Diktat Petro
-
Upload
cantikapih -
Category
Documents
-
view
252 -
download
22
Transcript of Diktat Petro
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
I-1
Lecture Note
PETROGRAFI
Oleh :
Agus Hendratno, MT.
LABORATORIUM GEOLOGI OPTIKJURUSAN TEKNIK GEOLOGI
FAKULTAS TEKNIKUNIVERSITAS GADJAH MADA
Yogyakarta, 2005
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
I-0
BAB IPENDAHULUAN
I.1. PENGERTIAN DAN DEFINISI PETROGRAFI
Petrologi :
Merupakan cabang ilmu geologi yang mempelajari mengenai asal usul,
keterdapatan dan sejarah dari batuan.
Petrografi Batuan :
Merupakan bagian dari ilmu petrologi yang mempelajari tentang deskripsi dan
klasifikasi batuan dengan menggunakan bantuan mikroskopi polarisasi.
Deskripsi batuan secara petrografis, hal yang penting diperhatikan adalah
identifikasi komposisi mineral dan tekstur batuan. Pengelompokkan atau
pengklasifikasian batuan didasarkan pada hasil pengamatan tekstur dan
komposisi mineralogi utama (rock forming minerals).
I.2. REVIEW MINERAL OPTIK
Mikroskop yang dipergunakan untuk pengamatan sayatan tipis dari batuan,
pada prinsipnya sama dengan mikroskop yang biasa dipergunakan dalam
pengamatan biologi. Keutamaan dari mikroskop ini adalah cahaya (sinar) yang
dipergunakan harus sinar terpolarisasi. Karena dengan sinar itu beberapa sifat
dari kristal akan nampak jelas sekali. Salah satu faktor yang paling penting
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
I-1
adalah warna dari setiap mineral, karena setiap mineral mempunyai warna
yang khusus.
Untuk mencapai daya guna yang maksimal dari mikroskop polarisasi maka
perlu difahami benar bagian-bagiannya serta fungsinya di dalam penelitian.
Setiap bagian adalah sangat peka dan karenanya haruslah dijaga baik-baik.
Kalau mikroskop tidak dipergunakan sebaiknya ditutup dengan kerudung
plastik. Bagian-bagian optik haruslah selalu dilindungi dari debu, minyak dan
kotoran lainnya. Perlu kiranya diingat bahwa buttr debu yang betapapun
kecilnya akan dapat dibesarkan berlipat ganda sehingga akan mengganggu
jalannya pengamatan.
Mikroskop polarisasi ada beberapa model yang beredar, tetapi unsur-unsur
utamanya menunjukkan persamaan, salah satu contoh mikroskop polarisasi
seperti terlihat pada gambar 3.1. Bagian-bagian mikroskop harus diketahui
secara benar dan fungsi dari bagian tersebut adalah :
1. Kaki mikroskop, berbentuk tapal kuda (Leitz) atau bulat (Carl Zeiss).
2. Gigi mikroskop, berbentuk melengkung (Carl Zeiss) atau miring/tegak
(Leitz). Pada waktu pengamatan, ada yang gigimya berada di pihak
penelitian dan ada pula yang di seberang. Antara gigir dan kaki
mikroskop pada tipe Leitz dipasang sebuah kolom, sehingga gigir
mikroskop dapat diatur miring atau tegak sesuai dengan keinginan
sipemakai.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
I-2
Gambar I. 1. Mikroskop Polarisasi tipe Leitz.
3. Tromol pengatur kasar dan halus yang umumnya terpisah. Gunanya
untuk mengatur jarak objektif dan preparat. Tromol pengatur yang halus
acapkali memiliki pembagian skala dan gunanya untuk mengukur selisih
ketinggian kedudukan obyektif.
4. Meja yang berbentuk piring dengan lubang di tengah-nya yaitu untuk
jalan cahaya yang masuk. Piring ini dapat diputar-putar pada porosnya
yang tegak, pada tepi meja mempunyai pembagian skala dari 0° sampai
360°, dan disertai pula dengan nonius. Ada beberapa lubang sekrup pada
meja tersebut, di antaranya untuk menempatkan penjiepit preparat (dua
Tromol pengatur kasar dan halus
Cermin
Kaki mikroskop
Gigir
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
I-3
buah) dan lubang-lubang untuk mendudukkan "mechanical stage" yaitu
suatu alat untuk menggerak-kan preparat pada dua arah yang saling
tegak lnrus.
5. Sekrup pemusat gunanya untuk mengatur agar sumbu putaran meja
tepat benar pada potongan salib rambut (cross hairs). Biasanya sekrup
pemusat merupakan bagian dari obyektif.
6. Tubus, yaitu bagian yang umumnya dengan pertolongan tromol
pengatur dapat diturun-naikkan. Tetapi pada mikroskop model Carls
Zeiss bila tromol pengatur diputar yang bergerak adalah mejanya,
sedangkan tubus tetap pada tempatnya. Sekalipun demikian efeknya
tetap sama, karena menurunkan meja sama dengan mengangkat tubus.
7. Cermm yang selalu terdiri dari cermin datar dan konvek. Masing-masing
gunanya untuk mendapatkan pantulan sinar sejajar dan sinar konvergen.
Pada beberapa jenis mikroskop tempat kedudukan cer'min ini digantikan
oleh sumber cahaya (lampu) yang memakai filter gelas biru.
8. Kondensor, yaitu bagian yang terdiri dari lensa cem-bung untuk
memberikan cahaya yang konvergen.
9. Diafragma iris, yaitu merupakan bagian untuk menga-tur jarak cahaya
yang masuk dengan jalan mengurangi atau menambah besamya
apetumya.
10. Merupakan bagian vital yang dibuat dari polaroid atau prisma nicol.
Arah getaran biasanya N — S, tetapi pada mikroskop model Carl Zeiss
justru E — W.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
I-4
11. Obyektif juga merupakan bagian vital, biasanya paling sedikit disediakan
5 buah obyektif atau lebih yang pembesarannya berlainan.
Pada beberapa model mikroskop penggantian obyektif dapat dilakukan
dengan cepat berkat adanya sebuah revolver yang mudah diputar. Pada
revolver ini setiap obyektif didudukkan dalam keadaan siaga.
12. Lubang tempat komparator, yaitu lubang gepeng dimana komparator
dapat diselipkan dengan arah NW - ES.
13. Analisator, yaitu suatu bagian yang vital terbuat dari polaroid atau
prisma nicol. Arah getarannya selalu tegak lurus pada arah getaran
polarisator. Sekalipun demikian pada mikroskop penelitian arah getaran
analisator dapat diatur sekehendak kita. Bila arah getaran analisator dan
polarisator saling tegak lurus, maka disebut kedudukan nicol bersilang.
14. Lensa Bertrand merupakan lensa yang dapat dikeluar-masukkan pula.
15. Okuler, yaitu bagian mikroskop darimana mata kita melihat medan
bayangan. Ada okuler yang memakai pembagian skala (okuler
mikrometer) dan ada pula satu, dua atau lebih okuler tanpa pembagian
skala tetapi dengan pembesaran yang berbeda-beda.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
I-5
Tabel I. 1. Petrological Analysis ChecklistTechnique Preferred Sample : nature and size Laboratory turn around in working
daysHelpful Information for the laboratory
Petrography Unweathered hand-specimen (>50 mm), orStandard thin-section, or Polished thin-section
15 (sample preparation) 5 (petrography) 5(combined petrography and mineragraphy)
Sample type, ie outcrop, float, colluvial, depth indrill-hole. Spatial relation of samples to each other.Comments on local geology.
Mineragraphy Unweathered hand-specimen (>50 mm), orPolished thin-section, or Polished fluidinclusion plate
10 (sample preparation) 5 (mineragraphy) As above. Geochemical data.
XRD Analyses Unweathered hand-specimen, or Crushedsample (> 1g)
2 (sample preparation) 3 (qualitative) 5(semi-quantitiative)
Whether analysis of clays or other minerals required.Comments on local geology.
Fluid Inclusion Analyses Clear secondary vuggy quartz crystalsSecondary calcite, anhydrite, barite, fluoriteand adularia crystals if optically clearSphalerite crystals
10 (sample preparation) 5 (fluid-inclusionanalysis)
Where two or more veins are present, cross-cuttingrelationships should be noted for determination ofparagenesis. Sample location including elevation.
Microprobe Analyses andSEM-EDAX
Unweathered hand-specimen, or Polished thin-section or mount
10 (sample preparation) 5 (microprobeanalysis)
Quantitative or semi-quantitative analysis required.Degree of alteration determined by thin-sectionexamination. Comments on local geology.
XRF or NA Analysis Hand-specimen. Bulk crushed powder(> 2g)
20-30 Purpose of analysis.
Mineral Stable IsotopeAnalyses
Hand-specimen.) Individual mineral crushedpowder (> lOOg)
50 Purpose of analysis. Paragenetic relationships.
Radiometric Dating Unweathered hand-specimen. Individualmineral crushed powder (> 250g)
Radiocarbon dating: 90 (standard) 20(express service) K/Ar, U/Pb and Rb/Srdating: 30 to 50 days
Degree of alteration determined by thin-sectionexamination. Purpose of analysis.
Heavy Mineral Separation Sand or pan concentrate (> Ig) 10 Regional geology. Purpose of analysis.Fission Track Dating Unweathered hand-specimen (> 1kg) 60-90 Geological setting. Purpose of analysis.Note: Sample sizes are minimum sizes. Hand specimens should be at least 2 x 2 cm
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
I-6
Tabel I. 2. Petrological Analysis InformationTechnique Information Obtained Purpose
Petrography Rock type/primary texture. Alteration and vein mineralogy. Tcxturalrelations eg brecciation, veinlng.
Primary lithology/history. Chemistry and temperature of alteration andmineralising fluids. Geological and alteration history, evidence of oredeposition, eg boiling.
Mineragraphy Opaque mineral identification. Ganguc mineral identification.Tcxtural/mineralogical relations.
Ore paragcnesis. Mineral pathfinders. Metallurgy.
XRD Analyses Crystal structure. Clay/zcolite/carbonate/sulphatc/feldsparidentification. Semi-quantative mineral identification.
Mineral identification. Chemistry and temperatures of alteration andmineralising fluids. Comparative abundance of clays indicating alteration.
Fluid Inclusion Analyses Homogcnisalion temperature. Homogenisation behaviour. Freezingtemperature. Daughter minerals. Degree of fill.
Temperature of fluid entrapment. Gas type and determination of boiling.Salinity of fluid. Fluid composition. Entrapment environment.
Microprobc Analyses andSEM-EDAX
Chemical composition (elements heavier than 0) for: Single pointanalyses. Scanning analyses. Microtcxtural relations.
Quantitative analysis of single mineral. Semi-quantitative analysis of mineraldistribution/zoning Micro-paragcnesis.
XRF or NA Analysis Bulk composition of rocks or minerals. Path-finder for trace elements. Help to interpret regional geology.
Mineral Stable IsotopeAnalyses
Isotope ratios of sulphur, carbon, hydrogen, oxygen anu strontium. Temperature of fluids and fluid genesis, ie magmatic or meteoric.
Radiometric Dating Radiocarbon dates (max. 75,000 years) K/Ar dates (min. 10,000years) from biotitc, feldspars, illite, alunitc, hornblende, rock U/Pbdates (typical min. 50,000,000 years) from plutonic minerals -zircon,monazlle Rb/Sr dates (min. 30,000,000 years) from micas,feldspars, and whole rocks.
Active hydrothcnnal system dating. Date of solidificalion of igneous rock,or date of alteration: suited to hydrothermal deposits, volcanic or plutonicrocks. Date of solidification of igenous rock, or date of alteration: suitedto older plutonic and mctamorphic rocks.Date of solidification of igneous rock, or date of alteration: suited to olderplutonic and mctamorphic rocks.
Heavy Mineral Separation Percentage and type of heavy mineral present in sample. Identification and distribution of minerals. Fingerprints regional geology.
Fission Track Dating Ratio of spontaneous fission-track density to induced fission-tracks(min. 20 years, max. 1,400,000,000 years).
Date of cooling of igneous rocks; burial/uplift history of mctamorphic orsedimentary rocks.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
I-7
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-1
BAB IIBATUAN BEKU
II.1. MAGMA DAN KRISTALISASI MAGMA
Magma adalah cairan atau larutan silikat pijar yang terbentuk secara
alamiah, bersifat mudah bergerak (mobile), bersuhu antara 900oC – 1.100oC
dan berasal atau terbentu pada kerak bumi bagian bawah hingga selubung
bagian atas.
Pembentukan magma merupakan serangkaian proses kompleks yang
meliputi proses pemisahan (differentiation), percampuran (assimilation),
anateksis dan hibridisasi serta metamorfisma regional. Komposisi magma
ditentukan oleh komposisi bahan yang meleleh, derajat fraksinasi dan
jumlah pengotoran dalam magma oleh batuan samping (parent rock).
Senyawa kimiawi magma yang dianalisa melalui hasil konsolidasinya
dipermukaan dalam bentuk batuan gunungapi, dapat dikelompokkan
menjadi ;
a. Senyawa-senyawa volatil, yang terutama terdiri dari fraksi gas
seperti CH4, CO2 HCl, H2S, SO2, NH3 dan sebaginya. Komponen volatil
ini akan mempengaruhi magma, antara lain :
Kandungan volatil, khususnya H2O akan menyebabkan pecahnya
ikatan Si – O – Si yang akan mempengaruhi inti kristal. Apabila
nilai viskositas magma rendah maka difusi akan bertambah dan
pertumbuhan kristal pun terjadi.
Kandungan volatil khususnya H2O akan mempengaruhi suhu
kristalisasi sebagian besar fasa mineral. Pada beberapa jenis magma,
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-2
fasa mineral yang menghablur akan berubah sehingga terjadi
penyimpangan terhadap reaksi Bowen.
Volatil dalam magma menentukan besarnya tekanan selama proses
kenaikan magma tersebut ke permukaan.
Unsur-unsur volatil tersebut akan mempengaruhi jenis kegiatan
gunungapi seperti terbentuknya piroklastik, awanpanas, dan
sebagainya disamping tekstur dan bentuk kristal seperti lubang-
lubang gas (vesicles) dan glass-shard.
Unsur-unsur volatil akan mempengaruhi proses pemisahan unsur-
unsur tersebut dari magma. Apabila tekanan total (PL) lebih besar
dari tekanan uap air (PH2O) dalam magma, maka uap air atau gas
tidak akan terbentuk, sedangkan apabila tekanan total lebih besar
dari tekanan cairan atau fluida (PF) maka tidak akan terbentuk fasa
gas dan semua volatil berupa larutan.
b. Senyawa-senyawa yang bersifat non volatil dan merupakan
unsur-unsur oksida dalam magma. Jumlahnya yang mencapai 99% isi,
sehingga merupakan major element, terdiri dari oksida-oksida SiO2,
Al2O3, Fe2O3, FeO, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O, TiO2 dan P2O5.
c. Unsur-unsur lain yang disebut unsur jejak (trace
element)dan merupakan minor element seperti Rubidium (Rb), Barium
(Ba), Stronsium (Sr), Nikel (Ni), Cobalt (Co), Vanadium (V), Crom (Cr),
Lithium (Li), Sulphur (S) dan Plumbum (Pb).
