batuan beku basa-ultra basa, contoh basalt. Perubahan tekstur dari intergranular ke subofitic dalam basalt dihasilkan oleh pendinginan yang sangat cepat, dengan proses nukleasi kristal yang lebih lambat. Perubahan terstur tersebut banyak dijumpai pada inti batuan diabasik atau doleritik (dike basaltik). Jika pendinginannya lebih cepat lagi, maka akan terjadi tekstur interstitial latit antara plagioclase menjadi gelas membentuk tekstur intersertal.
45
Gambar V.10. Tekstur ofitik pada doleritik (basal); mineral plagioklas dikelilingi oleh mineral olivin dan piroksen klino
Gambar V.11. Tekstur subofitik pada basal; mineral plagioklas dikelilingi oleh mineral feromagnesian yang juga menunjukkan tekstur poikilitik V.5. Komposisi Mineral pada Batuan Beku Komposisi mineral pada batuan beku ditentukan dari komposisi kimiawinya. Didasarkan atas komposisi mineral mafik dan felsik yang terkandung di dalamnya, batuan beku dapat dikelompokkan dalam tiga kelas, yaitu asam, intermediet dan basa. Batuan beku asam tersusun atas mineral felsik lebih dari 2/3 bagian; batuan beku intermediet tersusun atas mineral mafik dan felsik secara berimbang yaitu felsik dan mafik 1/3 hingga 2/3 secara proporsional; dan batuan beku basa tersusun atas mineral mafik lebih dari 2/3 bagian (Tabel V.4).
46
Tabel V.4. Nama-nama batuan beku baik intrusi, ekstrusi dan batuan gunung api yang didasarkan atas kandungan mineral mafik dan felsiknya; mineralmineral mafik: piroksen (olivin, klino- dan ortho-piroksen, amfibol dan biotit) dan mineral-mineral felsik: K-Feldspar, kuarsa Nama batuan
Afinitas batuan Mafik
Felsik
Asam
<1/3
>2/3
Gabro, diabas Basalt
Intermediet
1/3-2/3
1/3-2/3
Diorit
Basa
>2/3
<1/3
Granit, syenit Riolit, trakit
Intrusif
Ekstrusif
Andesit, trakit
Vulkanik Basalt Andesit, trakit Riolit, trakit
Komposisi mineral juga dapat menunjukkan seri magma asalnya, yaitu toleeit, kalkalkalin atau alkalin. Batuan-batuan dengan seri magma toleeit biasanya banyak mengandung mineral rendah Ca, batuan-batuan seri kalk-alkalin biasanya mengandung mineral tinggi Ca (seperti augit, amfibol dan titanit), sedangkan batuan seri alkalin banyak mengandung mineral-mineral tinggi K (seperti mineral piroksen klino). Tabel V.6 menunjukkan sifat-sifat mineral penyusun dalam seri batuan toleeit, kalk-alkalin dan alkalin. Ketiga seri batuan tersebut hanya dapat terbentuk pada tatanan tektonik yang berbeda; seri toleeit berkembang pada zona punggungan tengah samudra (MOR); seri kalk-alkalin berkembang dengan baik pada busur magmatik; dan seri alkalin berkembang pada tipe gunung api rifting. Tabel V.6. Tiga tipe seri magmatik batuan beku dengan limpahan mineral penunjuknya NORMS
SERI MAGMATIK Tipe Toleeitik
Tipe Kalk-alkalin
Tipe Alkalin
Ortopiroksen
Ortopiroksen
Tanpa Ortopiroksen
Piroksen rendah Ca
Sebagai fenokris dan massa dasar
Sebagai fenokris
Jarang
Magnetit
Terbentuk di akhir
Terbentuk di awal
Bervariasi
Oksida Fe-Ti
Biasanya ilmenit
Magnetit dan ilmenit
Bervariasi
Amfibol
Hanya berasal dari diferensiasi silika
Melimpah, kecuali Dijumpai di semua dari magma primitif jenis
Sifat kimia
Mg > Ca (Mg untuk Ca > Mg (Ca pada Ol, OPX dan CPX) augit, amfibol,
Ca+Na > Mg (Ca+Na pd CPX, 47
titanit)
amfibol, aegirin, dll)
MOR
Ya
Tidak
Tidak
Busur kepulauan/ busur magmatik
Ya
Tidak
Tidak
Gunung api di belakang busur magmatik
Ya
Ya
Ya
Tabel V.7. Beberapa tipe magma dari batuan gunung api berdasarkan kandungan silika dan keterdapatannya dari tatanan tektoniknya SiO2 (%)
Tipe magma
Nama batuan seri gunung api
Tatanan tektoniknya
< 50
Basa / mafik
Basal
Mid oceanic ridge basalt
50-65
Intermediet menengah
/ Andesit
65-70
Asam / felsik Dasit rendah Si
Busur magmatik: lempeng benua dengan dapur magma tengah (B)
>70
Asam / felsik Riolit kaya Si
Busur magmatik: segregasi pada lempeng benua dengan dapur magma dalam (A)
Busur kepulauan dan busur magmatik dangkal
