Geohidrologi

GEOHIDROLOGI

               

            Hidrogeologi dalam bahasa Inggris tertulis hydrogeology. Bila kita merujuk dari struktur bahasa Inggris, maka tulisan hydrogeology dapat diurai menjadi (Toth, 1990) :

Hydro à merupakan kata sifat (adjective) yang berarti ‘mengenai air’

Geology à kata benda

Sehingga dapat diartikan menjadi geologi air (the geology of water). Secara definitif dapat dikatakan merupakan suatu studi dari interaksi antara kerja kerangka batuan dan air tanah. Dalam prosesnya, studi ini menyangkut aspek-aspek fisika dan kimia yang terjadi di dekat atau di bawah permukaan tanah. Termasuk di dalamnya adalah transportasi massa, material, reaksi kimia, perubahan temperatur, perubahan topographi dan lainnya. Proses ini terjadi dalam skala waktu harian (daily time scale). Sedangkan gerakan air di dalam tanah melalui sela-sela dari kerangka batuan dikenal juga dengan istilah aliran air tanah (groundwater flow). Definisi air tanah ialah sejumlah air dibawah permukaan bumi yang dapat dikumpulkan dengan sumur-sumur, terowongan atau sistem drainase. Dapat juga disebut aliran yang secara alami mengalir ke permukaan tanah melalui pancaran atau rembesan (Bouwer, 1978).

            Air tanah mengalir dari daerah yang lebih tinggi menuju ke daerah yang lebih rendah dan dengan akhir perjalanannya menuju ke laut. Daerah yang lebih tinggi merupakan daerah tangkapan (recharge area) dan daerah yang lebih rendah merupakan daerah buangan (discharge area), yang merupakan daerah pantai maupun lembah dengan suatu sistem aliran sungai. Secara lebih spesifik daerah tangkapan didefinisikan sebagai bagian dari suatu daerah aliran (watershed/catchment area) dimana aliran air tanah (yang saturated) menjauhi muka air tanah.

            Sedangkan daerah buangan didefinisikan sebagai bagian dari suatu daerah aliran (watershed/catchment area) dimana aliran air tanah (yang saturated) menuju muka air tanah (Freeze dan Cherry, 1979). Biasanya di daerah tangkapan, muka air tanahnya terletak pada suatu kedalaman tertentu sedangkan muka air tanah daerah buangan umumnya mendekati permukaan tanah, salah satu contohnya adalah pantai.

 

Sistem Akuifer dan Geologi Air Tanah

 

                Beberapa istilah penting yang merupakan bagian dari hidrogeologi dijelaskan definisinya, yaitu :

a.        Akuifer

Definisi akuifer ialah suatu lapisan, formasi, atau kelompok formasi satuan geologi yang permeable baik yang terkonsolidasi (misalnya lempung) maupun yang tidak terkonsolidasi (pasir) dengan kondisi jenuh air dan mempunyai suatu besaran konduktivitas hidraulik (K) sehingga dapat membawa air (atau air dapat diambil) dalam jumlah (kuantitas) yang ekonomis.

b.        Aquiclude (impermeable layer)

Definisinya ialah suatu lapisan lapisan, formasi, atau kelompok formasi suatu geologi yang impermable dengan nilai konduktivitas hidraulik yang sangat kecil sehingga tidak memungkinkan air melewatinya. Dapat dikatakan juga merupakan lapisan pambatas atas dan bawah suatu confined aquifer.

c.        Aquitard (semi impervious layer)

Definisinya ialah suatu lapisan lapisan, formasi, atau kelompok formasi suatu geologi yang permable dengan nilai konduktivitas hidraulik yang kecil namun masih memungkinkan air melewati lapisan ini walaupun dengan gerakan yang lambat. Dapat dikatakan juga merupakan lapisan pambatas atas dan bawah suatu semi confined aquifer.

d.        Confined Aquifer

Merupakan akuifer yang jenuh air yang dibatasi oleh lapisan atas dan bawahnya merupakan aquiclude dan tekanan airnya lebih besar dari tekanan atmosfir. Pada lapisan pembatasnya tidak ada air yang mengalir (no flux).

e.        Semi Confined (leaky) Aquifer

Merupakan akuifer yang jenuh air yang dibatasi oleh lapisan atas berupa aquitard dan lapisan bawahnya merupakan aquiclude. Pada lapisan pembatas di bagian atasnya karena bersifat aquitard masih ada air yang mengalir ke akuifer tersebut (influx) walaupun hidraulik konduktivitasnya jauh lebih kecil dibandingkan hidraulik konduktivitas akuifer. Tekanan airnya pada akuifer lebih besar dari tekanan atmosfir.

f.         Unconfined Aquifer

Merupakan akuifer jenuh air (satured). Lapisan pembatasnya, yang merupakan aquitard, hanya pada bagian bawahnya dan tidak ada pembatas aquitard dilapisan atasnya, batas di lapisan atas berupa muka air tanah. Dengan kata lain merupakan akuifer yang mempunyai muka air tanah.

g.       Semi Unconfined Aquifer

Merupakan akuifer yang jenuh air (satured) yang dibatasi hanya lapisan bawahnya yang merupakan aquitard. Pada bagian atasnya ada pembatas yang mempunyai hidraulik konduktivitas lebih kecil daripada hidraulik konduktivitas dari akuifer. Akuifer ini juga mempunyai muka air tanah yang terletak pada lapisan pembatas tersebut.

h.       Artesian Aquifer

Merupakan confined aquifer dimana ketinggian hidrauliknya (potentiometric surface) lebih tinggi daripada muka tanah. Oleh karena itu apabila pada akuifer ini dilakukan pengeboran maka akan timbul pancaran air (spring), karena air yang keluar dari pengeboran ini berusaha mencapai ketinggian hidraulik tersebut.

 

Lithologi, Stratigrafi dan Struktur

 

                Kondisi alami dan distribusi akuifer, aquiclude dan aquitard dalam sistem geologi dikendalikan oleh lithologi, stratigrafi dan struktur dari material simpanan geologi dan formasi (Freeze dan Cherry, 1979). Selanjutnya  dijelaskan lithologi merupakan susunan fisik dari simpanan geologi. Susunan ini termasuk komposisi mineral, ukuran butir dan kumpulan butiran (grain pcking) yang terbentuk dari sedimentasi atau batuan yang menampilkan sistem geologi. Stratigrafi menjelaskan hubungan geometris dan umur antara macam-macam lensa, dasar dan formasi dalam geologi sistem dari asal terjadinya sedimentasi. Bentuk struktur seperti pecahan (cleavages), retakan (fracture), lipatan (folds), dan patahan (faults), merupakan sifat-sifat geometrik dari sistem geologi yang dihasilkan oleh perubahan bentuk (deformation) akibat adanya proses penyimpanan (deposition) dan proses kristalisasi (crystallization) dari batuan. Pada simpanan yang belum terkonsolidasi (unconsolidated deposits) lithologi dan stratigrafi merupakan pengendali yang paling penting.