Menurut beberapa ahli magma dapat terbagi menjadi beberapa jenis
berdasarkan dari kriteria-kriteria tertentu, diantaranya :
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-3
Berdasarkan kriteria kandungan SiO2 atau derajat keasaman (acidity)
JENIS MAGMA KANDUNGAN SiO2 (% berat)
Magma asam
Magma menengah
Magma basa
Magma sangat basa
> 66
52 – 66
45 – 52
< 45
Berdasarkan kriteria harga alkalilina index () menurut Peacock (1931)
JENIS MAGMA HARGA TIPE MAGMAAlkalicAlkali – calcicCalc – alkalicCalcic
5151 – 5656 – 61
61
Atlantik
Pasifik
Mekanisme evolusi magma dapat dikelompokkan menjadi pengertian
diferensiasi, asimilasi dan pencampuran magma. Diferensiasi magmatik
adalah meliputi semua proses yang mengubah magma dari asalnya yang
homogen dan dalam ukuran yang sangat besar menjadi massa batuan beku
dengan bermacam-macam komposisi.
Para ahli sepeti Bowen, Fenner, Niggli dan lainnya telah melakukan
penelitian dan membahas mengenai kristalisasi cairan silikat. Adapun hasil
penelitian mereka antara lain :
1. Kristalisasi adalah proses isotermik, dimana selama proses
pembekuan berlangsung akan dilepaskan sejumlah tenaga panas.
2. Pelelehan kristal merupakan proses endodermik, dimana proses
penyerapan panas digunakan untuk melelehkan kristal pada suhu
tetap. Jumlah panas yang dibutuhkan untuk mengubah 1 gram
mineral padat menjadi lelehan pada suhu tetap disebut latent heat
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-4
fusion. dan harga latent heat fusion sama dengan jumlah panas yang
dikeluarkan apabila mineral tersebut menghablur.
3. Pada suhu dan waktu tertentu, akan terjadi kristalisasi secara spontan
dari dua komponen yang mempunyai perbandingan tertentu, kondisi
ini disebut titik eutektik. Contoh percampuran antara 58% diopsid
dengan 42% anortit.
4. Beberapa mineral akan meleleh pada suhu tertentu secara inconcruent,
yaitu memisah lalu membentuk dua mineral yang berbeda.
Contoh, pada suhu 1.557oC akan terjadi pemisahan enstatit menjadi
olivin dan silika.
2MgSiO3 = MgSiO4 + SiO2
(silika) (olivin) (silika)
5. Pembekuan yang cepat tidak akan menghasilkan kristal sehingga
keadaan super cooled akan membentuk kaca. Suatu kristal dapat
berkembang dan tumbuh dengan baik didalam magma encer. Cairan
magma yang mempunyai viskositas tinggi akan mengkristal secara
lambat, sehingga magma basa pada umumnya akan membentuk
batuan bertekstur kristalin ; sedangkan magma asam pada kondisi
rate of cooling asam dapat saja super cooled dan membentuk kaca.
Pada proses pembekuan magma, terjadi beberapa perubahan seperti
penurunan suhu, perubahan viskositas, kristalisasi yang sesuai dengan
tahapannya, keluarnya gas dari magma dan perubahan tekanan gas.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-5
II.2. EVALUASI MAGMA
a. Proses asimilasi
Proses percampuran/pengotoran dalam magma karena penekanan pada
dinding. Proses ini terutama terjadi pada country rocks batuan beku atau
batuan lainnya.
Kondisi :
a. Bila magma granitis (mineral alkali feldspar dan hornblende), sedang
dindingnya gabro (mineral augit dan labradorit) maka magma tidak
akan mampu mencerna dinding tersebut.
b. Bila magma penerobos lebih basa dari dinding reservoir, maka
magma akan mampu mencerna hingga terbentuklah batuan hybrid.
Contoh : magma dioritis berasimilasi dengan dinding gabro atau
limestone.
b. Mingling magma
Proses terbentuknya hybrid rocks (campuran batuan) dapat pula
terbentuk dari hasil pemisahan sebagian magma yang mengkristal.
Urutan terbentuknya kristal
Awal terjadi mineral anhidrous (tanpa OH-) karena terbentuk pada
T tinggi, disebut pyrogenetic.
Selanjutnya T menurun, terbentuklah komponen gas dan mineral
yang mengandung gugus hidroksil, disebut hydratogenetic.
Pyrogenetic :
Seluruh limestone kaya plagioklas
Seluruh piroksen kecuali aegirite
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-6
Olivin
Nepheline
Leucite
Mellinite
Magnesium
Ilmenite
Pyroksen
Hydratogenetic
Kuarsa
Ortoklas
Seluruh amphibol
Garnet
Aegirit
Sodolite
Concrinite
Analcime
II.3. GEOKIMIA MAGMA DAN POSISI TEKTONIK
Diagram perbandingan persentase berat Na2O + K2O dengan persentase
berat SiO2 oleh A. Harker bermanfaat menggambarkan komposisi batuan
volkanik daratan dan penamaannya. Diagram ini dasarnya yaitu Cox et al.
(1979), dan sesuai dengan apa yang dikeluarkan oleh subkomisi IUGS
mengenai sistematik batuan beku (Le Bas et al. 1986, dalam Wilson 1991).
Diagram yang sederhana seperti ini bermanfaat dalam mengklasifikasikan
batuan beku dan secara langsung dapat menentukan komposisi kimia
utama, yang dapat dilihat dari persen berat oksida-oksidanya.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-7
Gambar 2.1. menunjukkan penamaan yang bisa digunakan pada deskripsi
batuan plutonik dan gambar 2.2. untuk batuan volkanik. Ini sesuai dengan
klasifikasi QAPF, yang didasarkan pada proporsi modal dari mineral-
mineralnya (Streckeisen, 1976, dalam Wilson 1991). Gambar 2.1. hanya bisa
digunakan untuk mengklasifikasikan batuan volkanik yang tidak potasik,
sedangkan yang agak potasik menggunakan tabel II.1. Jelasnya gambar 2.a.
hanya bisa digunakan untuk mengklasifikasi batuan volkanik yang tidak
termetasomatismekan dalam keadaan segar.
Berdasarkan gambar 2.1, batuan volkanik dibagi ke dalam dua seri magma
besar, yaitu alkali dan sub-alkali. Keduanya dipisahkan dengan garis tebal
pada diagram tersebut. Tiap-tiap seri magma ini terdiri dari batuan-batuan
dengan komposisi basa hingga asam, dan meskipun batas keduanya ditandai
dengan garis yang tebal tetapi kenyataannya ada gradasi. Komposisi batuan-
batuan volkanik yang ditunjukkan pada diagram ini merupakan akibat dari
dua proses yang mendasar yang ditunjukkan oleh panah, pelelehan parsial
dan kristalisasi fraksi, atau dengan dominasi salah satunya saja.
Gambar II. 1. Penamaan batuan beku (non-potassic) (Cox et al. 1979, dalamWilson 1991)
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-8
Potassic Normalleucitophyte phonolite
K-trachyte trachyte
K-rhyolite rhyolite
tristanite benmoreitelatite trachyandesite
leucitite nephelinite
leucite basanite basaniteleucite tephrite taplirite
absarokite ~i basalt
shosonite
Tabel II 1. Kesamaan antara batuan nonnal dengan batuan yang memilikinilai K yang tinggi (Wilson, 1991)
Diagram persentase berat Na20 + K2O dengan persentase berat SiO2 bisa juga
digunakan untuk menentukan deferensiasi antara anggota basalt dari seri
alkali dan subalkali (Middlemost, 1975, dalam Wilson 1991). Pada saat
contoh-contoh diplotkan dalam diagram dan terletak di daerah alkali dan
daerah subalkali maka contoh-contoh inilah yang disebut dengan basalt
transisi. Pada gambar 3, basalt sub-alkali bisa dibagi ke dalam jenis normal
dan rendah K.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-9
Gambar II. 2. Klasifikasi dari alkali basalt dan subalkali dangan parameter (a)persen berat K2O Terhadap SiO2 (b) persen berat Na2OTerhadap SiO2 (Middlemost, 1975, dalam Wilson 1991)
Secara umum, magma seri subalkali dapat dibagi ke dalam seri alumina
tinggi atau kalk alkali dan toleiit rendah K, Anggota dari seri basalt ini secara
berturut-turut yaitu subalkali dan subalkali rendah K. Dua seri ini dapat
dipisahkan berdasarkan diagram AFM (Gambar II.3), dengan trend yang
besar maka toleiitik kaya akan besi pada awal pemisahannya, sedangkan seri
kalk alkali trendnya memotong diagram karena penumpukan besi pada saat
kristalisasi pertama oksida Fe-Ti. Perbedaan kimia yang utama dari seri
toleiitik dengan kalk alkali adalah kandungan Al2O3, basalt kalk alkali dan
andesit mengandung 16-29%, sedangkan toleiitiknya hanya mengandung 12-
16% Al2O3. Basalt kalk alkali dibagi lagi menjadi basalt kalk alkali rendah K,
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-10
sedang, dan tinggi berdasarkan pada diagram perbandingan K2O dengan
SiO2 di atas.
Gambar II. 3. Diagram AFM yang menunjukkan jenis toelitik dan kalk-alkali(Wilson, 1991)
Batuan-batuan dari seri magma alkali dibagi ke dalam jenis sodik, potasik,
dan K-tinggi pada pengeplotan K2O dengan Na2O. Anggota dari seri K-
tinggi mengandung sedikit silika dengan variasi nama absarokite, leusit
basalt, leusit basanit, dan leusit. Semuanya terdeferansiasi untuk membentuk
seri magma yang kaya K-tinggi pada beberapa kasus.
Tectonic setting Plate margin Within plateConvergent(destructive)
Divergent(constructive)
Iiitra-oceanic Intra-continental
volcanic feature island arc,activecontinentalmargin
mid oceanicridges, back-arcspreading centres
oceanic islands continental riftzone, continentalflood basaltprovinces
characteristicmagma series
tholeiitic tholeiitic tholeiitic tholeiiticcalc-alkaline - - -alkaline - alkaline alkaline
SiO2 range basalts anddifferentiates
basalts basalts anddifferentiates
basalts anddifferentiates
Tabel II 2. Karakteristik seri magma yang berhubungan dengan tatanantektonik tertentu (Wilson, 1991)
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-11
Tabel II. 2 menunjukkan karakteristik seri magma didasarkan atas klasifikasi
yang berhubungan dengan tiap lingkungan tektoniknya. Basalt subalkali
mempakan jenis yang paling umum dari batuan volkanik yang ditemukan
pada daratan dan cekungan samudera. Basalt subalkali rendah K atau basalt
toleiitik, merupakan magma dominan yang dihasilkan pada punggungan
tengah samudera dan pada beberapa wilayah aliran basalt (flood basalt
province). Dibandingkan tipe basalt yang lainnya basalt-basalt ini
mengandung K tinggi dan kation-kation lain seperti Rb, Ba, U, Th, Pb, Zr,
dan sedikit REE.
Analisis batuan volkanik dari lantai samudera menunjukkan komposisi yang
sangat beragam. Meskipun basalt toleiitik lebih dominan, transisi dan jenis
alkali juga terdapat di beberapa daerah, khususnya pada pemekaran
samudera yang lambat seperti Atlantik. Karakteristik kimia punggungan
tengah samudera (MOR) kelihatan bervariasi sebagai fungsi dari kecepatan
pemekaran dan elevasi punggungan kerak. Pemekaran lantai samudera juga
terjadi pada cekungan belakang busur {back arc basin) yang berhubungan
dengan subduksi, dan tekait dengan busur volkanik. Secara umum, erupsi
basalt sebanding dengan MOR dengan syarat karaktersitik unsur utama dari
unsur jejaknya berbeda.
Sekarang ini, magma seri kalk alkali seluruhnya dibatasi pada posisinya
yang berhubungan dengan subduksi. Akibatnya, pengenalan terhadap
karakteristik kalk alkali pada sikuen volkanik masa lalu merupakan
petunjuk yang sangat penting dalam petrogenesis. Produk-produk dari
volkanisme pada busur volkanik bervariasi sesuai dengan evolusi dari
busur, dalam beberapa hal, lateral sepanjang busur. Batuan volkanik bisa
dibagi ke dalam jenis toleiitk, kalk alkali, dan alkali yang semuanya
bergradasi. Jenis magma toleiitik bisanya terbentuk pada busur muda,
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-12
sedangkan magma kalk alkali pada busur yang lebih tua dan batas benua
aktif. Karakteristik kimia dari batuan-batuan busur volkanik lebih bervariasi
dibandingkan dengan MOR. Proporsi lavanya yang kaya SiO2 lebih besar,
khususnya pada sen kalk alkali dangan andesit yang lebih dominan.
Alkali basalt dan deferensiasinya umum dijumpai pada tatanan tektonik
antar lempeng seperti kepulauan samudera dan rekahan lempeng antar
benua dan jarang dijumpai pada beberapa subduksi. Kepulauan samudera
basalt (OIB) memiliki komposisi yang mungkin bervariasi mulai dari toleiitik
(Hawai, Iceland, dan Galapagos, alkali sodik (Pulau Canary dan St. Halena)
hingga alkali potasik (Tristan da Cunha dan Gough). Umumnya evolusi
magma lebih berkembang dibandingkan basalt, seringpula berupa kesatuan
basalt-trasit atau ponolit.
Basalt daratan sangat terbatas saat ini, dan dominasinya yaitu alkali pada
tahap awal dari pemekaran daratan. Meskipun begitu, pada wilayah kerak
dengan gaya tarik yang besar, umunya akan terdapat transisi dan toleiitik.
Wilayah aliran basalt toleiitik daratan mungkin sangat berarti di masa lalu,
berhubungan dengan fase utama pemekaran benua yang sempurna dan
pembentukan dari cekungan yang bam. Magma Kimberlit dan ultrapotasik
yang berasal dari magma alkali daratan yang sangat berbeda terbentuk pada
tatanan tektonik yang lebih luas.