Tugas: Kelompok I: Menyiapkan bahan untuk presentasi petrografi batuan beku didasarkan pada hasil pengamatan sayatan tipis batuan tugas sebelumnya
48
BAB VI. Petrografi Batuan Vulkanik, Sedimen Dan Metamorf VI.1. Batuan Vulkanik Lebih dari 80% permukaan bumi, baik di dasar laut hingga daratan tersusun atas batuan gunung api. Di Indonesia saja, terdapat 128 gunung api aktif yang tersebar dari Sabang sampai Merauke, dan sebanyak 84 di antaranya menunjukkan aktivitas eksplosifnya sejak 100 tahun terakhir. Di samping itu, batuan gunung api berumur Tersier atau yang lebih tua juga samgat melimpah di permukaan, bahkan jauh lebih banyak dari pada batuan sedimen dan metamorf. Didasarkan atas komposisi materialnya, endapan piroklastika terdiri dari tefra (pumis dan abu gunung api, skoria, Pele's tears dan Pele's hair, bom dan blok gunung api, accretionary lapilli, breksi vulkanik dan fragmen litik), endapan jatuhan piroklastika, endapan aliran piroklastika, tuf terelaskan dan endapan seruakan piroklastika. Aliran piroklastika merupakan debris terdispersi dengan komponen utama gas dan material padat berkonsentrasi partikel tinggi. Mekanisme transportasi dan pengendapannya dikontrol oleh gaya gravitasi bumi, suhu dan kecepatan fluidisasinya. Material piroklastika dapat berasal dari guguran kubah lava, kolom letusan, dan guguran onggokan material dalam kubah (Fisher, 1979). Material yang berasal dari tubuh kolom letusan terbentuk dari proses fragmentasi magma dan batuan dinding saat letusan. Dalam endapan piroklastika, baik jatuhan, aliran maupun seruakan; material yang menyusunnya dapat berasal dari batuan dinding, magmanya sendiri, batuan kubah lava dan material yang ikut terbawa saat tertransportasi. Pada dasarnya batuan gunung api (vulkanik) dihasilkan dari aktivitas vulkanisme. Aktivitas vulkanisme tersebut berupa keluarnya magma ke permukaan bumi, baik secara efusif (ekstrusi) maupun eksplosif (letusan). Batuan gunung api yang keluar dengan jalan efusif mengahasilkan aliran lava, sedangkan yang keluar dengan jalan eksplosif menghasilkan batuan fragmental (rempah gunung api). Sifat-sifat batuan gunung api yang dihasilkan secara efusif telah dijelaskan pada Bab V sebelumnya, jadi pada Bab ini membahas batuan gunung api fragmental yang dihasilkan dari aktivitas gunung api secara eksplosif. Menurut Pettijohn (1975), endapan gunung api fragmental bertekstur halus dapat dikelompokkan dalam tiga kelas yaitu vitric tuff, lithic tuff dan chrystal tuff. Menurut Fisher (1966), endapan gunung api fragmental tersebut dapat dikelompokkan ke dalam lima kelas didasarkan atas ukuran dan bentuk butir batuan penyusunnya. Gambar VI.1 adalah klasifikasi batuan vulkanik menurut keduanya. 49
Gambar VI.1. Klasifikasi batuan gunung api fragmental menurut Pettijohn (1975; kiri) dan Fisher (1966; kanan) Contoh batuan gunungapi 1) Tuf: merupakan material gunung api yang dihasilkan dari letusan eksplosif, selanjutnya terkonsolidasi dan mengalami pembatuan. Tuf dapat tersusun atas fragmen litik, gelas shards, dan atau hancuran mineral sehingga membentuk tekstur piroklastika
plagioklas
plagioklas Litik teralterasi
Litik teralterasi
Gambar VI.2. Batuan tuf gunung api dalam sayatan tipis (kiri: nikol silang dan kanan: nikol sejajar). Dalam sayatan menunjukkan adanya fragmen litik dan kristal dengan sifat kembaran pada hancuran plagioklas, dan klastik litik teralterasi berukuran halus. 2) Lapili: adalah batuan gunung api (vulkanik) yang memiliki ukuran butir antara 2-64 mm; biasanya dihasilkan dari letusan eksplosif (letusan kaldera) berasosiasi dengan tuf gunung api. Lapili tersebut kalau telah mengalami konsolidasi dan pembatuan disebut dengan batu lapili. Komposisi batu lapili terdiri atas fragmen pumis dan (kadang-kadang) litik yang tertanam dalam 50
massa dasar gelas atau tuf gunung api atau kristal mineral. Gambar VI.3 adalah batu lapili yang tersusun atas fragmen pumis dan kuarsa yang tertanam dalam massa dasar tuf.