 

Beberapa Macam Unconfined Aquifer

 

                Unconfined aquifer merupakan akuifer dengan hanya satu lapisan pembatas yang kedap air (dibagian bawahnya). Ketinggian hidraulik sama dengan ketinggian muka airnya. Dari sistem terbentuknya dan lokasinya jenis akuifer ini ada beberapa macam, yaitu :

a.        Akuifer Lembah (Valley Aquifers)

Merupakan akuifer yang ada pada suatu lembah dengan sungai sebagai batas (inlet atau outletnya). Jenis ini dapat dibedakan berdasarkan lokasinya yaitu di daerah yang banyak curah hujannya (humid zone), seperti di Indonesia. Pengisian air terjadi pada seluruh areal dari akuifer melalui transfiltrasi. Sungai-sungai yang ada di akuifer ini diisi airnya (recharge) melalui daerah-daerah yang mempunyai ketinggian yang sama dengan ketinggian sungai. Pada ilmu hidrologi pengisian yang menimbulkan aliran ini dikenal dengan sebutan aliran dasar (base  flow). Hal ini merupakan indikator bahwa walaupun dalam keadaan tidak ada hujan (musim kemarau), pada sungai-sungai tertentu masih ada aliran airnya. Disamping itu akibat adanya recharge juga merupakan salah satu faktor penyebab suatu sungai berkembang dari penampang yang kecil disebelah hulunya menjadi penampang yang besar di sebelah hilirnya (mendekati laut).

Pada daerah gersang (arid zone) dimana curah hujannya sedikit, kurang dari 500 mm per tahun, dan lebih kecil dari penguapan/evapotranspirasi phenomenanya merupakan kebalikan dari daerah humid. Karena pengisian (infiltrasi) ke akuifer tidak ada akibat sedikitnya curah hujan, maka pengisian adalah dari sungai ke akuifer. Pada umumnya aliran pada akuifer adalah pada arah yang sama dengan aliran sungai. Masalah yang terjadi umumnya :

-          Permeabilitas besar dari sungai terutama pada bagian dasarnya, semakin besar permeabilitasnya aliran sungai semakin kecil karena aliran akan meresap ke dalam tanah.

-          Pada daerah rendah timbul masalah salinitas yang cukup besar, karena aliran air tanah (Chebatarev, 1955 dan Toth, 1963) mengubah komposisi kimia makin ke hilir mendekati unsur kimia air laut (misalnya NaCl).

b.       Perched Aquifers

Merupakan akuifer yang terletak di atas suatu lapisan formasi geologi kedap air. Biasanya terletak bebas di suatu struktur tanah dan tidak berhubungan dengan sungai. Kadang-kadang bilamana lapisan di bawahnya tidak murni kedap air namun berupa aquitards bisa memberikan distribusi air pada akuifer di bawahnya. Kapasitasnya tergantung dari pengisian air dari sekitarnya dan juga luasnya lapisan geologi yang kedap air tersebut.

c.        Alluvial Aquifers

Alluvial Aquifers merupakan material yang terjadi akibat proses fisik di sepanjang daerah aliran sungai atau daerah genangan (flood plains). Akibat pergeseran sungai dan perubahan kecepatan penyimpanan yang sebelumnya pernah terjadi maka simpanan berisi material tanah yang beragam dan heterogen dalam distribusi sifat-sifat hidaruliknya. Dalam klasifikasi tanah sering disebut welll graded. Akibatnya kapasitas air di akuifer ini menjadi besar dan umumnya volume air tanahnya seimbang (equillibrium) dengan air yang ada di sungai. Akuifer ini membantu pengaturan rezim aliran sungai. Sehingga boleh dikatakan setiap daerah dengan akuifer jenis ini, akuifer ini merupakan sumber yang penting untuk suplai air. Di daerah hulu aliran sungai umumnya air  sungai meresap ke tanah (infiltrasi) dan mengisi akuifer ini (recharge). Hal ini terjadi karena ketinggian dasar sungai relatif di atas ketinggian muka air tanah pada akuifer. Namun semakin ke hilir aliran sungai terjadi sebaliknya, akuifer memberikan pengisian ke aliran sungai (recharge), karena muka air tanah di akuifer relatif lebih tinggi di bandingkan dengan dasar sungai. Pengisian ini menimbulkan aliran dasar (base flow) di sungai sepanjang tahun, walaupun pada musim kemarau tidak terjadi hujan di daerah pengaliran sungai (DPS). Ditinjau dari kuantitas kandungan air yang dimilikinya, maka akuifer ini merupakan akuifer yang paling baik dibandingkan dengan akuifer jenis lain.

Ganesa Batuan Beku

BATUAN BEKU

Terminologi

Batuan beku adalah batuan yang terbentuk sebagai hasil pembekuan daripada magma. Magma adalah bahan cair pijar di dalam bumi, berasal dari bagian atas selubung bumi atau bagian bawah kerak bumi, bersuhu tinggi (900 – 1300 ^oC) serta mempunyai kekentalan tinggi, bersifat mudah bergerak dan cenderung menuju ke permukaan bumi.

Letak Pembekuan

Batuan beku dalam adalah batuan beku yang terbentuk di dalam bumi; sering disebut batuan beku intrusi. Batuan beku luar adalah batuan beku yang terbentuk di permukaan bumi; sering disebut batuan beku ekstrusi. Batuan beku hipabisal adalah batuan beku intrusi dekat permukaan, sering disebut batuan beku gang atau batuan beku korok, atau sub volcanic intrusion.

Warna Batuan Beku

Warna segar batuan beku bervariasi dari hitam, abu-abu dan putih cerah. Warna ini sangat dipengaruhi oleh komposisi mineral penyusun batuan beku itu sendiri. Apabila terjadi percampuran mineral berwarna gelap dengan mineral berwarna terang maka warna batuan beku dapat hitam berbintik-bintik putih, abu-abu berbercak putih, atau putih berbercak hitam, tergantung warna mineral mana yang dominan dan mana yang kurang dominan. Pada batuan beku tertentu yang banyak mengandung mineral berwarna merah daging maka warnanya menjadi putih-merah daging.

Tekstur Batuan Beku

Tekstur adalah hubungan antar mineral penyusun batuan. Dengan demikian tekstur mencakup tingkat visualisasi ukuran butir atau granularitas, tingkat kristalisasi mineral atau kristalinitas, tingkat keseragaman butir kristal, ukuran butir kristal, dan bentuk kristal.

Tingkat Visualisasi Granularitas

Berdasarkan pengamatan dengan mata telanjang atau memakai loupe, maka tekstur batuan beku dibagi dua, yaitu tekstur afanitik dan tekstur faneritik.

a. Afanitik adalah kenampakan batuan beku berbutir sangat halus sehingga mineral/kristal penyusunnya tidak dapat diamati secara mata telanjang atau dengan loupe.

b. Fanerik (faneritik, firik = phyric) adalah apabila di dalam batuan tersebut dapat terlihat mineral penyusunnya, meliputi bentuk kristal, ukuran butir dan hubungan antar butir (kristal satu dengan kristal lainnya atau kristal dengan kaca). Singkatnya, batuan beku mempunyai tekstur fanerik apabila mineral penyusunnya, baik berupa kristal maupun gelas/kaca, dapat diamati.

Apabila batuan beku mempunyai tekstur afanitik maka pemerian tekstur lebih rinci tidak dapat diketahui, sehingga harus dihentikan. Sebaliknya apabila batuan beku tersebut bertekstur fanerik maka pemerian lebih lanjut dapat diteruskan.

Tingkat kristalisasi atau kristalinitas

a. Holokristalin, apabila batuan tersusun semuanya oleh kristal.

b. Holohialin, apabila batuan tersusun seluruhnya oleh gelas atau kaca.

c. Hipokristalin, apabila batuan tersusun sebagian oleh kaca dan sebagian berupa kristal.