II.4. MINERAL PEMBENTUK BATUAN
a. Mineral pembentuk batuan dengan indeks refraksi rendah
Name FormulaQuartz
Tridymit SiO2
Kristobalit
Sanidine
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-13
Ortoklas (K,Na)AlSi3O8
FELDSPAR Mikroline
Albite NaAl Si3O8
Anortit CaAl2Si2O8
Nepheline (Na,K)AlSiO4
Kalsilite (K,Na)AlSiO4
Leusit KAlSi2O6
Sodalite Na8Al6Si6O24Cl2
Analcite NaAlSi2O6H2O
Scapolite (Na,Ca,K)4Al3(Al,Si)3Si6O24(Cl,CO3SO4,OH)
Cordierite (Mg,Fe)2Al4Si5O18
b. Mineral pembentuk batuan dengan indeks refraksi tinggi
Name FormulaForsterite Mg2SiO4
Fayalite Fe2SiO4
Monticellite CaMgSiO4
Enstatite Mg2Si2O6
Ferrosilite Fe2Si2O6
Diopside CaMgSi2O6
Hedenbergite CaFeSi2O6
Augite (Ca,Mg,Fe,Al)2(Si,Al)2O6
Pigeonite (Mg,Fe,Ca)(Mg,Fe)Si2O6
Aegirine NaFe+3 Si2O6
Jadelite NaAlSi2O6
Wollastonite CaSiO3
Anthophylite (Mg,Fe)7Si8O22(OH,F)2
Gedrite (Mg,Fe)5Al2(Al2Si6)O22(OH,F)2
Cummingtonite (Mg,Fe)7Si8O22(OH,F)2
Tremolit-actinolit Ca2(Mg,Fe)7Si8O22(OH,F)2
FELDSPATOID
ORTOPIROKSEN
KLINOPIROKSEN
OLIVIN
AMPHIBOL
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-14
Hornblende Ca2(Mg,Fe,Al)5(SiAl)8O22(OH,F)2
Riebeckite Na2Fe3+2Fe2+3 Si8O22(OH,F)2
Glaucophane Na2Mg3Al2Si8O22(OH,F)2
Biotit K(Mg,Fe)3(AlSi3O10)(OH,F)2
Muscovite KAl2(AlSi3O10)(OH,F)2
Paragonite NaAl2(AlSi3O10)(OH,F)2
Pyrophyllite Al2Si4O10(OH)8
Talc Mg3Si4O10(OH)2
Chlorite (Mg,Al,Fe)6(Al,Si)4O10(OH)8
Serpentine Mg6Si4O10(OH)8
Pyrope Mg3Al2Si3O12
Almandine Fe3Al2Si3O12
Spessartine Mn3Al2Si3O12
Grossular Ca3Al2Si3O12
Andradite Ca3 (Fe+3,Ti)2Si3O12
Vesuvianite Ca19(Mg,Fe,Al)13Si18(O,OH,F)76
Andalusite
Kyanite Al2SiO5
Sillimanite
Mullite 3Al2O3.2SiO2
Staurolite Fe2Al9Si3,75O22(OH)2
Chloritoid (Fe+2,Mg,Mn)2(Al,Fe+3)Al3O2(SiO4)2(OH)4
EpidoteCa2Fe+3Al2O(S2O7)(SiO4(OH)
Clinozoisite Ca2AlAl2O(Si2O7)(SiO4(OH)
Lawsonite CaAl2(OH)2Si2O7H2O
Gehlenite Ca2MgSi2O7
Akermanite Ca2MgSi2O7
Soda melilite NaCaAlSi2O7
Calcite CaCO3
Dolomite CaMg(CO3)2
c. Mineral accesori
Name Formula
MICA
GARNET
MELILITE
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-15
Apatite Ca5(PO4)3(OH,F,Cl)
Zircon ZrSiO4
Sphene CaTiSiO5
Perovskite CaTiO3
Tourmalin Na(Mg,Fe,Al)3Al6Si6O18(BO3)3(OH,F)4
Corundum Al2O3
Rutile TiO2
Hematite Fe2O3
Ilmenite FeTiO3
Ulvospinel Fe2TiO4
Magnetit Fe3O4
Chromite FeCr2O4
Spinel MgAl2O4
Hercynite FeAl2O4
Fluorite CaF2
Pyrite FES2
Pyrrhotite Fe7S8 – FeS
Chalcopyrite CuFeS2
Sphalerite ZnS
Anhydrite CaSO4
Gypsum CaSO4.2H2O
Barite BaSO4
Beryl Be3Al2[Si6O18]
II.5. TEKSTUR BATUAN BEKU
Tekstur adalah cerminan hubungan antara komponen dari batuan yang
merefleksikan sejarah kejadian/petrogenesa.
a. Deskripsi Tekstur
Dalam mempelajari dan menginterpretasikan batuan beku hal yang
penting harus diperhatikan adalah membedakan mineral-mineral primer
SPINEL
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-16
(mineral yang terbentuk langsung dari magma) dari mineral-mineral
sekunder (mineral yang terbentuk dari hasil alterasi atau pelapukan),
karena dalam pengklasifikasian batuan beku didasarkan atas mineral-
mineral primer bukan mieral-mineral sekunder. Juga dijelaskan dalam
diskripsi bahwa mineral-mineral tertentu sudah mengalami perubahan
menjadi mineral sekunder. Prosentase mineral yang dipakai dalam
penentuan nama batuan adalah prosentase dari mineral-mineral primer
sebelum terjadi perubahan.
b. Tingkat Kristalinitas (crystalinite)
Holokristalin
terdiri dari kristal-kristal seluruhnya.
Hipokristalin/hypohyalin/merokristalin
terdiri atas sebagian kristal-kristal dan sebagian gelas.
Holohyalin
didominasi atas gelas
Gelas terbentuk karena :
Pendinginan cepat.
Viskositas tinggi.
Gas keluar dengan sangat cepat. Gas keluar akibat dari viskositas
tinggi sehingga terbentuk masa dasar gelas.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-17
c. Ukuran Kristal
Macam – macam ukuran kristal batuan beku: > 3 cm..... : very coarse grain PLUTONIC
........................................................................... (deep seated intrusion) 5 mm – 3 cm ..............................................................................................:
coarse grain .............................................................................................. PLUTONIC
1 mm – 5 mm ...........................................................................................:medium grain........................................................................................... PLUTONIC
< 1 mm ...................................................................................................:fine grained .............................................................................................. VOLCANIC ROCK
(0,5 – 1) mm...............................................................................................:fine grained .............................................................................................. HYPABYSSAL
(0,01–0,2) mm............................................................................................:microcrystaline
< 0,01 mm ..................................................................................................:cryptocrystaline
Ditinjau dari ukuran butir mineral, tektur dapat dibedakan menjadi :
1. Mikrokristalin .........................................................................
Kristal-kristalnya dapat dibedakan dengan menggunakan
mikroskop.
2. Kriptokristalin
Kristal-kristalnya sangat halus, sulit dibedakan dengan mikroskop (
< 0,01 mm)
3. Equigranular
Kristal-kristalnya berukuran relatif seragam/sama besar.
4. Inequigranular
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-18
Kristal-kristalnya berukuran tidak seragam/sama (terdapat fenokris
dan masa dasar)
d. Bentuk Kristal
Bentuk-bentuk individu kristal :
1. Euhedral/idiomorf
Kristal-kristal mempunyai bentuk lengkap/baik, dan dibatasi oleh
bidang batas yang jelas.
2. Subhedral/hypidiomorf
Kristal-kristal mempunyai bentuk kurang baik dan dibatasi oleh
bidang batas yang tidak jelas.
3. Anhedral/fenomorf
Kristal-kristal mempunyai bentuk sendiri yang jelas.
Berdasarkan dari fabrik/kemasnya, tekstur equigranular dapat dibedakan
menjadi :
1. Idiomorfik granular :
Semua/hampir semua mineral berbentuk euhedral dengan ukuran
butir relatif sama dan mempunyai batas-batas yang jelas.
2. Hypidiomorfik granular :
Terdiri atas mineral-mineral yang subhedral (dominan) dengan besar
butir yang relatif sama.
3. Allotriomorfik granular :
Terdiri atas mineral-mineral yang berbentuk anhedral (dominan).
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-19
e. Macam – macam tekstur
1. Tekstur Glassy-Afanitik
Tekstur Trakhitik
Paralel mikrolit-mikrolit (plagioklas dan mikro-kripto kristalin)
Tekstur Pilotasitik
Sub-paralel mikrolit-mikrolit (plagioklas dan mikro-kripto kristalin)
Terbentuk akibat aliran magma dalam batuan volkanik
Tekstur Trachytoidal
Paralel kristal feldspar dalam batuan plutonik
2. Tekstur Porfiritik
Terdiri atas fenokris-fenokris yang tertanam dalam masa dasar halus
yang kristalin.
Kenampakan tekstur batuan beku dimana terdapat fenokris-fenokris
yang tertanam dalam masa dasar/matrik halus kristalin. Merupakan
tekstur penciri pada batuan beku intrusif dan ekstrusif. Contohnya :
(a). Riolit, Dasit
(b). Andesit
(c). Basalt Nepelin
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-20
3. Tekstur Tumbuh Bersama (Intergrowth)
Pertumbuhan bersama antara 2 mineral, umumnya adalah mineral
feldspar dengan kuarsa, dapat juga plagioklas dengan kuarsa, piroksen
dan plagioklas.
Tekstur Cumulus
Batuan beku yang tersusun atas kristal-kristal (satu atau lebih
mineral) yang terbentuk pada awal kristalisasi magma, pada proses
segregasi atau konsentrasi. Sering dijumpai pada batuan beku
ultramafik.
Tekstur Intergranular
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-21
Agregasi dari butir-butir mineral mafik yang euhedral (mineral-
mineral piroksen dan atau olivin) yang dijumpai diantara mineral-
mineral plagioklas yang memanjang secara random. Sering dijumpai
pada diabas dan basalt hypabisal.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-22
Tekstur Intersertal
Seperti tekstur intergranular, tetapi diantara mineral-mineral
plagioklas yang memanjang secara random terisi oleh gelas atau
altersi gelas.
Sering dijumpai pada basalt
4. Tekstur Reaksi atau Corona (KELYPHITIC RIM)
Tekstur reaksi merupakan pembungkusan mineral dalam batuan beku,
olivine, mineral yang pertama terbentuk dalam deret diskontnue mungkin
dikelilingi oleh mineral yang terbentuk kemudian (piroksen atau
hornblende). Tekstur ini dapat pula terbentuk karena reaksi post magmatig
atau dapat terjadi akibat metamorfosa derajat rendah.
Tekstur Perthitic Kristal-kristal kecil yang tertanam secara
acak dalam kristal yang lebih besar
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-23
Tekstur Antiperthitic
Kristal-kristal piroksen tertanam secara acak dalam kristal plagioklas.
Disamping macam-macam tekstur diatas, dalam batuan beku juga
ditemukan beberapa tekstur khusus, antara lain :
a. Tekstur Poikilitik
Kristal-kristal kecil yang tertanam secara acak dalam kristal yang
lebih besar
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-24
b. Tekstur Ophitic
Kristal-kristal plagioklas tertanam secara acak dalam kristal yang
lebih besar olivin atau piroksen. Dijumpai pada gabro (b) dan basalt
c. Tekstur Sub-ophitic
Kristal-kristal plagioklas dan kristal olivin atau piroksen, tumbuh
bersama, Seperti tekstur ophitik, tetapi ukuran kirstal relatif sama
Dijumpai pada diabas (c)
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-25
d. Mikroporfiritik
Porfiritik terlihat di bawah mikroskop.
e. Vitrofirik
Fenokris tertanam dalam masa dasar gelas.
f. Felsofirik
Bila masa dasar terdiri atas intergrowth kuarsa dengan feldspar.
g. Poikilitik
Adanya inklusi-inklusi mineral secara random dalam suatu mineral
besar.
h. Hyalopilitik
Mikrolit-mikrolit plagioklas dijumpai bersama-sama dengan
mikrokristalin piroksen dengan arah yang random dalam masa
dasar gelas.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-26
i. Pilotasitik
Mikrolit-mikrolit plagioklas menunjukkan kesejajaran (sub-paralel)
dan dijumpai bersama-sama dengan mineral-mineral mikrokristalin
atau kriptokristalin.
j. Felled texture
Apabila masa dasar terdiri dari mikrolit-mikrolit yang tidak
beraturan
k. Vesicular
Biasa dijumpai pada lava, merupakan lubang-lubang bekas gas
l. Amydaloid
Biasa dijumpai pada lava, merupakan bekas lubang gas yang telah
diisi oleh mineral-mineral sekunder seperti zeolit, opal, kalsedon,
klorit, kalsit dan lain-lain.
m. Tekstur Sperulit dalam Riolit
Bentuk radial dari kristal fibrus di dalam matrik gelas.
Kemungkinan komposisi sperulit alkali felsdpar dan polymorf SiO2
n. Tekstur Graphic
kristal-kristal kuarsal yang tertanam secara acak dalam kristal K-
feldspar
o. Tekstur Mrymekite
Seperti tekstur graphic dimana bentuk kuarsa menyerupai cacing
dengan letak tak teratur
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-27
II.6. STRUKTUR BATUAN BEKU
Macam-macam struktur batuan beku, yaitu:
A. Intrusive (Blatt & Ehler 1980)
Memotong perlapisan batuan sedimen, menunjukkan batuan beku
terbentuk pd kurun waktu lebih muda
Batuan sedimen yg berada di dasar & di bagian atasnya terpanggang
—> Contac Effect
Tidak mengandung gelembung gas/fragmentasi pada bagian
atasnya
Fragmen-fragmen batuan beku tidak dijumpai pd sedimen diatasnya
Pelengkungan batuan sedimen diatasnya kerap kali lebih besar bila
dibandingkan dgn sudut maksimal lereng pengendapannya
Dijumpai inklusi
B. Ekstrusive
Umumnya bagian bawah tempat lava mengalir berbentuk tidak
teratur seperti hasil erosi
Kontaknya dapat paralel terhadap perlapisan / foliasi dari batuan yg
lebih tua (concordance)/bersudut (discordance)
Bagian atas batuan yang ditumpangi oleh batuan ekstrusif akan
memperlihatkan hasil proses pelapukan yang terjadi sebelum batuan
ekstrusif terbentuk diatasnya. Misal berupa soil (tanah) hasil oksidasi
/ hidrasi
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-28
Dijumpai material asing di dalam batuan beku yang biasa disebut
inklusi (xenolith 1 xenocryst), bersifat minor biasanya disertai dengan
efek panggang (baking effect)
Bagian permukaan atas lava yang tertimbun sedimen berbentuk tidak
teratur seperti hasil proses erosi
Beberapa lava mempunyai permukaan tidak teratur yg terbentuk
selama lava mengalir. Kontak dengan batuan sedimen dibawahnya
berupa hubungan discordance
Bagian atas suatu tubuh lava yang tertimbun sedimen dapat
menunjukkan lubang gas (kecil/medium). Struktur Vesiculer biasa
dijumpai
Erosi pada bagian atas lava dapat terjadi sebelum pengendapan
sedimen diatasnya. Lapisan soil dapat dijumpai sebagai hasil
dekomposisi lanjut (extremely weathered) —> “bukti hubungan
ketidakselarasan/unconformity
Macam – Macam Bentuk Tubuh Batuan Intrusif
Batuan Intrusif membeku di dalam batuan yang sudah ada lebih dahulu di
bawah permukaan bumi. Kontak umumnya berupa Concordance/discordance.
Jika batuan yang diterobos rapuh maka akan disertai terjadinya pemecahan
dan penyesaran. Kontak semacam ini biasanya terjadi pada tempat yang
dangkal. Di daerah yang lebih dalam beberapa km batuan yang diterobos
bersifat plastis/lentur. Hingga lapis/foliasinya cenderung tertekan paralel
terhadap pluton yag menerobosnya. Type intrusinya disebut diapirik dan
masa batuan/lelehan yang bergerak ke atas disebut diapir. Kontak
concordance dapat dijumpai pada tempat yang dangkal bila magma
menerobos membentuk kubah, atau kekuatan magma tidak menyebabkan
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-29
pemecahan batuan yang diterobos. Banyak intrusi terlihat concordance pada
singkapan yang terisolasi, yang merupakan fungsi skala pengamatan.
Beberapa intrusi yang terbentuk pada kedalaman > 100 km dan
mengandung fragmen-fragmen misalnya intan yang dibawa oleh sumber
magma/induk magma.
Tipe-Tipe Intrusia. SILL
Concordance, tubuh tabular
Tipis, menerobos ditempat yang dangkal, pada tempat yang relatif
tidak terlipat
derajat keenceran (viscosity) magma tinggi hingga menghasilkan
bentuk seperti lempengan.
Sifat keasaman basic intermediate
Sebagian besar berkomposisi basaltic
Biasanya kristal awal yang terbentuk termasuk mineral lebih berat
turun (settlement) di dasar hingga komposisinya bervariasi ke arah
atas membentuk perlapisan semu (pseudc stratification)
Ketebalannya beberapa - ratusan meter. Sill di Palisades (New
York) berumur Trias ketebalan 300 meter tersingkap sepanjang 800
km & lebar 2 km.
Sill Peneplain di Antartika berumur Jura berupa Diabase ketebalan
400 m luas singkapan 20.000 km2.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-30
2. LACCOLITH
Bersifat concordance
Bentuknya seperti jamur, diameter sekitar 1-8 km, ketebalan maks
1000 meter
Terbentuk di dalam sedimen yang tidak terganggu di tempat yang
dangkal. Lacolite terbentuk sewaktu magma bergerak ke atas
menembus lapisan yang mendatar di dalam kerak bumi yang
bersifat lebih tahan/resistance hingga magma tersebar secara
lateral membentuk kubah di dalam lapisan yang berada di atasnya.