Gambar VI.3. Breksi pumis (batu lapili) yang hadir bersama dengan kristal kuarsa dan tertanam dalam massa dasar tuf halus.. 3) Batuan gunung api tak-terelaskan (non-welded ignimbrite): Glass shards, dihasilkan dari fragmentasi dinding gelembung gelas (vitric bubble) dalam rongga-rongga pumis. Material ini nampak seperti cabang-cabang slender yang berbentuk platy hingga cuspate, kebanyakan dari gelas ini menunjukkan tekstur simpang tiga (triple junctions) yang menandai sebagai dinding-dinding gelembung gas. Dalam beberapa kasus, walaupun gelembung gas tersebut tidak terelaskan, namun dapat tersimpan dengan baik di dalam batuan (Gambar VI.4).
Gambar VI.4. Tuf tak-terelaskan dari letusan Gunung Krakatau tahun 1883 dengan glass shards yang sedikit terkompaksi.
51
Gambar VI.5. Tuf Rattlesnake, berasal dari Oregon pusat, menampakkan shards yang sedikit memipih dan gelembung gelas yang telah hancur membentuk garis-garis oval. 4) Batuan gunung api yang terelaskan (welded ignimbrite): yaitu gelas shards dan pumis yang mengalami kompaksi dan pengelasan saat lontaran balistik hingga pengendapannya. Biasanya pumis dan gelas tersebut mengalami deformasi akibat jatuh bebas, yang secara petrografi dapat terlihat dengan: (1) bentuk Y pada shards dan rongga-rongga bekas gelembung-gelembung gas / gelas, arah jatuhnya pada bagian bawah Y, (2) arah sumbu memanjang kristal dan fragmen litik, (3) lipatan shards di sekitar fragmen litik dan kristal, dan (4) jatuhnya fragmen pumis yang memipih ke dalam massa gelasan lenticular yang disebut fiamme (Gambar VI.6.c). Derajad pengelasan dalam batuan gunung api dapat diketahui dari warnanya yang kemerahan akibat proses oksidasi Fe. Pada kondisi pengelasan tingkat lanjut, massa yang terelaskan hampir mirip dengan obsidian. Batuan ini sering berasosiasi dengan shards memipih yang mengelilingi fragmen litik dan kristal.
a.