Tingkat Keseragaman Butir

a. Equigranular, apabila kristal penyusunnya berukuran butir relatif seragam. Tekstur sakaroidal adalah tekstur dimana ukuran butirnya seragam seperti gula pasir atau gula putih.

b. Inequigranular, jika ukuran butir kristal penyusunnya tidak sama.

Ukuran butir kristal : < 1 mm ——– berbutir halus

1 – 5 mm ——– berbutir sedang

5 – 30 mm ——– berbutir kasar

> 30 mm ——– berbutir sangat kasar

Bentuk Kristal

a. Euhedral, jika kristal berbentuk sempurna/lengkap, dibatasi oleh bidang kristal yang ideal (tegas, jelas dan teratur). Batuan beku yang hampir semuanya tersusun oleh mineral dengan bentuk kristal euhedral, disebut bertekstur idiomorfik granular atau panidiomorfik granular.

b. Subhedral, jika kristalnya dibatasi oleh bidang-bidang kristal yang tidak begitu jelas, sebagian teratur dan sebagian tidak. Tekstur batuan beku dengan mineral penyusun umumnya berbentuk kristal subhedral disebut hipidiomorfik granular atau subidiomorfik granular.

c. Anhedral, kalau kristalnya dibatasi oleh bidang-bidang kristal yang tidak teratur. Tekstur batuan yang tersusun oleh mineral dengan bentuk kristal anhedral disebut alotriomorfik granular atau xenomorfik granular.

Secara tiga dimensi, bentuk kristal disebut :

a. Kubus atau equidimensional, apabila ketiga dimensinya sama panjang.

b. Tabular atau papan, apabila dua dimensi kristalnya lebih panjang dari satu dimensi yang lain.

c. Prismatik atau balok, jika dua dimensi kristalnya lebih pendek dari satu dimensi yang lain. Bentuk ini ada yang prismatik pendek (gemuk) dan prismatik panjang (kurus, kadang-kadang seperti jarum).

Di dalam batuan beku bertekstur holokristalin inequigranular dan hipokristalin terdapat kristal berukuran butir besar, disebut fenokris, yang tertanam di dalam masadasar (groundmass). Kenampakan demikian disebut tekstur porfir atau porfiri atau firik. Tekstur holokristalin porfiritik adalah apabila di dalam batuan beku itu terdapat kristal besar (fenokris) yang tertanam di dalam masadasar kristal yang lebih halus. Tekstur hipokristalin porfiritik diperuntukkan bagi batuan beku yang mempunyai fenokris tertanam di dalam masadasar gelas. Karena tekstur holokristalin porfiritik dan hipokristalin porfiritik secara mata telanjang dapat diidentifikasi maka kenampakan tersebut dapat disebut bertekstur faneroporfiritik. Sebaliknya, apabila fenokrisnya tertanam di dalam masadasar afanitik maka batuannya bertekstur porfiroafanitik. Tekstur vitrofirik adalah tekstur dimana mineral penyusunnya secara dominan adalah gelas, sedang kristalnya hanya sedikit (< 10 %).

Tekstur diabasik adalah tekstur dimana kristal plagioklas berbentuk prismatik panjang (lath-like), berarah relatif sejajar dan di antaranya terdapat butir-butir lebih kecil daripada kristal olivin dan piroksen. Tekstur gabroik adalah tekstur holokristalin, berbutir sedang – kasar (Æ : 1 – 30 mm), tersusun secara dominan oleh mineral mafik (olivin, piroksen, amfibol) dan plagioklas basa. Tekstur granitik adalah tekstur holokristalin berbutir sedang-kasar tersusun oleh plagioklas asam, alkali felspar, dan kuarsa. Tekstur pegmatitik adalah tekstur holokristalin kasar – sangat kasar (Æ ³ 5 mm), tersusun oleh alkali felspar dan kuarsa. Tekstur dioritik sebanding dengan tekstur gabroik dan granitik tetapi biasanya untuk batuan beku menengah.

STRUKTUR BATUAN BEKU

1. Masif atau pejal, umumnya terjadi pada batuan beku dalam. Pada batuan beku luar yang cukup tebal, bagian tengahnya juga dapat berstruktur masif.

2. Berlapis, terjadi sebagai akibat pemilahan kristal (segregasi) yang berbeda pada saat pembekuan.

3. Vesikuler, yaitu struktur lubang bekas keluarnya gas pada saat pendinginan. Struktur ini sangat khas terbentuk pada batuan beku luar. Namun pada batuan beku intrusi dekat permukaan struktur vesikuler ini kadang-kadang juga dijumpai. Bentuk lubang sangat beragam, ada yang berupa lingkaran atau membulat, elip, dan meruncing atau menyudut, demikian pula ukuran lubang tersebut. Vesikuler berbentuk melingkar umumnya terjadi pada batuan beku luar yang berasal dari lava relatif encer dan tidak mengalir cepat. Vesikuler bentuk elip menunjukkan lava encer dan mengalir. Sumbu terpanjang elip sejajar arah sumber dan aliran. Vesikuler meruncing umumnya terdapat pada lava yang kental.

4. Struktur skoria (scoriaceous structure) adalah struktur vesikuler berbentuk membulat atau elip, rapat sekali sehingga berbentuk seperti rumah lebah.

5. Struktur batuapung (pumiceous structure) adalah struktur vesikuler dimana di dalam lubang terdapat serat-serat kaca.

6. Struktur amigdaloid (amygdaloidal structure) adalah struktur vesikuler yang telah terisi oleh mineral-mineral asing atau sekunder.

7. Struktur aliran (flow structure), adalah struktur dimana kristal berbentuk prismatik panjang memperlihatkan penjajaran dan aliran.

Struktur batuan beku tersebut di atas dapat diamati dari contoh setangan (hand specimen) di laboratorium. Sedangkan struktur batuan beku dalam lingkup lebih besar, yang dapat menunjukkan hubungan dengan batuan di sekitarnya, seperti dike (retas), sill, volcanic neck, kubah lava, aliran lava dan lain-lain hanya dapat diamati di lapangan.

 

KOMPOSISI MINERAL

Berdasarkan jumlah kehadiran dan asal-usulnya, maka di dalam batuan beku terdapat mineral utama pembentuk batuan (essential minerals), mineral tambahan (accessory minerals) dan mineral sekunder (secondary minerals).

1. Essential minerals, adalah mineral yang terbentuk langsung dari pembekuan magma, dalam jumlah melimpah sehingga kehadirannya sangat menentukan nama batuan beku.

2. Accessory minerals , adalah mineral yang juga terbentuk pada saat pembekuan magma tetapi jumlahnya sangat sedikit sehingga kehadirannya tidak mempengaruhi penamaan batuan. Mineral ini misalnya kromit, magnetit, ilmenit, rutil dan zirkon. Mineral esensiil dan mineral tambahan di dalam batuan beku tersebut sering disebut sebagai mineral primer, karena terbentuk langsung sebagai hasil pembekuan daripada magma.

3. Secondary minerals adalah mineral ubahan dari mineral primer sebagai akibat pelapukan, reaksi hidrotermal, atau hasil metamorfisme. Dengan demikian mineral sekunder ini tidak ada hubungannya dengan pembekuan magma. Mieral sekunder akan dipertimbangkan mempengaruhi nama batuan ubahan saja, yang akan diuraikan pada acara analisis batuan ubahan. Contoh mineral sekunder adalah kalsit, klorit, pirit, limonit dan mineral lempung.