Jika berjumpa lapisan yang ketahanannya rendah untuk menyebar,
maka lacolith berkembang menjadi sill
Sebagian besar lacolith berkomposisi silisic atau intermediate
Contoh : lacolith diUtah (USA)
3. LOPOLITHS
Berbentuk lenticular yang besar, bagian tengahnya melesak,
umumnya concordance suatu masa intrusi berbentuk cerobong asap
/ cekungan
Sebagian besar dijumpai di daerah terlipat / sedikit terlipat
Tebal:20
1
10
1 dari lebarnya
Diameternya bervariasi dari puluhan - ratusan km dengan
ketebalan berkembang sampai ribuan meter
Umumnya kandungan min mafik-ultramafik, beberapa diantaranya
terdiferensiasi di bagian atasnya menjadi lebih silisic
Contoh : Ontario, Afrika Selatan
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-31
4. PHACOLITHS
Tubuh intrusi yang concordance berasosiasi dengan batuan terlipat
Bila terbentuk di dalam antiklin akan terjad! cembung double ke
arah atas. Sebaliknya bila di dalam sinklin akan terbentuk cembung
double ke arah bawah. Hal ini menunjukkan bahwa phacolith
merupakan intrusi yang pasif, magma mengisi daerah terbuka di
puncak dan di lembah antiklin & sinklin.
Intrusi berjalan di daerah bertekanan rendah, berkembang karena
pelengseran lapisan incompetent diantara lapisan yang lebih
competent atau pelengseran satu lapisan competent terhadap
lapisan competent yang lain
Pacolith umumnya terbentuk di daerah dalam & mempunyai batas
yang tajam, mengalami gradasi. Bila terjadi foliasi akan
paralel/hampir paralel terhadap sumbu lipatan
Komposisi batuannya bervariasi, meliputi daerah yang luas
mencapai puluhan km
5. DIKE & VEINS
Dike merupakan terobosan yang tabular & discordance memotong
foliasi/perlapisan country rocks. Intrusi ini dapat beralih tempat ke
dalam sistem kekar yang sudah ada terlebih dahulu, dapat tunggal
/ majemuk
Pada beberapa daerah Dike berhub erat dg volcanic necks/intrusi
dangkal (hypabyssal) & terbentuk secara radial
Banyak Dike bersifat lebih resistance terhadap erosi dibandingkan
dengan batuan yg diterobosnya
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-32
Kadang menerobos vertikal/miring membentuk lempengan,
kerucut tersebar bentuk oval/melingkar. Hal ini berkaitan dengan
proses pemecahan kubah tubuh
terobosan & hilangnya tekanan intrusi yang diikuti oleh
melesahnya country rocks bagian alas sehingga dapur magma
kosong
Vein adalah pengisian mineral/batuan di dalam pecahan host rocks
berbentuk tabular kecil/lempengan, kerapkali berasosiasi dengan
replacement host rocks
6. BATHOLITHS
Suatu tubuh pluton intrusif yang besar dengan dinding yang terjal
tanpa dasar yang dikenal
Umumnya berkomposisi silisik
Berukuran 100 - ribuan km2
Banyak batholith yang concordance terhadap struktur regional,
padahal bila dipetakan otete//sangat discordance
Pluton silisik yang besar kerap kali granit (deskripsi lapangan)
meskipun komposisinya kerap kati granodiorite atau monzonite
kuarsa
Struktur batuan beku adalah bentuk batuan beku dalam skala yang besar.
Seperti lava bantal yang terbentuk di lingkungan air (laut), lava bongkah,
struktur aliran dan lain-lainnya. Suatu bentuk dari struktur batuan sangat
erat sekali dengan waktu terbentuknya.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-33
a. Struktur Bantal.
Struktur bantal (pillow structure) adalah struktur yang dinyatakan pada
batuan ekstrusi tertentu, yang dicirikan oleh masa yang berbentuk bantal.
Dimana ukuran dari bentuk lava ini pada umumnya antara 30 — 60 cm.
Biasanya jarak antara bantal berdekatan dan terisi oleh bahan-bahan yang
berkomposisi sama dengan bantal tersebut, dan juga oleh sedimen-
sedimen klastik. Karena adanya sedimen-sedimen klastik ini maka
struktur bantal dapat dianggap terbentuk dalam air dan umumnya
terbentuk di laut dalam.
b. Struktur Vesikular.
Di dalam lava banyak terkandung gas-gas yang segera dilepaskan setelah
tekanan menurun, ini disebabkan perjalanan magma ke permukaan
bumi. Keluamya gas-gas dari lava akan menghasilkan lubang-lubang
yang berbentuk bulat, clip, silinder ataupun tidak beraturan. Terak
(scoria) adalah lava yang sebagian besar terdiri dari lubang-lubang yang
tidak beraturan, hal ini disebabkan lava tersebut sebagian besar
mengandung gas-gas sehingga sewaktu lava tersebut membeku
membentuk rongga-rongga yang dulu ditempati oleh gas.
Biasanya pada dasar dari aliran lava terdapat gelembung-gelembung
berbentuk silinder yang tegak lurus aliran lava. Hal ini disebabkan gas-
gas yang dilepaskan dari batuan sedimen yang berada di bawahnya
karena proses pemanasan dari lava itu.
c. Struktur Aliran.
Lava yang disemburkan tidak ada yang dalam keadaan homogen. Dalam
perjalanannya menuju ke permukaan selalu terjadi perubahan seperti
komposisi, kadar gas, kekentalan, derajat kristalisasi. Ketidak homogenan
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-34
lava menyebabkan terbentuknya struktur aliran, hal ini dicer -minkan
dengan adanya goresan berupa garis-garis yang sejajar, perbedaan wama
dan tekstur.
Struktur aliran juga dijumpai pada batuan dimana perlapisan-perlapisan
digambarkan dengan perbedaan-perbedaan dalam komposisi atau
tekstur mineralnya. Struktur aliran dapat pula berbentuk sangat halus
dan disebut tekstur aliran. Dan untuk dapat melihatnya diperlukan
mikroskop, foto 8 lembar 5 memperlihatkan tekstur aliran pada batuan
yang berupa pengarahan dari mineral-mineral tertentu seperti plagioklas.
Bentuk mineral-mineral dalam batuan yang mempu-nyai bentuk
memanjang atau pipih akan condong untuk mengarah menjadi sejajar
dengan arah aliran lava pada waktu itu.
d. Struktur Kekar.
Kekar adalah bidang-bidang pemisah yang terdapat dalam semua jenis
batuan. Kekar biasanya disebabkan oleh proses pendinginan, tetapi ada
pula retakan-retakan yang disebabkan oleh gerakan-gerakan dalam bumi
yang
berlaku sesudah batuan itu membeku. Kenampakan di lapangan
menunjukkan bahwa kekar-kekar itu tersusun dalam sistem tertentu
yang berpotongan satu dengan yang lainnya.
Retakan-retakan ada yang memotong sejajar dengan permukaan bumi,
dan menghasilkan struktur periapisan, sedangkan yang tegak lurus
dengan permukaan bumi akan menghasilkan struktur bpngkah.
Perlapisan ini pada umumnya akan makin tipis pada bagian yang
mendekati permukaan bumi.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-35
Retakan-retakan dapat pula membentuk kolom-kolom yang dikenal
dengan struktur kekar meniang (columnar jointing). Struktur ini
disebabkan karena adanya pendinginan dan penyusutan yang merata
dalam magma dan dicirikan oleh perkembangan empat, lima atau enam
sisi prisma, kemungkinan juga dipotong oleh retakan yang melintang.
Bentuk seperti tiang ini umumnya terdapat pada batuan basal, tetapi
kadang-kadang juga terdapat pada batuan beku jenis lainnya. Kolom-
kolom ini berkembang tegak lurus pada permukaan pendinginan,
sehingga pada sil atau lava aliran tersebut akan berdiri vertikal
sedangkan pada dike kurang lebih akan horizontal.
II.7. KLASIFIKASI BATUAN BEKU
Pengklasifikasian batuan beku diperoleh dengan berdasarkan pada :
1. Komposisi mineral, hal ini dapat menunjukkan kondisi magma pada
saat kristalisasi dan menggambarkan komposisi kimia.
2. Tekstur, hal ini dapat menunjukkan keadaan yang mempengaruhi
proses pembekuan, waktu/tempat pembekuan
Misal :
Granular
=> plutonik lambat
Porfiritik
=> ekstrusif cepat
Glassy
=> effusif cepat sekali
3. Komposisi kimia, hal ini dapat menunjukkan hubungan dan tipe
magma asal, kehadiran/tidaknya mineral tertentu.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-36
Kombinasi antara komposisi mineral dan tekstur, dapat dibedakan :
Jumlah relatif antara mineral mafiks dan felsik
Kuarsa
Unsaturated minerals
Macam mineral mafiks
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-37
Gambar II. 4. Comparison Chart For Visual Percentage Estimation (AfterTerry and Chilingar, 1955).
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
II-38
Tabel II 3. General character and organization of principal igneous rocks (Wiiliam, Turner, & Gilbert, 1982)
Chapter 5Oversaturated rocks; Cl – 0 to 40
Alkali plagioklasfeldspar An 10-30
Chapter 4Saturated rocks; Cl – 0 to 40
Alkali plagioklasfeldspar An 30-50
Chapter 3Saturated and undersaturated;
Cl usually > 40plagioklas An 50-100
Chapter 8undersaturated;Cl – 90 to 100
plagioklas 0-10%
Alkaligranite
Syenite Monzonite Diorite
GabbroNoriteTroctoliteAnorthositeMg and CaMg pyroxenitesAlkaline gabbro
Feldspatic peridotite'
Plut
onic
Quartzsyenite
Quartzmonzonite
Quartzdiorite
Vol
kani
c
Rhyolite Dacite Trachyte Latite AndesiteThoelitic basalts and diabasesAlkali olvine basalts
Hawaiitemugearite
Chapter 7Feldspatoidal rocks; Cl – low to mediumAlkali feldspar
Chapter 8Feldspatoidal rocks; Cl – low to highPlagioklas feldspar
lacking
Feldspatoidal syenite
Nepheline syenite shonkiniteSodalite syenit
Feldspatoidal gabbrosEssxiteTheraliteAnalcime diabase
IjoliteAlkaline pyroxenite
Phonolite
TrachyandesiteTrachybasalt
WyomingiteNepheliniteLimburgite
Chapter 8Miscellaneous ultrabasic rocks
Vol
cani
c or
quas
i-vo
lcan
ic
LamprophyresBiotite and hornblendelamprophyresCamptoniteMonchiquite
Melilite-rich rocksMeliliteAlonoite
CarbonatiteKimberlite
Nonfeldspathic peridotite (plutonic)Komatitite
Quartz > 20%
adamellite Tona
lite
Grano-diorite
Quartz 5-20%
UltrabasicBasicIntermediete
Acid
Plut
onic
Vol
cani
c
TephriteLeucities
Basanites
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-1
II.8. Klasifikasi Kimia
Pembagian klasifikasi batuan beku berdasarkan kimiawi:
a. SiO2 (keasaman) Asam> 66 % Intermediet(52 – 56) % Basa(45 – 52) % Ultrabasa< 45 %
b. Kejenuhan terhadap silika beku Saturated rocks Saturated rocks Under saturated rocks
c. Kandungan alumina dalam batuan beku
Per alumina 122
32
CaOONaOK
OAl
Metaluminous
122
32
ONaOK
OAl
CaOONaOK
OAl
22
32
Sub aluminous 122
32
ONaOK
OAl
Per Alkaline 122
32
ONaOK
OAl
d. Kandungan Fe, Mg mafic Leucocratic rocks< 30 % Mesocratic rocks(30 – 60) % Melanocratic rocks(60-90) % Hypermelanic rocks> 90%
II.9. KLASIFIKASI MODE
a. Batuan Ultrabasa dan Basa (plutonik & volkanik)
Berdasarkan Komposisi Mineral
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-2
Gabro (Gabbro)
Plagioklas, diopsidic augite, olivin, hornblende
Norit (Norite)
Plagioklas, hipersten (orto- Px), augit (tidak melimpah), olivin (tidak
melimpah)
Tractolit (Tractolite)
Dominan plagioklas dan olivin
Anorthosit (Anorthisite)
Kaya plagioklas (dominan), minor hipersten dan augit (sering dijumpai)
Piroksenit (Magnesian-Calcmagnesian Pyroxenite)
Mg-orto Piroksen dan atau Clino- Piroksen
Gambar II. 5. IUGS clasification of phaneritic (plutonic) rocks
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-3
Gambar II. 6. Klasifikasi batuan beku plutonik mafik (IUGS)
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-4
b. Batuan Beku Intermediate (jenuh silika)
TIPE VOLKANIK :
Andesit
Tekstur : porfiritik, pilotasitik, fenokris plagioklas dan mineral-mineral
mafik ;olivine, augit, hipersten, hornblende dan biotit,
andesit olivin (olivine andesite) andesit basaltik (basaltic andesite)Transisi
basalt tholeiitik, komposisi mineralogi penciri ; olivin dan labradorit
andesit piroksen (pyroxene andesite)
Dominan mineral mafik piroksen ; hipersten, augit melimpah zoning
plagioklas, andesit hornblende dan andesit biotit
hornblende and biotit andesite
Latit (latite = trachyandesite)
Tekstur : porfiritik, pilotasitik,
fenokris plagioklas (andesin atau oligoklas), sering dijumpai sanidin
atau anorthoklas menyelimuti plagioklas
piroksen ; diopsidic augite , aigerin-augit menyertai augit dalam tipe
alkali..