b. c. Gambar VI.6. a. Tuf terelaskan dari Idaho, b. Tuf terelaskan dari Valles, Mexiko utara, c. tuf terelaskan dengan cetakan-cetakan fragmen kristal VI.2. Batuan Sedimen 52
Terbentuk dari proses sedimentasi. Di dalam proses sedimentasi berlangsung proses erosi, transportasi, sedimentasi dan litifikasi. Batuan vulkanik tidak termasuk di dalam kelompok batuan sedimen, karena dihasilkan langsung dari aktivitas gunungapi, tidak ada proses erosi. Terdiri dari: • Batuan sedimen klastik; didiskripsi berdasarkan komposisi dan fraksi butirannya • Batuan sedimen non-klastik --- menyesuaikan dengan kondisi batuannya a. Batuan sedimen klastik fragmental • Struktur sedimen: – Masif: tidak dijumpai struktur yang lain dalam >40 cm – Gradasi: diameter butir fining up (menghalus ke atas(, dan gradasi terbalik jika diameter butir coarsing up (mengasar ke atas) – Berlapis: memiliki struktur perlapisan >2 cm – Laminasi: perlapisan dengan tebal lapisan < 2 cm – Silangsiur: struktur lapisan saling memotong dengan lapisan yang lain, jika tebal silangsiur <2 mm disebut crosslammination • Antidune: berlawanan arah dengan arah sedimentasi • Dune: searah dengan sedimentasi • Tekstur sedimen – Hubungan antar butir (kemas): terbuka / tertutup – Pemilahan/keseragaman ukuran butir (Sortasi): baik, buruk atau sedang – Diameter butir (dengan menggunakan parameter Wentworth grain size analizer) • Komposisi: – Fragmen: litik / kristal mineral – Matriks: lempung / lanau / pasir – Semen: silika / karbonat / oksida besi
Gambar VI.7. Klasifikasi batuansedimen (Dott, 1964 dan Raymond, 1995) CONTOH SAYATAN TIPIS BATUAN SEDIMEN (Gambar VI.8-11) 53
Gambar VI.8. Foto sayatan tipis batugamping kalkarenit pada nikol silang
Gambar VI.9. Foto sayatan tipis batugamping Ooid pada nikol silang
Gambar VI.10. Foto sayatan tipis batugamping pada nikol silang
54
Gambar VI.11. Foto sayatan tipis batupasir kuarsa pada nikol sejajar (atas) dan nikol silang (bawah)
Gambar VI.12. Foto sayatan tipis Ooid (kiri) dan ilustrasinya (kanan)
55
VI.3. Batuan Metamorf IV.3.1 Sifat Umum Batuan Metamorf Batuan metamorf terbentuk dari proses metamorfisme. Kata "Metamorfisme" berasal dari bahasa Yunani yaitu: Meta = berubah, Morph = bentuk, jadi metamorfisme berarti berubah bentuk. Dalam geologi, hal itu mengacu pada perubahan susunan / kumpulan dan tekstur mineral, yang dihasilkan dari perbedaan tekanan dan suhu pada suatu tubuh batuan. • Walaupun diagenesis juga merupakan perubahan bentuk dalam batuan sedimen, namun proses ubahan tersebut berlangsung pada suhu di bawah 200oC dan tekanan di bawah 300 MPa (MPa: Mega Pascals) atau sekitar 3000 atm. • Jadi, metamorfisme berlangsung pada suhu 200oC dan tekanan 300 Mpa atau lebih tinggi. Batuan dapat terkenai suhu dan tekanan tersebut jika berada pada kedalaman yang sangat tinggi. Sebagaimana kedalamannya pusat subduksi atau kolisi. Pertanyaannya adalah: mungkinkah batas atas metamorfisme tersebut terjadi pada tekanan dan suhu yang sama dengan proses lelehan batuan (wet partial melting). Saat pelelehan terjadi, justru proses ubahan yang terjadi adalah pembentukan batuan beku ketimbang metamorfik. a. Batuan dalam Derajad Metamorfisme 1. Serpih – terbentuk pada derajad metamorfik rendah, ditandai dengan pembentukan mineral klorit dan lempung. Orientasi lembaran silikat menyebabkan batuan mudah hancur di sepanjang bidang parallel yang disebut belahan menyerpih (slatey cleavage), slatey cleavage berkembang pada sudut perlapisan asal (Gambar VI.13).
Gambar VI.13. Foliasi menyerpih pada tingkat metamorfisme rendah (Nelson, 2003) 2. Sekis – makin tinggi derajad metamorfisme makin besar mineral yang terbentuk. Pada tahap ini terbentuk foliasi planar dari orientasi lembaran silikat (biasanya biotit dan muskovit). Butiran-butiran kuarsa dan feldspar tidak menunjukkan penjajaran; ketidak-teraturan foliasi planar ini disebut schistosity (Gambar VI.14). 56
Gambar VI.14. Bentuk ketidak-teraturan foliasi planar (schistosity) (Nelson, 2003) 3. Gneiss – tingkat metamorfisme yang lebih tinggi, lembaran silikat menjadi tak-stabil, mineral-mineral horenblende dan piroksen mulai tumbuh. Mineral-mineral tersebut membentuk kumpulan gneissic banding dengan penjajaran tegaklurus arah gaya maksimum dari differential stress (Gambar VI.15).