4. Gelas atau kaca, adalah mineral primer yang tidak membentuk kristal atau amorf. Mineral ini sebagai hasil pembekuan magma yang sangat cepat dan hanya terjadi pada batuan beku luar atau batuan gunungapi, sehingga sering disebut kaca gunungapi (volcanic glass).

5. Mineral felsik adalah adalah mineral primer atau mineral utama pembentuk batuan beku, berwarna cerah atau terang, tersusun oleh unsur-unsur Al, Ca, K, dan Na. Mineral felsik dibagi menjadi tiga, yaitu felspar, felspatoid (foid) dan kuarsa. Di dalam batuan, apabila mineral foid ada maka kuarsa tidak muncul dan sebaliknya. Selanjutnya, felspar dibagi lagi menjadi alkali felspar dan plagioklas.

6. Mineral mafik adalah mineral primer berwarna gelap, tersusun oleh unsur-unsur Mg dan Fe. Mineral mafik terdiri dari olivin, piroksen, amfibol (umumnya jenis hornblende), biotit dan muskovit.

Pemerian dan pengenalan mineral pembentuk batuan beku tersebut secara megaskopik sudah harus dikuasai oleh para praktikan, seperti diberikan pada kuliah dan praktikum kristalografi-mineralogi serta dipraktekkan lagi pada acara I pengenalan mineral pembentuk batuan, praktikum petrologi ini. Untuk mengetahui genesa masing-masing mineral pembentuk batuan tersebut di atas, praktikan dianjurkan untuk mempelajari Reaksi Seri Bowen yang terdapat di dalam buku-buku literatur Petrologi (misal Middlemost, 1985, Magmas and magmatic rocks, Longman, Inc., London, 266 p).

PENAMAAN / KLASIFIKASI

Berdasarkan letak pembekuannya maka batuan beku dapat dibagi menjadi batuan beku intrusi dan batuan beku ekstrusi. Batuan beku intrusi selanjutnya dapat dibagi menjadi batuan beku intrusi dalam dan batuan beku intrusi dekat permukaan. Berdasarkan komposisi mineral pembentuknya maka batuan beku dapat dibagi menjadi empat kelompok, yaitu batuan beku ultramafik, batuan beku mafik, batuan beku menengah dan batuan beku felsik. Istilah mafik ini sering diganti dengan basa, dan istilah felsik diganti dengan asam, sekalipun tidak tepat.

Termasuk batuan beku dalam ultramafik adalah dunit, piroksenit, anortosit, peridotit dan norit. Dunit tersusun seluruhnya oleh mineral olivin, sedang piroksenit oleh piroksen dan anortosit oleh plagioklas basa. Peridotit terdiri dari mineral olivin dan piroksen; norit secara dominan terdiri dari piroksen dan plagioklas basa. Batuan beku luar ultramafik umumnya bertekstur gelas atau vitrofirik dan disebut pikrit.

Batuan beku dalam mafik disebut gabro, terdiri dari olivin, piroksen dan plagioklas basa. Sebagai batuan beku luar kelompok ini adalah basal. Batuan beku dalam menengah disebut diorit, tersusun oleh piroksen, amfibol dan plagioklas menengah, sedang batuan beku luarnya dinamakan andesit. Antara andesit dan basal ada nama batuan transisi yang disebut andesit basal (basaltic andesit). Batuan beku dalam agak asam dinamakan diorit kuarsa atau granodiorit, sedangkan batuan beku luarnya disebut dasit. Mineral penyusunnya hampir mirip dengan diorit atau andesit, tetapi ditambah kuarsa dan alkali felspar, sementara palgioklasnya secara berangsur berubah ke asam. Apabila alkali felspar dan kuarsanya semakin bertambah dan palgioklasnya semakin asam maka sebagai batuan beku dalam asam dinamakan granit, sedang batuan beku luarnya adalah riolit. Di dalam batuan beku asam ini mineral mafik yang mungkin hadir adalah biotit, muskovit dan kadang-kadang amfibol. Batuan beku dalam sangat asam, dimana alkali felspar lebih banyak daripada plagioklas adalah sienit, sedang pegmatit hanyalah tersusun oleh alkali felspar dan kuarsa. Batuan beku yang tersusun oleh gelas saja disebut obsidian, dan apabila berstruktur perlapisan disebut perlit.

Nama-nama batuan beku tersebut di atas sering ditambah dengan aspek tekstur, struktur dan atau komposisi mineral yang sangat menonjol. Sebagai contoh, andesit porfir, basal vesikuler dan andesit piroksen. Penambahan nama komposisi mineral tersebut umumnya diberikan apabila persentase kehadirannya paling sedikit 10 %. Perkiraan persentase kehadiran mineral pembentuk batuan (Tabel 3.4) dan tabel klasifikasi batuan beku (Tabel 3.5) dapat membantu memberikan nama terhadap batuan beku.

Tabel 3.4 Diagram persentase untuk perkiraan komposisi berdasarkan volume.

Tabel 3.5 Klasifikasi batuan beku (O’Dunn & Sill, 1986)

BATUAN PIROKLASTIKA (PYROCLASTIC ROCKS)

Batuan piroklastika adalah suatu batuan yang berasal dari letusan gunungapi, sehingga merupakan hasil pembatuan daripada bahan hamburan atau pecahan magma yang dilontarkan dari dalam bumi ke permukaan. Itulah sebabnya dinamakan sebagai piroklastika, yang berasal dari kata pyro berarti api (magma yang dihamburkan ke permukaan hampir selalu membara, berpendar atau berapi), dan clast artinya fragmen, pecahan atau klastika. Dengan demikian, pada prinsipnya batuan piroklastika adalah batuan beku luar yang bertekstur klastika. Hanya saja pada proses pengendapan, batuan piroklastika ini mengikuti hukum-hukum di dalam proses pembentukan batuan sedimen. Misalnya diangkut oleh angin atau air dan membentuk struktur-struktur sedimen, sehingga kenampakan fisik secara keseluruhan batuannya seperti batuan sedimen. Pada kenyataannya, setelah menjadi batuan, tidak selalu mudah untuk menyatakan apakah batuan itu sebagai hasil kegiatan langsung dari suatu letusan gunungapi (sebagai endapan primer piroklastika), atau sudah mengalami pengerjaan kembali (reworking) sehingga secara genetik dimasukkan sebagai endapan sekunder piroklastika atau endapan epiklastika. Berdasarkan ukuran butir klastikanya, sebagai bahan lepas (endapan) dan setelah menjadi batuan piroklastika, penamaannya seperti pada Tabel 3.6.