Trakhit (trachyte)
Tekstur trakhitik (trachytic texture), alkali felsdpart > 80 % (modal) ;
sanidin atau anorthoklas plagioklas (oligoklas atau andesin) olivin (fayalit),
clino-piroksen, amfobol dan biotit
trakhit piroksen (pyroxene trachyte)
dominan mineral mafik piroksen ; diopsidic px atau aegerin-augit,
sanidin dominan, plagioklas (andesin atau oligoklas), andesit
hornblende dan andesit biotit
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-5
hornblende and biotit trachyte
trakhit melimpah sanidin dan sedikit oligoklas, hornblende, biotit dan
diopsid
trakhit peralkalin (peralkaline trachyte)trakhit dominan mineral mafik ;
aegerin, reibekit, arfvedsonit (atau cossyrit) dan sedikit fayalit
keratophyres
plagioklas ; albit-oligoklas, reibekit/aegerin, clorit, epidot, uralit
TIPE PLUTONIK :
Diorit
Tekstur : tekstur granitik (hypidiomorfic granular), poikilitik dan kadang
porfiritik, fenokris plagioklas ; andesin atau oligoklas dan mineral-mineral
mafik utama ; hornblende dan biotit
diorit porfir (diorite porphyries)tekstur porfiritik dengan fenokris zoning
plagioklas,hornblende, biotit, kadang-kadang quartz dalam masa dasar
anhedral- granular.
mafic diorit (meladiorites, IUGS) CI tipikal diorit, tetapi mengandung
hornblende dan plagioklas ; andesit atau oligoklas, Komposisi SiO2 (45
%)
hornblendite
diorit dengan kendungan hornblende tinggi
Monzonit = syenodiorit
Tekstur : tekstur granitik (hypidiomorfic granular), myrmekite, poikilitik
dan kadang porfiritik, 1/3 Ftot< KF<2/3 Ftot, Qz < 5 %, fenokris plagioklas;
andesin atau oligoklas dan mineral-mineral mafik utama ; hornblende, biotit
dan augit (jarang)
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-6
monzonit porfir (maonzonite porphyries)
tekstur porfiritik dengan fenokris zoning plagioklas, orthoklas, perhite,
mineral mafik jarang, .............................................................................masa
dasar integrowthsodic plagioklas dan orthoklas, hornblende, augit,
biotit, apatit, spene
Syenit
Tekstur : tekstur granitik (hypidiomorfic granular), poikilitik dan kadang
porfiritik KF > 2/3 Ftot,`Qz < 5 %, fenokris plagioklas ; andesin atau
oligoklas dan mineral-mineral mafik utama ; hornblende dan biotit,
aegerin-augit, aegerin spene, apatit, zircon
alkali syenit (porfir)
KF tinggi =< 95 % Ftot, Qz < 5 %, orthoklas, mikroklin, albit atau
oligoklas, micro-perhite Qz, Foid , minor.
alkali lime syenit
high sodic plagioclase (5 - 30) % modal feldspar mineral mafik;
hornblende, biotit, diopsidik augit.
c. Batuan Beku Asam (lewat jenuh silika)high modal Qz > 20 %
Alkali feldspar
Tipe Plutonik
Tipe Volkanik
< 10 % FtotTonalitDasit
10 - 35 % FtotGranodiorit
> 35 % FtotGranit
Riolit
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-7
Gambar II. 7. Klasifikasi batuan beku plutonik
TIPE PLUTONIK : GRANIT, GRANODIORIT, TONALIT
Tekstur : tekstur granitik, subhedrl granular (hypidiomorfic granular), graphic
(micrographic), granophyre, myrmekite, porphyry high modal Qz > 20 % (anhedral)
orthoklas, mikroklin, plagioklas, muskovite Granit
Komposisi mineralogi ; orthoklas dan mikroklin, Qz, calkalkalin granit
mengandung biotit, hornblende, piroksen jarang
alkali granit mengandung amphibol ; hastingsit, riebeckit dan arfvedsonit ---
----(anhedral)
adamelit ------- Alkali Feld. 35 - 65 % Ftot
granophyre ---------- granophric tekxture
mineral mafik hedenbergite, fayalite dan dlm batuanperalkalin dijumpai
reibeckit
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-8
GRANODIORIT dan TONALIT
Qz > 20 %
KF < 10 % Ftot (Tonalit)
KF 10 - 35 % Ftot (Granodiorit)
mineral-mineral mafik biotit, hornblende
Felsik Tonalit = trondhjemite
plagioklas (andesin aatau oligoklas), Qz, dan KF dan biotit
kelimpahan sedikit.
TIPE VOLKANIK : Dasit dan Riolit (batuan volkanik asam)
Tekstur : porfiritik, afanitik atau glassy , aphrik, hylophitik Komposisi
mineral : Qz ( tridimit, kristobalit) fenokris plagioklas radialy fibrus
spherulites
dasit
fenokris ; plagioklas (lab- olig), Qz, sanidin, beberapa mineral mafik
piroksen, hornblende (cumingtonit), biotit masa dasar glas ...............
riolit..........................................................................................
potassic type..............................................................................
Sanidin, bipiramidal Qz, biotit, hornblende, diopsidic augit
sodic/peralkaline type................................................................
Sanidin, anarthoklas, albit , bipiramidal Qz
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-9
Gambar II. 8. Diagram Fase dari batuan beku asam (lewat jenuh silika)
d. Batuan Beku mafik felspathoid basa dan ultrabasa
e. Batuan Beku mafik & felsik feldspatoid
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-10
f. Batuan beku basa non-feldspathoid
Klasifikasi basalt normativ (yodar & tilley, 1962)
1. tholeiit
(a). thileiit lewat jenuh (oversaturated tholeiite) normativ quartz dan
hipersten
(b). tholeiit jenuh (saturated tholeiite) normativ hipersten
2. tholeiit olivin tak jenuh (undersaturated olivine tholeiite)
normativ hipersten dan olivin
3. tholeiit olivin (olivine tholeiite)/ basalt olivin (olivine basalt)
normativ olivin
4. basalt olivine alkali (alkali olivine basalt)
normativ olivine dan nefelin
5. Basanit (basanite)
normatif olivin dan nefelin
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-11
Gambar II. 9. Klasifikasi batuan beku basal tetrahedon (Yoder & Tilley, 1962)
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-12
Gambar II. 10. Reaksi seri bowen
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-13
Gambar II. 11. Klasifikasi batuan beku IUGS
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-14
A B C
Gambar II. 12. Rhyolitic Pitchstones dengan Microlites dan Crystallites
A. Isle of Arran, Scotland. Diam. 1 mm. Phenocrysts of quartz, augite, and magnetite in aglassy matrix crowded with arborescent microlites of green hornblende, around which theglass is clear.
B. Meissen, Saxony. Diam. 2 mm. Phenocrysts of quartz with corroded outlines and conchoidalfractures, in a matrix of glass showing perlitic cracks. Trains of spherical crystallitesemphasize the fluidal banding.
C. Turtle Mountains, California. Diam. 1 mm. Hornblende and sanidine phen-ocrysts lie in amatrix of glass rich in spherical and hairlike crystallites.
A B C
Gambar II. 13. Tekstur batuan Beku
A. Subhedral granular texture in granodiorite. Diam. 3 mm. Benton Range, Mono County,California. Euhedral and subhedral crystals of green hornblende and brown biotite, the.latter containing inclusions of apatite and secondary sphene. Subhedral crystals ofplagioclase, and more poorly formed crystals of partially altered onhoclase (stippled), withclear, anhedral, interstitial patches of quartz.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-15
B. Porphyritic texture in mica lamprophyre. Diam. 2 mm. Boundary Butte, Navajo Reservation,Utah. Euhedral prisms of diopside and flakes of zoned biotite, in a matrix of altered sanidinemicrolites, opaque oxides, and calcite.
C. Anhedral granular texture in granite aplite. Diam. 3 mm. Near Wellington, Nevada.Interlocking anhedral grains of quartz, microcline, orthoclase, and albite, with accessoryhornblende and magnetite.
A B CGambar II. 14. Igneous Textures
A. Poikilitic texture in hornblende peridotite, Odenwald, Germany. Diam. 3 mm. A singlecrystal of hornblende encloses rounded granules ofserpentin-ized olivine and subhedralprisms of fresh diopside.
B. Ophitic texture in basalt, Kauai, Hawaiian Islands. Diam. 3 mm. Large plates of pigeonitepartly enclosing laths of labradorite, and granules of olivine marginally altered to iddingsice.
C. Subophitic texture in basalt, Medicine Lake, California. Diam. 2 mm. Crystals of augite partlyenveloping some of the feldspars and partly interstitial between them. One phenocryst andabundant small granules of olivine.
A B C
Gambar II. 15. Tekstur batuan Beku
A. Micrographic texture in granophyre, Rosskopf, Vosges, Germany. Diain. 2 mm. Cuneiformintergrowth of quartz and altered orthoclase. In lower part of section are granules ofmagnetite and flakes of hematite and lithium mica.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-16
B. Kelyphitic rims around green spinel in troccolite, Quebec. Diam. 2 mm. In upper part ofsection, green spinel is included in pyrope garnet; in lower part, the spinel is enveloped bya rim of anthophyllite and pale phlogopite, surrounded in turn by a radiating fibrousintergrowth of tremolite and actin-olite. These rims result from reaction between the spineland the labradorite that makes up the rest of the section.
C. Kelyphitic rim around olivine in gabbro, Quebec. Diam. 2 mm. The olivine is enclosed by ashell ofhypersthene, around which is a second shell composed of actinolite and greenspinel. The rest of the section consists of labradorite.
A B CGambar II. 16. Tekstur batuan Beku
A. Intergranular texture in picrite basalt, Kilauea, Hawaii. Diam. 2.5 mm. Corrodedphenocrysts of olivine rimmed with magnetite and hematite in an intergranular matrixcomposed of laths of labrodorite and interstitial grains of augite and pigeonite.
B. Intersertal texture in tholeiitic diabase, Northumberland, England. Diam. 2 mm. Augite andlabradorite occur in ophitic intergrowth; between them are irregular pools of dark-brownglass.
C. Hyaloophitic texture in basalt, Pedregal, Mexico. Diam. 2 mm. Olivine, green diopsidicaugite, and laths of labradorite lie in a matrix of dark, iron-rich glass.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-17
A B C
Gambar II. 17. Tekstur batuan Beku
A. Trachytic texture in trachyte, Castello d'lschia, Italy. Diam. 2 mm. Pheno-crysts of sanidineand of golden-yellow, oxidized aegirine-augite, in a fluidal groundmass of subparallelsanidine laths with intergranular aegirine-augite, aegirite, and iron oxides, plus accessoryapatite and sphene. Many triangular and polygonal spaces between the sanidine laths areoccupied in interserial fashion by analcite or sodalile.
B. Pilotaxitic texture in hypersthene andesite. Mount Rainier, Washington. Diam. 2 mm.Phenocrysts of hypersthene and labradorke, in a groundmass of andesine microlites withinterstitial cryptocrystalline material and specks ofaugite and iron oxides. The nuidalbanding is much less pronounced than in rocks of trachytic texture.
C. Hyalopilitic texture in pyroxene dacite, Weiselberg, northern Germany. Diam. 2 mm.Phenocrysts of labradorke, together with microlites of andesine-oligoclase and slenderprisms ofpigeonite of random orientation, in a matrix of clear brown glass.
A B C
Gambar II. 18. Basalts and Basaltic Andesite
A. Basaltic andesite, Paricutin, Mexico. Diam. 2.5 mm. Phenocrysts of olivine, some elongatedparallel to the base, and microlites oflabradorite in a vesicular matrix of black glass.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-18
B. Glomeroporphyritic olivine-augite basalt, Copco Dam, northern California. Diam. 2.5 mm. Acluster of bytownite and olivine phenocrysts lies in a groundmass of labradorite laths,granular augite, and interstitial black glass.
C. Olivine-augite basalt. Craters of the Moon, Idaho. Diam. 2 mm. From the vesicular, glass-rich crust of a recent pahoehoe flow. Small crystals of olivine, augite, and labradorite,accompanied by abundant granular opaque iron oxides, in a base of clear, brown glass
A B C
Gambar II. 19. Diabases
A. Tholeiitic diabase. West Rock, New Haven, Connecticut. Diam. 2 mm. Colorless pigeonite,marginally altered to serpentine; fresh ophitic plates of pale-brown augite; laths oflabradorite; granules of opaque minerals; and interstitial chloride material. Not shown inthis section, but found elsewhere in the sill from which this specimen came, are a littleinterstitial biotite and mici;o-pegmatite. \
B. Alkali olivine diabase, Pigeon Point, Minnesota. Diam. 3 mm. Laths of calcic labradorite;olivine; ophitic, purplish augite; opaque minerals; reddish-brown biotite; and chlorite.
C. Tholeiitic diabase, Pwllheli, North Wales. Diam. 3 mm. A single plate of subcalcic augite (2V== 40°) ophitically encloses calcic plagioclase, which is almost entirely altered to calciteand prehnite and heavily stippled with granular leucoxene. The opaque grains close to theedge of the section are composed ofexsolution intergrowths ofilmenite and magnetite; nearthe center are two round patches of talc and serpentine after olivine; near the lower edge isan area of calcite.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-19
A B C
Gambar II. 20. Differensiasi dalam Tholeiitic Diabase Sill, New Jersey
A. Specimen 3 m above the base. Diam. 3 mm. Composed of labradorile, cli-nopyroKenes, anda little hypersthene, ilmenite, and bioiite.
B. Olivine-rich specimen, 15 m above the base. Diam. 3mm. Consists ofolivine, ophiticpigeonite, labradorite laths, ilmenite, and, close together, accessory biotite andmicropegmatiie.
C. Specimen from upper part of sill. Diam. 3 mm. The chief constituents are pyroxene, alteredlabradorite, and iron-titanium oxides. Deuteric hornblende and biotite border the pyroxeneand oxides; patches of interstitial micropegmatite near center and right edge of section;prism of apatite adjoins upper-right edge.
A B
Gambar II. 21. Basalts
A. Mugearite, Isle of Skye, Scotland. Diam. 3 mm. Essentially composed of olivine, oligoclase,and iron oxide, with accessory augite, apatite, and orthoclase. The smaller olivines areelongated along [100], the larger ones, terminated by domes, are elongated along [001].
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-20
B. Picrile basalt, Kauai, Hawaiian Islands. Diam. 3 mm. Abundant large grains ofolivine,rimmed with iddingsite and magnetite, in an intergranular matrix ot labradorite laths,subhedral augite, and magnetite.
A B C
Gambar II. 22. Batuan Spilitic
A. Spililic diabase, Weilburg, Lahn, Germany. Diam. 2 mm. Cloudy laths of oligoclase in anintersertal matrix composed of chlorite, calcite, granular ilmenite, and leucoxene.
B. Amygdaloidal basalt. Coast Ranges, California. Diam. 2mm. Laths of cloudy oligoclase and afew of albite, with relic granules of augite, in a matrix of chlorite, calcite, ilmenite, andleucoxene. Amygdules filled by calcite and chlorite.
C. Variolitic basalt, Mount Tamalpais, California. Diam. 2 mm. Specimen from a pillow sill.Subradiating laths of albite and slender prisms of augite, in a groundmass of calcite,chlorite, and leucoxene. Amygdules of calcite and chlorite.
A B CGambar II. 23. Gabbros dan Troctolite
A. Gabbro, Volpersdorf, Saxony. Diam. 3 mm. Labradorite and diallage are the chief primaryminerals; the latter shows kelyphitic fringes of tremolite. The remainder consists ofserpentine and talc.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-21
B. Gabbro, Glen More ring dike, Mull, Scotland. Diam. 3 mm. Chiefly composed of labradorueand augite ophitically intergrown. Accessory constituents include serpentinized olivine,needles of apatite, flakes of biotite bordering plates of ilmenite, and, in the upper-leftportion, a micrographic patch of quartz and K-feldspar.
C. Troctolite, Volpersdorf, Saxony. Diam. 6 mm. Essentially an olivine-labra-dorite rock. Theolivine is almost entirely converted to serpentine, and the surrounding feldspar is criss-crossed by expansion cracks. Accessory augite is partly embedded in the feldspar and alsoforms fringes around the olivine.
A B CGambar II. 24. Norites dan Ferrogabbro
A. Olivine norite, Aberdeen, Scotland. Diam. 3 mm. All the visible hypersthene is opticallycontinuous; it encloses grains of olivine and is intergrown ophit-ically with calcic labradorite.Iron ore and biotite are accessory constituents.
B. Ferrogabbro, Iron Mine Hill, Rhode Island. Composed of labradorite, iron-rich olivine, andopaque oxides containing specks of green spinel. The opaque grains are exsolutionintergrowths of magnetite and ilmenite.
C. Quartz norite, Sudbury, Ontario. Diam. 3 mm. Around the large hypersthene crystals arereaction rims of green hornblende and brown biotite. Biotite also envelops accessory ironoxides. The rest of the rock is composed ofsubhedral laths of labradorite and anhedralquartz. Elsewhere, but not shown here, bluish-green arfvedsonite forms fringes aroundsome of the hornblende.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-22
A B
Gambar II. 25. Tipe Adirondack Anorthosite
A. Anorthosite, Frontenac County, Quebec. Diam. 1 cm. An anhedral granular intergrowth oflabradorite and accessory green hornblende.
B. Andesine anorthosite from same locality. Diam. 1 cm. Interlocking anhedra of calcicandesine; large crystal of corundum fringed with iron oxide, green spinel, talc, andclinozoisite.