Gambar VI.15. Mineral-mineral dengan tekstur gneissic banding, orientasi mineral tegak lurus dengan arah gaya maksimum (Nelson, 2003) 4. Granulite – adalah metamorfisme tingkat tertinggi, semua mineral hydrous dan lembaran silikat menjadi tidak stabil sehingga muncul penjajaran beberapa mineral. Batuan yang terbentuk menghasilkan tekstur granulitik yang sama dengan tekstur faneritik pada batuan beku. e. Metamorfisme Basal dan Gabbro (a) Greenschist - Olivin, piroksen, dan plagioklas dalam basal berubah menjadi amfibol dan klorit (hijau). (b) Amphibolite – pada metamorfisme tingkat menengah, hanya mineral gelap (amfibol dan plagioklas saja yang bertahan), batuannya disebut amfibolit. (c) Granulite – pada tingkat metamorfisme tinggi, amfibol digantikan oleh piroksen dan garnet, tekstur foliasi berubah menjadi tekstur granulitik. f. Metamorfisme Batugamping dan Batupasir (a)
Marmer – tidak menunjukkan foliasi
57
(b) Quartzite - metamorfisme batupasir yang asalnya mengandung kuarsa, rekristalisasi dan pertumbuhan kuarsa menghasilkan batuan nonfoliasi yang disebut kuarsit. VI.3.2. Teknik Pemerian Batuan Metamorf secara Petrografi a) Struktur Batuan 1. Foliasi: struktur pemipihan akibat pembebanan 2. Non foliasi: tanpa adanya pemipihan b) Tekstur Batuan 1. Tekstur Poikiloblastik: sama seperti porfiroblastik, namun dicirikan oleh adanya inklusi mineral asing berukuran halus. Gambar VI.16 adalah tektur poikiloblastik; warna orange tourmalin dan abu-abu K-feldspar, mineral berukuran halus adalah butiran-butiran kuarsa dan muscovit. Biasanya berada pada sekis mika-tourmalin.
Gambar VI.16. Tekstur poikiloblastik pada batuan metamorf 2. Tekstur Porfiroblastik: tekstur batuan metamorf yang dicirikan oleh adanya mineral berukuran besar dalam matriks / massa dasar berukuran lebih halus. Sering berada pada sekis mika-garnet.
Gambar VI.17. Tekstur porfiroblastik pada batuan metamorf 3. Tekstur Porphyroklas: tekstur batuan metamorf yang dicirikan oleh adanya kristal besar (umumnya K-feldspar) dalam massa dasar mineral yang 58
lebih halus. Bedanya dengan porphyroblastik adalah, porphyroklastik tidak tumbuh secara in-situ, tetapi sebagai fragment sebelum mineralmineral tersebut hancur / terubah saat prosesn metamorfisme, contoh: blastomylonit dalam gniss granitik.
Gambar VI.18. Tekstur porfiroklastik pada batuan metamorf 4. Retrogradasi eklogit: tekstur batuan metamorf yang dibentuk oleh adanya mineral amfibol (biasanya horenblende) yang berreaksi dengan mineral lain. Dalam Gambar VI.19 adalah retrogradasi klinopirosen amfibole pada sisi kanan atas.
Gambar VI.19. Tekstur retrogradasi eklogit pada batuan metamorf 5. Tekstur Schistose: foliasi sangat kuat, atau terdapat penjajaran butiran, terutama mika, dalam batuan metamorf berbutir kasar.
59
Gambar VI.20. Tekstur schistose pada batuan metamorf 6. Tekstur Phyllitik: foliasi kuat dalam batuan metamorf berbutir halus.
Gambar VI.21. Tekstur phylitik pada batuan metamorf 7. Tekstur Granoblastik: massive, tak-terfoliasi, tekstur equigranular dalam batuan metamorf.
Gambar VI.22. Tekstur granoblastik pada batuan metamorf Tabel VI.1. adalah beberapa batuan metamorf dan sifat-sifatnya. Tabel VI.1 Sifat-sifat batuan metamorf 60
Tugas: Kelompok II dan III Menyiapkan bahan presentasi dari Tugas sebelumnya
DAFTAR BACAAN WAJIB 61
1. William, et al, Petrography 2.
Craig and Vaughan, Ore Microscopy & Ore Petrography
3.
Ramdohr, Ore Minerals and Their Intergrowths
4.
http://www.wwnorton.com/college/geo/egeo/flash/3_2.s
wf 5.
http://met.open.ac.uk/vms/dualviewj.html
62