Bom gunungapi adalah klastika batuan gunungapi yang mempunyai struktur-struktur pendinginan yang terjadi pada saat magma dilontarkan dan membeku secara cepat di udara atau air dan di permukaan bumi. Salah satu struktur yang sangat khas adalah struktur kerak roti (bread crust structure). Bom ini pada umumnya mempunyai bentuk membulat, tetapi hal ini sangat tergantung dari keenceran magma pada saat dilontarkan. Semakin encer magma yang dilontarkan, maka material itu juga terpengaruh efek puntiran pada saat dilontarkan, sehingga bentuknya dapat bervariasi. Selain itu, karena adanya pengeluaran gas dari dalam material magmatik panas tersebut serta pendinginan yang sangat cepat maka pada bom gunungapi juga terbentuk struktur vesikuler serta tekstur gelasan dan kasar pada permukaannya. Bom gunungapi berstruktur vesikuler di dalamnya berserat kaca dan sifatnya ringan disebut batuapung (pumice). Batuapung ini umumnya berwarna putih terang atau kekuningan, tetapi ada juga yang merah daging dan bahkan coklat sampai hitam. Batuapung umumnya dihasilkan oleh letusan besar atau kuat suatu gunungapi dengan magma berkomposisi asam hingga menengah, serta relatif kental. Bom gunungapi yang juga berstruktur vesikuler tetapi di dalamnya tidak terdapat serat kaca, bentuk lubang melingkar, elip atau seperti rumah lebah disebut skoria (scoria). Bom gunungapi jenis ini warnanya merah, coklat sampai hitam, sifatnya lebih berat daripada batuapung dan dihasilkan oleh letusan gunungapi lemah berkomposisi basa serta relatif encer. Bom gunungapi berwarna hitam, struktur masif, sangat khas bertekstur gelasan, kilap kaca, permukaan halus, pecahan konkoidal (seperti botol pecah) dinamakan obsidian. Blok atau bongkah gunungapi dapat merupakan bom gunungapi yang bentuknya meruncing, permukaan halus gelasan sampai hipokristalin dan tidak terlihat adanya struktur-struktur pendinginan. Dengan demikian blok dapat merupakan pecahan daripada bom gunungapi, yang hancur pada saat jatuh di permukaan tanah/batu. Bom dan blok gunungapi yang berasal dari pendinginan magma secara langsung tersebut disebut bahan magmatik primer, material esensial atau juvenile). Blok juga dapat berasal dari pecahan batuan dinding (batuan gunungapi yang telah terbentuk lebih dulu, sering disebut bahan aksesori), atau fragmen non-gunungapi yang ikut terlontar pada saat letusan (bahan aksidental).

Tabel 3.6 Klasifikasi batuan piroklastika.

Ukuran butir	Nama butiran (klastika)	Nama batuan
Æ > 64 mm	Bom gunungapi Blok/bongkah gunungapi	Aglomerat Breksi piroklastika
2 – 64 mm	Lapili	Batulapili
1 – 2 mm	Abu gunungapi kasar (pasir kasar)	Tuf kasar
Æ < 1 mm	Abu gunungapi halus	Tuf halus

Berdasarkan komposisi penyusunnya, tuf dapat dibagi menjadi tuf gelas, tuf kristal dan tuf litik, apabila komponen yang dominan masing-masing berupa gelas/kaca, kristal dan fragmen batuan. Tuf juga dapat dibagi menjadi tuf basal, tuf andesit, tuf dasit dan tuf riolit, sesuai klasifikasi batuan beku. Apabila klastikanya tersusun oleh fragmen batuapung atau skoria dapat juga disebut tuf batuapung atau tuf skoria. Demikian pula untuk aglomerat batuapung, aglomerat skoria, breksi batuapung, breksi skoria, batulapili batuapung dan batulapili skoria.

PETROGENESA BATUAN BEKU

Petrogenesa adalah bagian dari petrologi yang menjelaskan seluruh aspek terbentuknya batuan mulai dari asal-usul atau sumber, proses primer terbentuknya batuan hingga perubahan-perubahan (proses sekunder) pada batuan tersebut. Untuk batuan beku, sebagai sumbernya adalah magma. Proses primer menjelaskan rangkaian atau urutan kejadian dari pembentukan berbagai jenis magma sampai dengan terbentuknya berbagai macam batuan beku, termasuk lokasi pembekuannya. Setelah batuan beku itu terbentuk, batuan itu kemudian terkena proses sekunder, antara lain berupa oksidasi, pelapukan, ubahan hidrotermal, penggantian mineral (replacement), dan malihan, sehingga sifat fisik maupun kimiawinya dapat berubah total dari batuan semula atau primernya.

Berhubung proses petrogenetik tersebut sebagian besar berlangsung lama (dalam ukuran waktu geologi), dan umumnya terjadi di bawah permukaan bumi, sehingga tidak dapat diamati langsung, maka analisis atau penjelasannya bersifat interpretatif. Pembuktian mungkin dapat ditunjukkan berdasar hasil-hasil eksperimen di laboratorium, sekalipun hanya pada batas-batas tertentu. Analisis interpretatif tersebut tetap didasarkan pada data obyektif atau deskriptif hasil pemerian yang meliputi warna, tekstur, struktur, komposisi mineral dan kenampakan khusus lainnya. Dengan demikian studi petrogenesa pada prinsipnya untuk mencari jawaban atau penjelasan terhadap pertanyaan “Mengapa” (Why) dan “Bagaimana” (How) terhadap data pemerian batuan. Misalnya, mengapa batuan beku luar bertekstur gelasan dan berstruktur vesikuler, sedang batuan beku dalam bertekstur kristalin dan berstruktur masif. Mengapa basal berwarna gelap sedang pegmatit berwarna cerah ? Bagaimana kejadiannya olivin dapat muncul bersama kuarsa dan biotit di dalam satu batuan ? Bagaimana terbentuknya andesit dari basal dan riolit ?

batuan sedimen

I.                   LATAR BELAKANG

Batuan sedimen merupakan batuan yang tersusun dari material-material hasil pelapukan batuan induk, baik aktivitas geologi atau proses kimia, fisika maupun kerja dari organisme. Pada umumnya batuan sedimen pada lapangan panasbumi terjadi akibat sedimentasi bahan lepas hasil suatu erupsi gunung api.

Batuan endapan atau batuan sedimen adalah salah satu dari tiga kelompok utama batuan (bersama dengan batuan beku dan batuan metamorfosis) yang terbentuk melalui tiga cara utama: pelapukan batuan lain (clastic); pengendapan (deposition) karena aktivitas biogenik; dan pengendapan (precipitation) dari larutan. Jenis batuan umum seperti batu kapur, batu pasir, dan lempung, termasuk dalam batuan endapan. Batuan endapan meliputi 75% dari permukaan bumi.

I.1 JENIS BATUAN SEDIMEN

Secara umumnya, sedimen atau batuan sedimen terbentuk dengan dua cara, iaitu;

1) Terbentuk dalam lembangan pengendapan atau dengan kata lain ianya tidak mengalami proses pengangkutan. Sedimen sebegini dikenali sebagai sedimen autochthonous. Antara sedimen yang termasuk dalam kumpulan ini ialah evaporit, batu kapur, laterit.

2) Mengalami proses angkutan, atau dengan kata lain, puncanya daripada kawasan luar lembangan, dan proses luluhawa, hakisan dan angkutan membawa sedimen ini ke lembangan pengendapan yang baru. Sedimen ini dipanggil sedimen allochthonous. Antara yang termasuk dalam kumpulan ini ialah konglomerat, volkanoklastik.