A B C
Gambar II. 26. Andesites
A. Pyroxene andesite, Crater Lake, Oregon. Diam. 3 rnm. Phenocrysts of zoned. labradorite-andesine, with inclusions of glass and ofhypersthene and augite, in a groundmasscomposed of oligoclase microlites, specks of opaque oxide and pyroxene, and interstitialcryptocrystalline material.
B. Hornblende andesite. Black Butte, Mount Shasta, California. Diam. 3 mm. Phenocrysts ofoxyhornblende, pleochroic from gold to russet, fringed with granular magnetite; also
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-23
phenocrysts of zoned labradorite. Pilotaxitic groundmass of microlitic andesine andinterstitial cryptocrystalline material stippled with magnetite and fumarolic hematite.
C. Hornblende andesite, Stenzelberg, Siebengebirge, Germany. Diam. 3 mm. The hornblendephenocrysts are completely replaced by granular opaque oxides and augite. These, togetherwith phenocrysts of diopsidic augite and calcic andesine, lie in a cryptocrystallinegroundmass.
A B C
Gambar II. 27. Diorite-Tonalite Spectrum
A. Hornblende diorite, near Stockholm, Sweden. Diam. 3 mm. Roughly equant subhedralcrystals ofandesine-oligoclase; a little microcline, hornblende, and biotite; accessory ironoxides, apatite, and sphene.
B. Felsic tonalite (trondhjemite), Castle Towers batholith, British Columbia. Diam. 2.5 mm.Main constituent is oligoclase showing oscillatory zoning and borders of myrmekile; next inabundance is quartz, then orthoclase. Accessory constituents are biotite, apatite, ironoxides, and sphene.
C. Tonalite, Adamello, Italy. Diam. 2.5 mm. Subhedral and euhedral zoned crystalsofandesine-oligoclase, locally rimmed with orthoclase; anhedral patches of quartz; greenhornblende and brown biotite; allanite partly fringed with epidote (lower right); accessorymagnetite, apatite, and sphene.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-24
A B C
Gambar II. 28. Monzonites and Plagioclase-Rich Granite (Adamellite)
A. Monzonite, Monzoni, Tyrol, diam. 2.5 mm. Euhedral laths of andesine; anhedral, turbidsodic orthoclase, and a little interstitial quartz. Diopsidic augite, partly bordered by greenhornblende and brown biotite. Accessory minerals are opaque oxides, apatite, and sphene.
B. Quartz-bearing hornblende monzonite, Pine Nut Range, Nevada. Diam. 2.5 mm. Euhedralcrystals of andesine, large anhedra of altered orthoclase, and smaller ones of quartz. Darkconstituents are hornblende, sphene, ahd opaque oxides. Accessory needles of apatite.
C. Granite (adamellite), Shap Fell, Westmorland, England. Diam. 2.5 mm. Euhedral, alteredcrystals of oligoclase; anhedral quartz and slightly altered orthoclase. The Hakes of biotiteshow alteration to chlorite with liberation of secondary sphene. Accessory constituents areprimary sphene, apatite, Huor-ite (near center), and allanite (near bottom).
A B C
Gambar II. 29. Syenites
A. Quartz-bearing syenite (nordmarkite), Oslo, Norway. Diam. 2.5 mm. Large crystals ofmicroperthite, locally veined and fringed with albite; a little quartz and biotite; accessoryopaque oxides, zircon, and sphene.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-25
B. Syenite, Ymir, British Columbia. Diam. 3 mm. The main constituents are biotite, uralitizedaugite and altered orthoclase. Minor constituents are small euhedral andesines and apatite.
C. Alkali syenite, Cilaor, Reunion Island. Diam. 2.5 mm. The feldspar is altered perthite; andthere is a little interstitial quartz. The mafic minerals are aegi-rine-augite (palest), aegirine(darkest), and barkevikitic hornblende,
A B C
Gambar II. 30. Porphyries
A. Pneumatolyzed granite porphyry, Cornwall, England. Diam. 5 mm. Euhedral phenocrysts ofquartz and altered perthite in a microgranular groundmass of tlie same mineralsaccompanied by abundant muscovite, topaz (near top), fluorite (right edge), and twogenerations of tourmaline.
B. Granodiorite porphyry, Paiyenssu, northwestern Yunnan, China. Diam. 3 mm. Large crystalsof quartz and calcic oligoclase, with smaller ones of hornblende and biotile, in amicrogranular matrix of quartz and alkali feldspar with accessory sphene and epidote.
C. Hornblende diorite porphyry, Carrizo Mountain laccolith, northeastern Arizona. Diam. 3 mm.Phenocrysts ofandesine, partly altered to calcite and clay minerals, and of greenhornblende, some of which are twinned on the front pinacoid. The groundmass consistschiefly of microgranular feldspar with minor quartz and accessory grains of apatite andzircon. This rock might also be called and/site porphyry.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-26
A B C
Gambar II. 31. Granites
A. Hornblende "granite," Plauen, near Dresden, Saxony. Diam. 3 mm. Composed of greenhornblende, orthoclase, oligoclase, and quartz, with accessory magnetite, apatite, sphene,and allanite. Note that some of the oligoclase is enclosed poikilitically by hornblende andorthoclase, and, left of center, there is a little myrmekite at the contact between twoorthoclase crystals. With decreasing quartz, the rock grades into syenite.
B. Biotite granite, Rockport, Maine. Diam. 3 mm. Euhedral and subhedral crystals ofniicrocline-perthite; strained anhedral crystals of quartz. Two generations of biotite; theearlier in large flakes; the later in radiating tufts occupying cracks and veins. The laterbiotite is darker and richer in iron and is associated with pneumatolytic fluorite.
C. Peralkaline riebeckite-aegirine granite, Quincy, Massachusetts. Diam. 3 mm. Euhedral andsubhedral crystals ofmicroperthile, and anhedral quartz; dark constituents are riebeckite,aegirine, and allanite.
A BGambar II. 32. Peralkaline Granite Porphyry
A. Riebeckite granite porphyry, Lake Brunner, New Zealand. Diam. 3 mm. Phenocrysts ofquartz and sodic orthoclase (latter not shown), in a graphic groundmass of the same twominerals accompanied by acicular riebeckite.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-27
B. Riebeckite granite porphyry, Ailsa Craig, Scotland. Diam. 2 mm. Essentially composed ofsodic orthoclase with interstitial riebeckite and quartz.
A B C
Gambar II. 33. Pneumatolyzed Granites
A. Tourmalinized granite, Cornwall, England. Diam. 3 mm. Clusters of radiating blusih-greentourmaline needles, some of them bordering a corroded phenocryst of primary browntourmaline. The remainder of the rock consists of microperthite and quartz, the latterinvading the former. At the upper right are several tourmaline needles that terminateagainst a ghost boundary which marks the edge of a vanished quartz or feldspar crystal.
B. Greisen, Geyer, Erzgebirge, Germany. Diam. 5 mm. Composed of topaz, lithium mica, anddusty quartz.
C. Greisen, Grainsgill, Cumberland, England. Diam. 3 mm. Composed essentially of quartz andmuscovite, with accessory rutile, apatite, and arsenopyrite. The large flakes of muscoviteare relics from the original granite; the plumose muscovite is secondary after orthoclase;the minute, densely packed scales of muscovite are secondary after plagioclase. Otheraccessory minerals in this rock, not shown, are tourmaline and molybdenite.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-28
A B C
Gambar II. 34. Granite and Granodiorites
A. Biotite granite, Conway, New Hampshire. Diam. 3 mm. The feldspars are micropenhite andaltered oligoclase; quartz is anhedral. Dark minerals are biotite, allanite, and a littlemagnetite. Two crystals of apatite near center.
B. Hornblende-biotite granodiorite, Yosemite, California. Diam. 3 mm. Approximately half therock consists of normally zoned plagioclase (Anso-zo), and a quarter of quartz. Theremainder is composed ofperthite, hornblende, and biotite, with accessory magnetite.
C. Basic inclusion in granodiorite from the same locality. Diam. 3 mm. Richer in hornblende,biotite, plagioclase, sphene, and apatite, but poorer in quartz and potassic feldspar than theenclosing rock.
A BGambar II. 35. Tonalites
A. Tonalite, Adamello, Italy. Diam. 2.5 mm. Subhedral and euhedral zoned crystals ofandesine-oligoclase, locally rimmed with orthoclase; anhedral patches of quartz; greenhornblende and brown biotite; allanite partly fringed with epidote (lower right); accessorymagnetite, apatite, and sphene.
B. Felsic tonalite (trondhjemite). Castle Towers batholith, British Columbia. Diam. 2.5 mm.Main constituent is oligoclase showing oscillatory zoning and borders of myrmekite; next in
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-29
abundance is quartz, then orthoclase. Accessory constituents are biotite, apatite, iron oxide,and sphene.
A B C
Gambar II. 36. Granite Pegmatites
A. Garnetiferous fine-grained pegmatite, Pala, California. Diam. 2 mm. Composedofspessartine, lithium mica, albite, microcline, quartz, and a little deep-blue tourmaline.
B. Tourmaline pegmatite, Pala, California. Diam. 2 mm. Large crystals of colorless elbaite,scattered in a matrix of lithium mica, albite, and quartz.
C. Tourmalinized pegmatite, Tuolumne Canyon, Yosemite, California. Diam. 2 mm. Largecrystal of zoned blue tourmaline; abundant granulated quartz and strained microcline;accessory muscovite and spessartine.
A B C DGambar II. 37. Granite-Gabbro Reaction Series, Lake Manapouri, New Zealand
A. Granite, diam. 3 mm. Composed mainly of microcline-perthite, quartz, albite, and biotite.The dark clot is a gabbro relic now composed of biotite, sphene-rimmed opaque oxide, andacicular apatite.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-30
B. Transitional rock. Diam. 3 mm. The constituents, in order of abundance, are oligoclase,biotite, orthoclase, hornblende, quartz, sphene, apatite, epidote, and iron oxide. In thisspecimen most of the hornblende of the original gabbro has been replaced by biotite.
C. Transitional rock, nearer the gabbro contact. Diam. 3 mm. ChieHy andesine andhornblende, the latter in process of replacement by biotite. Iron oxide partly replaced bysphene, abundant apatite, and a little quartz and epidote.
D. Metagabbro. Diam. 3 mm. Least-altered material. Only difference from unaltered gabbro isthe presence of a little introduced quartz. Bulk of rock consists of andesine and hornblende,with accessory epidote, sphene, while mica, chlorite, and opaque oxide.
A B C
Gambar II. 38. Dacites
A. Hyalodacite, near Lassen Peak, California. Diam. 3 mm. Phenocrysts of glass-charged,zoned andesine, quartz, green hornblende, biotke, and hyper-sthene, in a glassygroundmass stippled with crystallites.
B. Basic inclusion in dacite, Lassen Peak, California. Diam. 3 mm. Laths of labradorite andcalcic andesine, and prisms of reddish-brown oxyhornblende largely replaced by magnetiteand hematite. Interstitial colorless glass and cristobalite; some of the latter also occurs inspheroids.
C. Pumiceous dacite obsidian. Rock Mesa, near Three Sisters, Oregon Cascades. Diam. 2 mm.Microphenocrysts ofhypersthene and corroded, glass-charged andesine, in a matrix ofcolorless vesicular glass.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-31
A B C
Gambar II. 39. Rhyolite and Dacites
A. Rhyolite, Climax, Colorado, diam. 4 mm. Phenocrysts of quartz, orthoclase, oligoclase, andbiotite, in a cryptocrystalline base stippled with minute flakes of white mica, larger, spongygranules of topaz, and (lower right) grains of fluorite and pink garnet.
B. Dacite, Sidewinder Mountain, near Barstow, California. Diam. 3 mm. Corroded phenocrystof quartz; other phenocrysts of andesine and of resorbed biotite and hornblende.Groundmass composed chiefly of quartz and K-feld-spar (microfelsite). The feldspar ispartly altered; piedmontite clusters occur inside the porphyritic andesine; and smallerspecks are visible inside the hornblende and biotite crystals as well as in the felsiticgroundmass.
C. Tridymiie-rich hypersthene dacite. Crater Lake, Oregon. Diam. 3 mm. Phenocrysts ofhypersthene rimmed with magnetite and hematite resulting from fumarolic oxidation; alsophenocrysts of andesine. Cryptocrystalline ground-mass stippled with hematite dust;irregular patches of tridymite with characteristic fan-shaped twins.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-32
A B C
Gambar II. 40. Rhyolites
A. Rhyolite pitchstone, near Shoshone, California. Diam. 2.5 mm. Phenocrysts of brownish-green hornblende and of andesine, in a base of banded glass showing perlilic cracks andabundant curved crystallites.
B. Spherulitic biotite rhyolite, Apati, Hungary. Diam. 3 mm. Phenocrysis of quartz, sanidine,andesine, and reddish-brown biotite in a devitrified spher-ulitic groundmass containingamygdules of opal and radiating chalcedony.
C. Sodic rhyolite (pantellerite), Santa Rosa, California. Diam. 2 mm. Phenocrysts of sodicsanidine or anorthoclase, corroded quartz, and deep-brown enig-matite. Groundmass ofquartz and sanidine with needles and mosslike patches of arfvedsonite, subordinate needlesof aegirine, and anhedral specks of enigmatite. In other specimens from this locality therhyolite contains abundant opal and tridymile lining pores.
A B CGambar II. 41. Phonolites
A. Mafic pseudoleucite phonolite, Bearpaw Mountains, Montana. Diam. 3 nini. Phenocrysts ofpseudoleucite composed of sanidine, cloudy zeolites, and a little nepheline; also of biotite
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-33
and diopsidic augite, the latter partly fringed with aegirine. Groundmass consists chiefly ofaegirine needles, biotite, and anhedral sanidine.
B. Nosean phonolite, Wolf Rock, Cornwall, England. Diam. 2 mm. Phenocrysts of sanidine andzoned nosean, in a groundmass of euhedral nepheline, aci-cular aegirine, a few sanidinemicrolites, and a little interstitial turbid anal-cinie.
C. Aegirine phonolite. Lead, South Dakota. Diam. 2 mm. Kuhedral neplielines and poikiliticpatches of aegirine, in a matrix composed mainly of sanidine microlites.
A B C
Gambar II. 42. Ultramafic Rocks
A. Melilitite, Ellioll County, Kentucky. Diam. 3 nun. Partly serpeiilini/ed phen-ocrysisofolivine,flakes of pale-brown phlogopite, plates of melilite with clear rims that polarize in ultra-blue,granules of perovskite and chromite, and, near top of section, a grain of pyrope garnet witha reaction rim. The dense matrix consists of iron oxide, perovskite, antigorite, and calcite,some of which is coarse grained and fills irregular pores.
B. Lherzolite, Haute Garrronne, France. Diam. 3 mm. Diallage (at bottom), bron-zite, andgranular olivine, with accessory green spinel (upper right) and picotite (lower right).
C. Pyroxenite, Hope, British Columbia. Diam. 3 mm. Approximately equal amounts of orthopyroxene and diopsidic augite. Some of the former contains lamellar inclusions ofclinopyroxene. A little poikilitic hornblende (near lop of section) and pyrrhotke.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-34
BAB IIIBATUAN PIROKLASTIK
III.1. TEKTONIK DAN PEMBENTUKAN GUNUNGAPI
Proses pembentukan gunungapi awalnya terjadi dari suatu tumbukan antar
lempeng terutama untuk lempeng benua dengan lempeng samudera dan
lempeng samudera dengan lempeng samudera, daerah pemekaran dan hot spot.
Pada umumnya proses pembentukan gunungapi dapat dibedakan dari
kedudukan tektonik lempengannya, yaitu:
1. Daerah pemekaran
Daerah pemekaran yang disebut juga sebagai daerah divergen disebabkan
karena adanya aktifitas tektonik yang menghasilkan pemekaran pada
lempeng samudera. Magma keluar melalui celah pada daerah lemah dan
membentuk punggungan.
Pemekaran ini menghasilkan sifat magma berupa umafik hingga ultramafik.
Sifat magma yang cenderung basa dikarenakan mantel dari lempeng
samudera sendiribersifat basa hingga ultrabasa. Tipe batuan yang
dihasilkan bersifat basa. Pada kerak kontinen juga dapat terjadi proses
pemekaran dan menghasilkan tipe batuan dengan sifat batuan dengan sifat
basa sama dengan magma yang keluar dari pemekaran kerak samudera.
2. Daerah penunjaman
Daerah ini terjadi penunjaman salah satu lempeng atau dengan sebutan
daerah konvergen. Umumnya lempeng samudera menyusup dibawah
lempeng samudera mempunyai berat jenis yang lebih besar dari pada berat
jenis lempeng benua. Daerah ini dapat menghasilkan sifat magma yang
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-35
beragam mulai dari asam hingga basa. Variasi sifat magma ini dipengaruhi
dari sudut penunjaman saat proses tumbukan lempeng samudera dengan
lempeng benua. Semakin kecil sudut penunjaman maka akan menghasilkan
magma yang bersifat asam sementara semakin besar sudut penunjaman
maka akan menghasilkan magma yang bersifat basa.
3. Hot spot (Intraplate volcanism)
Pembentukan gunungapi dari aktifitas hot spot dikarenakan adanya
terobosan magma dari atmosfer menuju ke lithosfer dan pada bagian bawah
kerak lithosfer magma ini melewati celah yang mempunyai kedudukan
lateral. Komposisi magma bila keluar di lempeng samudera akan bersifat
basa, hal ini sama dengan produk magma yang keluar dari pemekaran
lempeng samudera, bila magma keluar di kontinen maka sangat
berpotensial menjadi magma yang bersifat sama.
Pembentukan gunungapi daerah ini berbeda dengan proses pemebntukan
daerah subduksi dan pemekaran, karena daerah ini mempunyai pusat
magma yang tetap.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-36
Gambar III. 1. Proses tektonik dan vulkanisme
Volcanisme pada setiaptatanan tektonik
Volcanisme Pada Volcanic Arc bataskontinental aktif
volcanisme pada intraplit(hotspot)
volcanime pada zona subduksibusur kepulauan
volcanime pada pusatpemekaran tengah samudera
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-37
III.2. PRODUK ERUPSI GUNUNGAPI
Batuann piroklastik merupakan batuan yang dihasilkan oleh erupsi gunung api
dengan ciri-ciri yang khas. Untuk mempelajari material piroklastik, terlebih
dulu kita harus memahami tentang aktivitas vulkanisne baik proses maupun
produknya. Pemahanan itu secara umum meliputi pemahaman tentang :
1. Erupsi gunung api.
2. Material hasil aktivitas gunung api.
Gambar III. 2. Produks erupsi vulkanik
1. Erupsi Gunung Api
Menurut Muzil Anwar, 1981 erupsi gunung api adalah suatu manifestasi gejala
vulkanisme ke arah permukaan atau suatu aspek kimiawi dari perpindahan
energi ke arah permukaan yang tergantung pada kandungan energi dalam
dapur magma yang mencakup panas sewaktu pendinginan magma dan
tekanan gas selama pembekuan/ pendinginan.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-38
Sehingga dapat disimpulkan bahwa erupsi gunung api merupakan gejala awal
munculnya gunung api baru atau aktifnya gunung api lama.
Sifat erupsi gunung api dapat terjadi karena adanya tekanan dari dalam bumi
yang cukup besar sehingga mampu mengalahkan tekanan beban diatasnya.
Berdasrkan sumber kejadiannya erupsi vulkanik dibedakan (Fisher, 1984) :
1. Erupsi piroklastik
Erupsi yang terjadi akibat kegiatan magma itu sendiri. Jadi prosesnya
berkisar dari pemisahan gas (degassing) dari fase magma, naiknya
tekanan ruang magma hingga melebihi tekanan beban sumbat
gunungapi sampai terjadi ledakan/erupsi.
2. Erupsi hidrovulkanik
Erupsi ini lebih kompleks dari erupsi piroklastik. Eruspsi hidrovolkanik
sistem magmatik berinteraksi erat dengan lingkungan sehingga
menghasilkan suatu rangkaian proses yang rumit dan terjadi dalam
waktu yang relatif sangat singkat.
Erupsi hidrovulkanik secara umum didefinisikan sebagai erupsi yang
terjadi karena kontak antara air dan magrna. namun demikian, adanya
kontak antara air dan magma belum tentu menimbulkan letusan. Dalam hal
ini ada beberapa syarat agar adanya kontak antara air dengan magma
tersebut menghasilkan letusan, yaitu :
Proses Superheating
Yaitu proses pemanasan air oleh magma atau sumber panas lain seperti
aliran lava, aliran piroklastik dan sebagainya. Superheating
menyebabkan pondidihan air yang menghasilkan penguapan total di
seluruh bagian air yang terpanaskan. Penguapan ini disertai ekepansi
gelombang gas, sehingga tekanan gas naik dengan cepat.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-39
Hasil akhir dari rangkaian proses ini adalah kenaikan tekanan yang
dapat menimbulkan ledakan sebagai reaksi keseluruhan sistem untuk
mencapai kesetimbangan.
Lapisan Penahan.
Proses superheating akan menghasilkan tekanan tinggi bila kenalkan
suhu berada pada kondisi isovolume. Kondisi semacam ini bisa dicapai
bila air berada pada tempat dengan volume ruang yang konstan, Di
alam tempat tersebut terjadi bila air berada dalam lapisan porous
impermeabel. Bila tekanan yang dihasilkan melampaui besamya tekanan
litostatis lapisan penahan maka akan terjadi letusan.
Perbandingan Air dengan Magma.
Timbulnya lotuean hidrovulkanik dikontrol oleh perbandingan air dan
magma. Yang berpengaruh pada jumlah pemanasan dan derajat
fragmentasi yang dihasilkan oleh peralihan energi. Perbandingan air
dengan magma terlalu besar menyebabkan superheating tidak
berlangsung sempurna sehingga hanya diperoleh energi yang kecil.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-40
Gambar III. 3. Sketsa mekanisme erupsi hidrovolkanik (Djoko, 1985)
2. Material hasil aktifitas gunungapi
Secara umum produk dari erupsi gunungapi bisa dibedakan atas:
a. Gas Volkanik
Pada waktu erupsi gas dikeluarkan dalam jumlah besar dengan gaya yang
kuat. Gas-gas tersebut dihasilkan oleh proses degassing sebelum terjadi
erupsi. Menurut "Volcanoes" gas-gas yang dikeluarkan oleh erupsi gunung
api biasanya berupa campuran uap air, hidrogen, karbonmonooksida,
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-41
karbondioksida, hidrogen sulfida, sulfur dioksida, sulfur trioksida, klorin
dan asam klorida, dalam berbagai proporsi. Untuk mengidentifikasi gas-gas
yang dikeluarkan suatu gunung api saat erupsi sangat sulit dilakukan,
karena biasanya gas-gas tersebut telah bereaksi dengan udara. Namun dari
baunya dapat diperkirakan gas-gas yang dominan keluar saat erupsi adalah
gas-gas belerang seperti SO2 dan H2S.
b. Aliran Lava.
Lava adalah magma yang keluar dari permukaan bumi. Tingkat keenceran
lava akan mempengaruhi morfologi dari aliran lava yang dibentuknya.
Lava dengan viskositas rendah akan meleleh dengan pelamparan luas tapi
tidak tebal. Sedang lava yang agak kental maka pemekarannya berjalan
lambat dengan penyebaran tidak begitu luas tapi sangat tebal. Lava kental
akan membentuk morfologi "volcanic dome" yaitu penimbunan ke atas dari
celah ke sisi tebing. Dan jika magmanya sangat kental akan membentuk
"plug dome".
Aliran lava bisa terjadi jika lava yang keluar saat erupsi adalah lava encer
atau sangat encer. Kadang-kadang pada aliran lava dijumpai suatu lapisan-
lapisan yang dibentuk oleh adanya perbedaan fase pembekuan lava
tersebut.
Bantuk-bentuk dan struktur hasil penbekuan lava memiliki ciri-ciri berbeda
tergantung sifat-sifat lavanya. Untuk lava yang membeku didarat, bentuk
dan strukturnya dipengaruhi oleh jarak aliran dan viskositasnya, antara
lain:
Lava Pahoe-hoe.
Dicirikan oleh bentuk yang terlipat-lipat pada permukaar.ya. Bentuk inl
terjadi oleh adanya aliran atau gerak lava di bawah bagian yang
membeku. Biasanya terjadi pada lava basalt dengan viskositas rendah.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-42
Lava AA
Dicirikan oleh permukaan yang tidak teratur, runcing-runcing dan
permukaan kasar. Permukaan runcing ini terbentuk oleh pecahan
permukaan lava saat pembekuan. Lava AA bisa terbentuk dari
kelanjutan pembentukan lava pahoe hoe atau tanpa melalui fase lava
pahoe hoe.
Lava Blok.
Dibedakan dari lava AA karena bentuk yang sudah lebih teratur dan
mempunyai permukaan yang halus. Pembetukan blok-blok pada jenis
ini juga dipengaruhi oleh pemecahan permukaan lava yang sedang
membeku pada aliran lava (autobreksiasi).
Komposisi lava ini adalah lebih silikaan dan lebih kental dari komposisi
yang membentuk lava AA, sehingga hasil autobreksiasinya lebih teratur
dan halus permukaannya dalam bentuk blok-blok.
Untuk aliran lava bawah laut dibatasi oleh tekanan air sehingga
keenceran lava dapat terpelihara yang mengakibatkan aliran lebih jauh
dan lebih tipis dibanding aliran lava darat.
c. Volkaniklastik
Merupakan seluruh material lepas yang dibentuk oleh proses
fragmentasi, dihamburkan oleh berbagai macam agen transportasi,
diendapkan pada berbagai lingkungan atau tercampur dengan fragmen
non volkanik.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-43Gambar III. 4. Proses vulkanisme
VOLCANICERUPTION
3
EFFUSIVE
Lava flows(Syn-Volcanic
4
EXPLOSIF
Mass flow suspensiontraction
Pyroclasticflow deposit
Pyroclasticsurge deposit
Pyroclasticfall deposit
Coherent lava(or intrusion) Autoclastic
deposit
WeldedNon welded Non welded
WeldedNon welded
4
RESEDIMENTATION
Mass flow suspensiontraction
Resedimended (syn-eruption) volcaniclastic deposits
4
WEATHERING, EROSION,REWORKING AND (POST-ERUPTIVE) RESEDIMENTATION
Mass flow suspensiontraction
Volcanogenic sedimentary deposits
Encircled number:relevant part of guideBoxes: processItalics: deposit
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-44
III.3. ENDAPAN KLASTIKA GUNUNGAPI
Berdasarkan pengertian tersebut maka istilah vulkaniklastik mencakup
bermacam-macam batuan vulkanik, yaitu:
a. Material Piroklastik
Akumulasi material piroklastik atau sering pula disebut sebagai tephra
merupakan hasil banyak proses yang berhubungan dengan erupsi vulkanik
tanpa memandang penyebab erupsi dan asal dari materialnya. Fisher, 1984
menyatakan bahwa fragmen piroklastik merupakan fragmen "seketika"
yang terbentuk secara langsung dari proses erupsi vulkanik. Material
piroklastik saat dierupsikan gunung api memiliki sifat fragmental, dapat
berujud cair maupun padat. Dan setelah menjadi massa padat material
tersebut disebut sebagai batuan piroklastik.
b. Material Hidroklastik
Material ini dihasilkan oleb suatu erupsi hidrovulkanik yakni erupsi yang
terjadi karena kontak air dengan magma.
Berdasarkan cara transportasi sebelum diendapkan, akumulasi material
hidroklastik dapat dibedakan menjadi 2, yaitu:
- Endapan Hidroklastik Jatuhan
Endapan hidroklastik jatuhan adalah endapan yang terjadi dari
akumulasi material hidroklastik yang dilemparkan dari pusat erupsi
ke udara dan kemudian jatuh di tempat pengendapannya. Cara
transportasi material hidroklastik jatuhan dapat dibedakan menjadi 2
yaitu transportasi gerak peluru (trajectory) dan turbulensi awan
erupsi.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-45
- Endapan Hidroklastik Aliran.
Endapan ini terjadi dari akumulasi material hidroklastik yang
terlempar dari pusat erupsi, kemudian bergerak sepanjang
permukaan bumi menuju tempat pengendapannya.
c. Material Autoklastik
Material ini di alam dijumpai sebagai breksi vulkanik autoklastik yaitu
bentuk fragmentasi padat karena letusan gas-gas yang ada di dalamnya
karena oleh penghancuran lava (Wright, 1963 vide Willard, 1968). Jadi
material ini merupakan gesekan oleh penghancuran lava sebagai hasil dari
perkembangan lanjut dari pembekuan.
d. Material Alloklastik
Material ini sering disebut sebagai breksi vulkanik alloklastik yaitu breksi
yang dibenbuk oleh fragmentasi dari beberapa batuan "preexisting" oleh
proses vulkanik bawah permukaan (Wright; 1963 vide Willard; 1968). Jadi
proses breksiasi dari batuan ini terjadi di dalam gunung api baru kemudian
ekstrusion sebagai aliran breksi. Breksiasi inl mungkin dihasilkan oleh
pengembangan gas atau oleh runtuhnya gunung api yang kemudian
terbentuk rongga-rongga dan akhirnya diikuti erupsi. Aliran breksi pada
tipe ini terjadi pada derajat kemiringan dan bergerak dari gunung api
dengan media air menjadi lahar. Proses yang seperti ini mengakibatkan
batuan ini sukar dibedakan dengan breksi laharik. Ciri dari breksi ini
adalah ketebalannya yang besar dan tidak berlapis, material penyusunnya
sangat kasar dan tidak tersortasi. Fragmen mempunyai ukuran beraneka
ragam, heterolitologi. Fragmen pumis, skoria dan batuan afanitik jarang
dijumpai.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-46
e. Material Epiklastik.
Material ini merupakan hasil dari pelapukan dan erosi dari batuan
vulkanlk dan umumnya bukan merupakan hasil vulkanisme yang seumur.
Karena endapan epiklastik ini merupakan hasil proses rework dan telah
mengalami transportasi maka pada umumnya fragmen-fragmennya lebih
rounded dan material piroklastik maupun hidroklastik. Fragmen-fragmen
tersebut; dapat terbentuk oleh proses-proses non vulkanik atau proses
epigenik sehingga membentuk modifikasi butiran yang agak membulat.
Material epiklastik di alam sering dijumpai sebagai breksi laharik.
III.4. TIPE ENDAPAN PIROKLASTIK
Endapan piroklastik menurut Mc Phie et al (1993) adalah endapan
volkaniklastik primer yang tersusun oleh partikel (piroklas) terbentuk oleh
empsi yang eksplosif dan terendapkan oleh proses volkanik primer (jatuhan,
aliran, surge). Proses erupsi ekplosif yang terlibat dalam pembentukan endapan
piroklastik meliputi tiga tipe utama yaitu : erupsi letusan magmatik, erupsi
freatik dan erupsi freatomagmatik. Ketiga tipe erupsi ini mampu menghasilkan
piroklas yang melimpah yang berkisar dari abu halus (< 1/16 mm) hingga blok
dengan panjang beberapa meter. Termasuk dalam tipe endapan piroklastik
meliputi:
1. Piroklastik aliran.
2. Piroklastik jatuhan.
3. Piroklastik surge.
1. Piroklastik Aliran
Piroklastik aliran adalah aliran panas dengan konsentrasi tinggi, dekat
permukaan, mudah bergerak, berupa gas dan partikel terdispersi yang
dihasilkan oleh erupsi volkanik (Wright et al 1981, vide Mc Phie et al 1993).