Selain daripada pengelasan di atas, batuan sedimen boleh dikelaskan kepada beberapa jenis, bergantung kepada cara dan proses pembentukannya. Antara klas batuan sedimen yang utama ialah;

• Terrigenous (detrital atau berklas / klastik - clastic). Batuan klastik merupakan batuan yang puncanya berasal daripada suatu tempat lain, dan telah diendapkan dalam lembangan baru setelah mengalami proses pengangkutan. Antara nama batuan utama yang terdapat dalam kumpulan ini ialah;

• Konglomerat atau breksia
• Batu pasir
• Batu lodak
• Syal
• Sedimen endapan kimia / biokimia (Chemical/biochemical). Batuan endapat kimia merupakan batuan yang terbentuk hasil daripada pemendapan kimia daripada larutan, ataupun terdiri daripada endapan hidupan bercangkang mineral karbonat atau bersilika atau berfosfat dan lain-lain.. Antara batuan yang tergolong dalam kumpulan ini ialah;
• Evaporit
• Batuan sedimen karbonat (batu kapur dan dolomit)
• Batuan sedimen bersilika (rijang)
• Endapan organik (batu arang)

• Batuan volkanoklastik (Volcanoclastic rocks). Batuan volkanoklastik yang berasal daripada aktiviti gunung berapi. Debu-debu daripada aktiviti gunung berapi ini akan terendap seperti sedimen yang lain. Antara batuan yang ada dalam kumpulan ini ialah;
• Batu pasir bertuf
• Aglomerat

Berbagai pengolongan dan penamaan batuan sedimen dikemukakan secara genesa, antara lain Pettijohn (1975) dan W. T. Huang (1962) sebagai berikut:

1. Batuan sedimen klastik, batuan yang terbentuk dari pengendapan kembali detritur/pecahan batuan asal. Fragmentasi batuan asal dimulai dari pelapukan secara mekanik maupun secara kimiawi, kemudian tererosi dan tertransportasi menuju cekungan pengendapan. Setelah itu mengalami diagenesa, yaitu proses perubahan yang berlangsung pada temperatur rendah dalam suatu sedimen selama dan sesudah lithifikasi terjadi.
   Proses diagenesa antara lain kompaksi, sedimentasi, sementasi, rekristalisasi, autogenesis dan metasomatis. Kompaksi adalah peristiwa termampatkan batuan sedimen satu terhadap lainnya akibat tekanan dari beban di atasnya. Sementasi adalah turunnya material diruang antar butir sedimen dan secara kimiawi mengikat butir sedimen. Rekristalisasi merupakan pengkristalan kembali mineral dari suatu larutan kimia selama genesa dan biasanya banyak dijumpai pada batuan karbonat. Autogenesis adalah terbentuknya mineral baru dilingkungan diagenetik sehingga mineral tesebut merupakan partikel baru dalam suatu sedimen, dan umumnya diketahui sebagai karbonat, silika, klorit, illit dan gipsum. Metasomatik adalah pergantian mineral sedimen oleh berbagai mineral tanpa pengurangan volume asal.
2. Batuan sedimen non-klastik, batuan yang terbentuk dari reaksi kimia atau kegiatan organisme. Reaksi kimia yang dimaksud adalah kristalisasi langsung atau penggaraman unsur laut, pertumbuhan kristal dari agregat (kumpulan) suatu kristal yang mengalami presipitasi dan replacement (pengantian) (W. T. Huang, 1962).

Pemilahan batuan sedimen didasarkan oleh: struktur, tekstur, komposisi mineral, ukuran butir, pemilahan (sorting), derajat kebundaran (roundness), matriks, sementasi serta bidang pelapisan.

Secara genetik batuan sedimen dapat dibagi menjadi tiga, yaitu:

1. Batuan piroklastik, Batuan piroklastik adalah batuan vulkanik yang bertekstur klastik hasil erupsi gunung api eksplosif dengan material penyusunnya berbeda.
2. Batuan sedimen tufan, Batuan sedimen tufan adalah batuan yang terbentuk akibat debu vulkanik yang jatuh pada cekungan sedimen dimana proses sedimentasi berlangsung dan terjadi pencampuran.
3. Batuan epiklastik, Terbentuk dari sedimentasi campuran bahan rombakan batuan piroklastik dengan batuan epiklastik baik yang bersifat vulkanik maupun yang non-vulkanik, sehingga menurut William (1954) diberi nama sesuai dengan ukurannya dan masing-masing diberi kata vulkanik. Batuan epiklastik dapat terjadi karena pencampuran batuan sedimen vulkanik dengan batuan vulkanik melalui proses aliran langsung dari pusat erupsi gunung api.

II.                TEKSTUR BATUAN SEDIMEN

 II.1  TEKSTUR

Tekstur merupakan pokok bahasan (subyek) yang sangat penting dalam batuan sedimen. Pemerian secara lengkap dan rinci tekstur batuan sedimen akan sangat membantu dalam interpretasi lingkungan dan proses pengendapan serta kondisi batuan asal atau induknya. Pada hakekatnya tekstur menggambarkan tentang keadaan fisik kepingan (fragmen) dan hubungan yang terjadi diantara kepingan. Dalam beberapa hal tertentu, tekstur difinisikan sebagai aspek geometri dari kepingan suatu batuan. Ada tiga faktor yang sangat penting dalam tekstur, yakni: besar butir, bentuk butir dan fabrik (hubungan antar butir). Bentuk butir terdiri atas bentuk butiran itu sendiri, kebundaran butir dan tekstur permukaan atau rona mikro dari butiran.

Gambar I.1: Unsur batuan sedimen klastika yang umumnya terdiri atas

butir atau fragmen, matriks, semen dan pori atau sarang.

I.2.A Ukuran butir

Ukuran butir merupakan salah satu dari ciri batuan sedimen yang sangat penting. Pada batuan sedimen klastik ukuran butir berkisar dari ukuran lempung sampai bongkah. Para ahli batuan sedimen pada umumnya sangat memperhatikan tiga aspek dari ukuran butir (Boggs, 1995):

a.       cara mengukur ukuran butir dan bagaimana menyajikannya,

b.      metoda analisa data ukuran butir yang umumnya sangat banyak, dan bagaimana menyajikannya dalam statistik sehingga mempermudah interpretasinya,

c.       asal-muasal yang signifikan dari semua data itu.

Pada tahun 1922, C.K.Wenworth memperkenalkan suatu skala (sekarang terkenal dengan nama skala Wenworth) yang sekarang dipakai sebagai standar ukuran butir (Tabel I.1).

Walaupun sudah ada skala besar butir dari Wentworth tetapi untuk menggambarkan statistik dengan baik ukuran butir yang begitu beragam untuk batuan sedimen masih mengalami kesulitan. Hal lebih disebabkan karena ukuran batuan sedimen magnitut dari setiap kelas berbeda dan juga lebih disebabkan umumnya ukuran butir merupakan bilangan pecahan dalam milimeter. Hal ini tentu menyulitkan dalam penggambaran dalam grafik. Ini dapat dihindari dengan cara memakai logaritma. Phi () adalah skala logaritma yang didasarkan pada rumus:

 = -log₂S

dimana  adalah ukuran phi dan S merupakan ukuran butir dalam milimeter. Dalam Tabel I.1 tampak bahwa peningkatan nilai negatif phi menunjukkan peningkatan nilai ukuran dalam milimeter. Sebaliknya, peningkatan nilai positif phi menunjukkan penurunan ukuran dalam milimeter.Pada umumnya ukuran butir sedimen akan semakin halus searah dengan transportasi, sebaliknya akan semakin kasar ke arah asal sedimen. Ukuran butir juga akan semakin halus sejalan dengan menurunnya energi. Energi yang lebih kuat akan membawa butir yang lebih besar, sebaliknya energi yang lebih lemah membawa butir yang lebih kecil.

            Pemilahan atau sortasi butir batuan sedimen adalah kisaran ukuran butir di sekitar ukuran rata-rata. Di lapangan atau di laboratorium pemilahan butir dapat diketahui dengan memakai lensa pembesar atau di bawah mikroskop dengan acuan gambar baku (Gambar I.2).

Tabel I.1: Ukuran butir batuan sedimen berdasarkan skala Wenworth dan kesebandingan dengan phi ().

AYAKAN (standard Amerika)			MILIMETER		Phi ()	KETERANGAN
			4096		-12	Bongkah (boulder)
			1024		-10
			256	256	- 8
			64	64	- 6	Berangkal (cobble)
GRAVEL			16		- 4	Kerakal (pebble)
		5	4	4	- 2	Kerikil (granule)
		6	3,36		- 1,75
		7	2,83		- 1,5
		8	2,38		- 1,25
		10	2,00	2	- 1,0
		12	1,68		- 0,75
		14	1,41		- 0,5	Pasir sangat kasar
		16	1,19		- 0,25	(very coarse sand)
		18	1,00	1	0,0
		20	0,84		0,25
		25	0,71		0,5	Pasir kasar
		30	0,59		0,75	(coarse sand)
PASIR (SAND)		35	0,50	1/2	1,00
		40	0,42		1,25
		45	0,35		1,5	Pasir sedang
		50	0,30		1,75	(medium sand)
		60	0,25	1/4	2,0
		70	0,210		2,25
		80	0,177		2,5	Pasir halus
		100	0,149		2,75	(fine sand)
		120	0,125	1/8	3,0
		140	0,105		3,25
		170	0,088		3,5	Pasir sangat halus
		200	0,074		3,75	(very fine sand)
		230	0,0625	1/16	4,0
		270	0,053		4,25
		325	0,044		4,5	Lanau kasar
			0,037		4,75	(coarse silt)
LANAU (SILT)			0,031	1/32	5,0
			0,0156	1/64	6,0	Lanau sedang
			0,0078	1/128	7,0	Lanau halus
			0,0039	1/256	8,0	Lanau sangat  halus
			0,0020		9,0
			0,00098		10,0
LEMPUNG			0,00049		11,0	Lempung (clay)
(CLAY)			0,00024		12,0
			0,00012		13,0
			0,00006		14,0

 

1.      sifat arus, arus yang relatif konstan akan menghasilkan pemilahan yang lebih baik dibandingkan dengan arus yang mempunyai kekuatan yang berfluktuasi sangat besar dari lemah sampai kuat.

I.2.B Bentuk butir

Bentuk butir (shape) merupakan uraian yang mencakup morfologi butiran, termasuk bentuk keseluruan (form), kebundaran (roundness) dan tekstur permukaan dari suatu butiran atau kepingan (fragmen). Bentuk umum merupakan gambaran keseluruhan dari butir, sehingga akan menggambarkan secara tiga demensi suatu butiran. Kebundaran umumnya diukur dari ketajaman bentuk ujung dari suatu butiran, umumnya hanya digambarkan dalam dua demensi. Sedangkan tektur permukaan mengacu pada relief permukaan suatu butir, seperti goresan dan lobang pada permukaan butiran. Perubahan dari bentuk butir ini dapat disebabkan oleh abrasi terjadi pada waktu transportasi atau pelarutan atau sementasi pada waktu diagenesa. Hubungan antara bentuk umum, kebundaran dan tekstur permukaan dapat dilihat pada Gambar I.3, sedangkan derajad kebundaran pada Gambar I.4.

I.2.C Fabric

Fabrik merupakan sifat dari sekumpulan butir yang dipengaruhi oleh orientasi butir dan kemasan atau packing. Kemasan terutama dipengaruhi oleh ukuran butir, bentuk butir dan derajat kekompakan. Orientasi butir dan kemasan ini mempengaruhi sifat batuan sedimen secara keseluruhan seperti berat jenis, kesarangan (porositas) dan kelulusan (permeabilitas).

Butiran dari batuan sedimen dapat berbentuk kepingan (platy) atau bulat lonjong (Boggs, 1995).  Ke dua bentuk ini mempunyai kecenterungan orientasi yang berbeda, yang kepingan akan cenderung terbaring sejajar dengan bidang perlapisan atau permukaan pengendapan. Sedangkan butiran lonjong, sumbu terpanjangnya cenderung sejajar dan mengarah ke tempat tertentu. Orientasi butir ini sangat tergantung dari proses transportasi dan pengendapan, serta kecepatan arus dan kondisi lainnya di tempat pengendapannya.

Jika suatu butiran batuan sedimen mempunyai bentuk memanjang dengan salah satu ujungnya tumpul, seperti tetesan air mata, maka bagian tumpul inilah yang merupakan bagian yang lebih stabil dibandingkan ujung lainnya. Sehingga ujung tumpul ini akan mengarah asal arus atau ujung yang lebih runcing ke arah aliran arus. Pasir dapat membentuk struktur pergentengan (imbrikasi) dengan sumbu panjangnya membentuk sudut kecil (kurang 20^o) dengan arah asal arus (Boggs, 1995).

I.3. Porositas dan permeabilitas

Seperti telah diterangkan di depan bahwa batuan sedimen klastik umumnya terdiri atas butir, matriks dan semen. Di samping itu batuan sedimen sering kali mempunyai lubang atau pori yang tidak ditempati oleh butir, matriks atau semen. Pori pori ini sangat penting artinya dalam eksplorasi minyak bumi dan air tanah. Para ahli geologi yang mendalami minyak bumi (petroleum geologist) dan air tanah (geohydrologist) sangat sadar pentingnya sifat-sifat pori ini.

I.3.A Difinisi

Kesarangan atau porositas dari suatu batuan adalah perbandingan antara jumlah total pori dan total volume, mudahnya

Total pori

Kesarangan = ---------------- X 100%

Total volume

Kesarang yang dihasilkan dari rumus ini sering disebut kesarangan mutlak (absolute porosity). Para ahli geologi yang berkecimpung dalam minyak bumi dan air tanah lebih senang dengan kesarang efektif (effective porosity), yakni perbandingan antara jumlah pori-pori yang saling berhubungan dan volume keseluruhan.

I.3.B Jenis Kesarangan

Klasifikasi kesarangan yang ditampilkan dalam Tabel I.2 menunjukkan bahwa kesarangan dapat dikelompokan menjadi dua: kesarangan primer yang terbentuk pada waktu proses pengendapan batuan atau segera setelah pengendapan dan kesarangan sekunder yang tumbuh setelah proses pengendapan berlangsung. Kesarangan primer dipengaruhi oleh 5 faktor penting, yakni besar butir, pemilahan, bentuk butir, kebundaran dan kemasan.

a. Kesarangan antar butir (intergranular)

Kesarangan antar butir adalah ruang (space) yang terdapat di antara butir-butir dalam batuan sedimen (Gambar I.5a). Kesarangan jenis ini sangat penting dalam batuan sedimen dan hadir pada hampir semua batuan sedimen. Meningkatnya diagenesa batuan biasanya diikuti menurunnya porositas jenis ini.

b. Kesarangan dalam butir (intragranular)

Dalam batuan karbonat kesarangan hadir dalam butir atau kepingan batuan. Ini dapat berupa rongga yang ada pada fosil seperti moluska, koral, briozoa dan fosil renik lainnya seperti foraminifera (Gambar I.5b). Kesarangan jenis ini akan cepat menurun setelah proses diagenesis berlangsung.

c. Kesarangan antar kristal (intercrystalline)

Kesarangan antar kristal terbentuk di antara individu kristal (Gambar I.5c). Porositas jenis ini sering dijumpai pada batuan sedimen evavorasi, batuan beku dan batuan malihan. Sering juga dijumpai pada batuan sedimen yang mempunyai pertumbuhan kristal baik seperti dolomit. Fenestral  adalah ruang primer pada kemasan batuan sedimen lebih besar dari celah pada batuan yang dikuasi butir (grain-supported). Kesarangan jenis ini sangat umum dijumpai pada batuan karbonat, tidak saja pada karbonat berukuran pasir,  tetapi juga batuan halus dari endapan lagun atau intertidal. Dehidrasi, litifikasi dan keluarnya gas kehidupan mengakibatkan perarian (laminae) mengkerut, sehingga membentuk fenestral di antara perarian.

Tabel I.2: Klasifikasi kesarangan

		JENIS	MULA JADI
		a. Antar butir (intergranular) atau
I	Primer	antar partikel (interparticle)	Sedimentasi
		b. Dalam butir (intragranular) atau
		antar partikel (intraparticle)
		c. Antar kristal (intercrystalline)	Sementasi
		d. Fenetral	Sementasi
II	Sekunder	e. Moldic	Pelarutan
		f. Vuggy	Pelarutan
		g. Retakan (fragture)	Gerakan tektonik, kompaksi atau dehidrasi

d. Kesarangan fenestral (Gambar I.5d)

Umumnya ditemukan pada batuan karbonat dan terbentuk karena dehidrasi, litifikasi dan pengeluarag gas; sehingga membentuk rongga mendatar.

e. Kesarangan moldic (Gambar I.5e)

Mold adalah pori atau rongga yang disebabkan oleh pelarutan butir atau fragmen, umumnya akibat sementasi. Pelarutan dapat terjadi secara terpilih, hanya pada satu jenis butir. Sehingga kesarangan moldic ini dapat dibagi lagi, misalnya oomoldic, dan pelmoldic atau biomoldic.

f. Kesarangan vuggy (Gambar I.5f)

Seperti halnya kesarangan moldic, kesarangan vuggy terbentuk pada batuan karbonat. Kesarangan ini dibedakan dengan kesarangan moldic, karena vuggy memotong fabrik pengendapan primer dari batuan. Kesarangan vuggy cenderung lebih besar dari kesarangan moldic.

g. Kesarangan retakan (fragture)

Kesarangan jenis ini terbentuk oleh retakan, umumnya dalam batuan getas (brittle), yang disebabkan oleh beberapa faktor, di antaranya tektonik.

h. Kesarangan stromatactis

Kesarangan stromatactis  banyak ditemukan pada lereng “gundukan lumpur” (mudmound) Pleozoik di seluruh dunia (Sellet, 1988),dengan panjang sekitar 10 cm dan tinggi 1-3 cm.

 

III.             TEKSTUR DEFORMASI

Batuan Sedimen (sedimentary rocks) merupakan batuan yang terbentuk akibat pengendapan bahan rombakan batuan hasil denudasi, desintegrasi, dekomposisi  ataupun hasil kegiatan organisme, yang mengalami sementasi dan kompaksi (litifikasi).

Denudasi adalah kumpulan proses yang mana, jika dilanjutkan cukup jauh, akan mengurangi semua ketidaksamaan permukaan suatu batuan. Dekomposisi merupakan perubahan atau penggantian komposisi pada batuan. Desintegrasi adalah hilangnya keterikatan antara molekul-molekul penyusun batuan.

Proses kompaksi pada umumnya terjadi akibat terbebaninya lapisan akibat sedimen yang berada diatasnya, sehingga menyebabkan hubungan antar butir menjadi lebih dekat dan juga air yang terkandung dalam pori-pori lapisan tertekan keluar.

Proses Sementasi adalah proses dimana butiran-butiran sedimen direkatkan oleh material lain, dapat berasal dari air tanah atau hasil pelarutan mineral-mineral dalam sedimen itu sendiri. Material semennya dapat berupa karbonat (CO3), silika (Si), atau oksida (Fe)

• Material Sedimen dapat berupa:

1. Fragmen atau mineral dari batuan lain, contoh: kerikil, pasir pantai, dan lumpur laut

2. Hasil proses kimia seperti garam di danau payau dan kalsium karbonat (CaCO3) di laut dangkal

3. Material organik seperti bekas terumbu koral di laut

• Batuan Sedimen terbagi 2 atas genesisnya atau proses pembentukannya, yaitu:

1. Batuan Sedimen Klastik

Batuan sedimen klastik terbentuk akibat pengendapan kembali detritus atau pecahan-pecahan batuan asal, dapat berupa batuan beku, sedimen atau metamorf.
Contoh:

2. Batuan Sedimen Non Klastik(klik link)

Batuan sedimen non klastik terbentuk sebagai hasil reaksi kimia (presipitasi, segregasi, dan metamorfisma), atau akibat hasil kegiatan organisme.

Contoh:

IV.             KESIMPULAN

Batuan sedimen merupakan batuan yang tersusun dari material-material hasil pelapukan batuan induk, baik aktivitas geologi atau proses kimia, fisika maupun kerja dari organisme

Secara umumnya, sedimen atau batuan sedimen terbentuk dengan dua cara, yaitu;

1) Terbentuk dalam lembangan pengendapan atau dengan kata lain ianya tidak mengalami proses pengangkutan. Sedimen sebegini dikenali sebagai sedimen autochthonous. Antara sedimen yang termasuk dalam kumpulan ini ialah evaporit, batu kapur, laterit.

2) Mengalami proses angkutan, atau dengan kata lain, puncanya daripada kawasan luar lembangan, dan proses luluhawa, hakisan dan angkutan membawa sedimen ini ke lembangan pengendapan yang baru. Sedimen ini dipanggil sedimen allochthonous. Antara yang termasuk dalam kumpulan ini ialah konglomerat, volkanoklastik.

Maka Batuan Sedimen (sedimentary rocks) merupakan batuan yang terbentuk akibat pengendapan bahan rombakan batuan hasil denudasi, desintegrasi, reaksi kimia ataupun hasil kegiatan organisme, yang mengalami sementasi dan kompaksi (litifikasi).

V.                DAFTAR PUSTAKA

http://udhnr.blogspot.com/2009/02/batuan-sedimen.html

http://tommy-steven.blogspot.com/2010/05/denudasi.html

sedimentologiduaribusembilan.blogspot.com

kuningtelorasin.wordpress.com/batuan-macam-dan-pembentukannya/

KEMENTERIAN PENDIDIKAN NASIONAL

UNIVERSITAS HASANUDDIN

FAKULTAS TEKNIK

JURUSAN TEKNIK GEOLOGI

TUGAS PETROGRAFI

TEMA : PETROGRAFI SEDIMEN

TEKSTUR SEDIMEN (DEFORMASI)

    OLEH

      DAUD RANI .S

      D61108293

       MAKSSAR

     2011