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-47
Fisher & Schmincke (1984) menyebutkan bahwa piroklastik aliran adalah
aliran densitas partikel-partikel dan gas dalam keadaan panas yang
dihasilkan oleh aktifitas volkanik. Aliran piroklastik melibatkan semua aliran
pekat yang dihasilkan oleh letusan atau guguran lava baik besar maupun
kecil.
2. Piroklastik Jatuhan
Piroklastik yang dilontarkan secara ledakan ke udara sementara akan
tersuspensi, yang selanjutnya jatuh ke bawah dan terakumulasi membentuk
endapan piroklastik jatuhan. Endapan merupakan produk dari jatuhan
baiistik dan konveksi turbulen pada erupsi kolom (Lajoie, 1984).
Karakteristik dari endapan dapat yang diamati antara lapisan piroklastik
jatuhan dan piroklastik aliran dapat dilihat pada tabel III.1.
Tabel III. 1. Perbedaan yang dapat diamati dari lapisan antara endapanpiroklastik jatuhan dan piroklastik aliran (Lajoie, 1984)
Piroklastik Jatuhan Piroklastik aliran
Sortasi Sortasi baik (well sorted) Sortasi buruk (poorly sorted)
Ketebalanlapisan
Teratur dan mengikutipermukaan yang ditutupi(mantle bedding)
Tidak teratur, menipis padatinggian, menebal padacekungan, menipis secaralateral terhadap batas saiuran
Gradasi danlaminasi
Lapisan massif jarang;gradasi normal Jarang, tapidapat hadir, tidak adastruktur traksi yang tegasseperti laminasi paralleldan laminasi ob!ique, tetapicrude strait umum.
Lapisan massif. Gradasiterbalik umum pada endapanyang terakumulasi darisuspensi laminar (aliran debrisdan butiran). Gradasi normaibanyak dijumpai pada endapanyang berasal dari suspensiturbulen dan itu umumnyaditemukan mendasari ataumenutupi bagian laminasi.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-48
Struktur primeryang lain
Bomb - surge dan acretionarylapilli umum dijumpai padaendapan subaerial atau shallowwater. Lubang/pipa gas-escapetidak ada.
Acretionary lapilli dihasilkan padalapisan atas pada beberapasubaerial nuees ardentes. Jarangatau tidak ada padaendapan subagueous.
Sekuen strukturprimer. (Phmarysructureseguence)
Tidak ada Lubang/pipa gas-escapeumum dijumpai Umum, danumumnya itu jarang teramatipada sedimen transportasimassa (mass-transported sediments)yang lain.
3. Piroklastik Surge
Piroklastik surge adalah ground hugging, dilute (rasio partikel gas rendah),
aliran purticulate yang diangkut secara lateral di dalam gas turbulen (Fisher
1979 vide Mc Phie e/ al 1993). Piroklastik surge dibentuk secara langsung
oleh erupsi freatomagmatik maupun freatik (base surge) dan asosiasinya
dengan piroklastik aliran {ash cloud surge dan ground surge).
Tempat yang dilalui oleh pengendapan lapisan sangat tipis atau laminasi
biasanya disebut sebagai bed set.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-49
Piroklastik Jatuhan
Piroklast terlontar ke athmosfir dan jatuh ke bawah
Aliran Piroklastik
Konsentrasi partikel relatif tinggi yang bergerak di dasar/lereng volkan
Gelombang Piroklastik
Konsentrasi partikel relatif rendah yang bergerak menuruni dasar/lereng
volkan.
Gambar III. 5. Jenis endapan piroklastik
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-50
Gambar III. 6. Karakteristik endapan yang berasal dari erupsi eksplosif(endapan piroklastik primer) Mc Phie et al, 1983.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-51
III.5. KLASIFIKASI
Pembuatan klasifikasi batuan piroklastik sudah banyak dibuat oleh para ahli,
tetapi masih terjadi kekurangan maupun perbedaan tentang batuan piroklastik.
Klasifikasi berdasarkan perkembangan terbentuknya batuan piroklastik sangat
sulit, sedangkan saat ini klasifikasi didasarkan pada:
Asal – usul fragmen
Ukuran fragmen
Komposisi fragmen
a. Klasifikasi berdasarkan asal – usul fragmen
Batuan piroklastik yang merupakan hasil endapan bahan volkanik dari letusan
tipe eksplosif maka Johnson dan Levis (1885), lihat Mac Donald (1972)
membuat klasifikasi sebagai berikut:
- Essential : fragmen berasal langsung dari pembekuan magma
segar
- Accessor : fragmen berasal dari lava atau piroklastik yang
terdapat pada kerucut volkanik
- Accidental : fragmen yang berasal dari batuan lain yang tidak
menunjukkan gejala pembekuan, metamorfisme
Klasifikasi berdasarkan ukuran dari fragmen. Klasifikasi ini dibuat pertama kali
oleh Grabau (1924) dalam Carozzi (1975) :
- > 2,5 mm : Rudyte
- 2,5 – 0,5 mm : Arenyte
- < 0,5 mm : Lutyte
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-52
Klasifikasi batuan piroklastik dari Wenworth dan Williams (1932) dalam
Pettijohn banyak dipakai, tetapi kisaran yang dipakai tidak sama antara batuan
sedimen dan piroklastik :
- Breksi volkanik : Tersusun dari fragmen-fragmen diameter > 32 mm,
bentuk fragmen meruncing
- Aglomerat : Fragmen berupa bom-bom dengan ukuran > 32 mm
- Lapili/tuf lapili: Fragmen tersusun atas Lapili yang berukuran antara 4
mm – 32 mm
- Tuf kasar : Fragmen-fragmen tersusun atas abu kasar dengan
ukuran butir terletak antara 0,25 mm – 4 mm
- Tuf halus : Fragmen-fragmen tersusun atas abu halus dengan
ukuran < 0,25 mm
b. Klasifikasi berdasarkan komposisi fragmen
Klasifikasi yang telah dibuat digunakan untuk tuf, yaitu
0,25 –4 mm : tuf kasar
< 0,25 mm : tuf halus
Menurut Williams, Turner dan Gilbert (1954), tuf dapat diklasifikasikan
menjadi :
1. Vitric Tuff : tuf dengan penyusun utama terdiri dari gelas
2. Lithic Tuff : tuf dengan penyusun utama terdiri dari fragmen batuan
3. Crystal Tuff : tuf dengan penyusun utama kristal dan pecahan –pecahan
kristal
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-53
Pettijohn (1975) membuat klasifikasi tuf, dengan membandingkan prosentase
gelas dengan kristal, yaitu:
1. Vitric Tuff:
Tuf mengandung gelas antara 75% - 100% dan kristal 0% - 25%.
2. Vitric crystal tuff:
Tuf mengandung gelas antara 50% - 75% dan kristal 25% - 50%.
3. Crystal vitric tuff:
Tuf mengandung gelas antara 25% - 50% dan kristal 50% - 75%.
4. Crystal tuff :
Tuf mengandung gelas antara 0% - 25% dan kristal 75% - 100%.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-54
Tabel III. 2. Grain size-based genetic nomenclature for common types ofvolcaniclastic deposits. Modified from Fisher(1961)&Schmidt (1981)
GRAIN
SIZE
VOLCANICLASTICDEPOSITS INGENERAL and
VOLCANOGENICSEDIMENTARY
DEPOSITS
AUTOCLASTIC DEPOSITSRESEDIMENTED AUTOCLASTIC
DEPOSITSHyaloclastite Autobreccia
Mixture oruncertain
origin
<1/16mm volcanic mudstone fine
hyaloclastite?
autoclasticmudstone
resedimented fine hyaloclastite,resedimented autoclastic mudstone
1/16-2mm volcanic sandstone hyaloclastite
sandstoneautoclasticsandstone
resedimented hyaloclasiitesandstone, resedimented autoclasticsandstone
2-4mm
volcanicconglomerate,
volcanic breccia
granularhyaloclastite
granularautobreccia
granularautoclasticbreccia
resedimented granular hyaloclastite,resedimented granular autobreccia,resedimented granular autoclasticbreccia
4-64mm hyaloclastite
brecciaautobreccia
autoclasticbreccia
resedimented hyaloclastite breccia,resedimented autobreccia,resedimented autoclastic breccia
> 64mm
coarsehyaloclastite
breccia
coarseautobreccia
coarseautoclasticbreccia
resedimented coarse hyaloclastitebreccia, resedimented coarseautobreccia, resedimented coarseautoclastic breccia
GRAINSIZE
PYROCLASTIC DEPOSITS PYROCLAST-RICH DEPOSITS
Unconsolidatedtephra
Consolidatedpyroclastic
rock
RESEDIMENTED SYN-ERUPTIVE
Post-eruptive resedimented orreworked, or uncertain origin
<1/16mm fine ash fine tuff resedimented ash-rich
mudstone tuffaceous mudstone
1/16-2mm coarse ash coarse tuff resedimented ash-rich
sandstone tuffaceous sandstone
2-64mm lapilli tephra
lapillistone (orlapilli tuff ortuff-breccia)
resedimented pyroclast-richlapillistone, resedimentedpumice lapillistone,resedimented pumice andlithic lapillistone
tuffaceous conglomerate,tuffaceous breccia
>64mm
bomb (fluidalshape) tephra,block (angular)
tephra
agglomerate(bombs
present),pyroclastic
breccia
resedimented pyroclast-richbreccia, resedimentedpumice breccia,resedimented pumice andlithic breccia
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-55
Tabel III. 3. Terms to be used for mixed pyroclastic-epiclastic rocks (after Schmid,1981,).
Average clast sizein mm. Pyroclastic Tuffites (mixed
pyroclastic-epiclastic)Epiclastic (volcanic and/or
nonvolcanic)
> 64Agglomerate,pyroclasticbreccia
Tuffaceous conglomerate,tuffaceous breccia Conglomerate, breccia
64 - 2 Lapilli tuff2 - 1/16 coarse Tuffaceous sandstone Sandstone1/16 - 1/256 fine Tuffaceous siltstone Siltstone
< 1/256 Tuffaceous mudstone,shale Mudstone, shale
Amountpyroclasticmaterial
100% to 75% 75% to 25% 25% to 0%
Gambar III. 7. Klasifikasi tuff (after, Schmid, 1981)
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-56
Tabel III. 4. Classification and nomenclature of pyroclasts and well-sorted pyroclasticdeposits based on clast size (after Schmid, 1981).
Clast size inmm
PyroclastPyroclastic deposit
Mainly unconsolidated tephra Mainly consolidatedpyroclastic rock
> 64 bomb, block agglomerate bed of blocks orbomb, block tephra
agglomerate pyroclasticbreccia
64 to 2 lapillus layer, bed of lapilli or lapillitephra lapilli tuff
2 to 1/16 coarse ashgrain coarse ash coarse (ash) tuff
< 1/16 fine ash grain fine ash (dust) fine (ash) tuff
Gambar III. 8. Klasifikasi batuan piroklastik (Fisher, 1986)
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-57
Heinrich (1956) selama pengendapan tuf bisa bercampur dengan material
sedimen yang bermacam-macam. Material sedimen yang paling banyak dapat
dipakai untuk pemberian nama tuf. Misal serpihan atau mengandung gamping,
tuf gampingan dan sebagainya.
Batuan sedimen non volkanik, bisa tercampuri oleh tuf hasil letusan gunung
berapi, sehingga membentuk campuran dua bahan pembentuk batuan yang
mempunyai sumber dan proses pembentukan yang tidak sama. Pettijohn
(1975), adanya tuf di dalam batuan sedimen bisa dipergunakan untuk pemerian
tambahan. Sehingga akan diperoleh penamaan seperti batupasir tufa, serpih
tufan dan lainnya.
Klasifikasi berdasarkan komposisi sangat penting untuk analisa tuf. Batuan
yang berdasarkan ukuran fragmen dengan mudah dan sederhana dapat
dimasukkan ke dalam kelompok tuf ini, ternyata mempunyai komposisi yang
cukup berariasi. Variasi komposisi tersebut dikelompokan lagi.
Vitric Tuff
Menurut Heinrich (1956), penyusun utama terdiri atas gelas. Tuf vitrik
merupakan hasil endapan primer material letusan gunungapi. Komposisi
umumnya bersifat riolitik, meskipun juga dijumpai berkomposisi dasitik,
trasitik, andesitik dan basaltik.
Kepingan gelas umumnya mempunyai bentuk meruncing. Inklusi-inklusi
magnetit banyak dijumpai dalam gelas. Gelas biasanya tidak berwarna,
tetapi apabila berkomposisi basaltik berwarna kuning sampai coklat.
Fragmen-fragmen berupa kristal dan fosil terkadang dijumpai, walaupun
dalam prosentase yang kecil. Mineral-mineral bisa berupa mineral
penyusun riolit, andesit dan lain-lain. Mineral skunder yang hadir antara
lain kalsit, opal, kalsedon, kuarsa, oksida-oksida besi dan lain-lain.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-58
Beberapa tuf vitrik yang mengendap dalam tubuh air tersemen oleh kalsit,
Heinrich (1956).
Tuf vitrik umumnya bertekstur vitroclastic, yaitu kepingan-kepingan gelas
terletak dalam matrik yang berupa abu gelas yang sangat halus, Williams,
Turner dan Gilbert (1954).
Macam-macam tuf vitrik:
Tuf palagonit
Penyusun utama gelas basa, dengan warna kuning kehijauan sampai
coklat tua. Tuf palagonit umumnya mengandung kristal-kristal
plagioklas, olivin, piroksen dan bijih besi, lubang-lubang banyak
terisi kalsit atau zeolit, Heinrich (1956).
Porselanit atau batu cina
Penyusun berupa abu gelas yang sangat halus, sering disebut tuf
lempungan.
Welded tuff atau ignimbrit
Penyusun terdiri atas kepingan-kepingan gelas yang terelaskan,
Heinrich (1956).
Tuf pisolit
Penyusun terdiri atas pisolit-pisolit abu gelas yang sangat halus,
Williams, Turner dan Gilbert (1954).
Crystal tuff
Komposisi dominan terdiri atas kristal, sedangkan gelas dijumpai
berjumlah sedikit.
Tuf kristal riolitik, yaitu kristal kuarsa, sanidin, biotit, hornblende, lain yang
terkadang dijumpai seperti augit. Tuf kristal yang mengandung tridimit.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-59
Tuf kristal dasitik, yaitu kristal hornblende, hipersten, andesin, magnetit
dan augit banyak dijumpai pada trasit. Sedangkan pada tuf kristal basaltik,
tersusun atas olivin, augit, magnetit dan labradorit.
Lithic tuff
Penyusun dominan berupa fragmen-fragmen batuan. Gelas dijumpai dalam
jumlah yang relatif sedikit. Fragmen tersebut biasanya berupa fragmen
batuapung, skoria, obsidian, andesit, basalt, granofir, batuan beku hipo-
abisik bertekstur porfiritik atau halus. Kadang terdapat fragmen batuan
plutonik, metamorfik maupun sedimen, Heinrich (1956).
Bahan piroklastik yang dikeluarkan dari ventral volkan, sebelum
terendapkan mengalami berbagai proses, baik cara terangkuntnya dan
media transportasi, maupun material yang terendapkan.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-60
III.6. PETROGRAFI
Ignimbrit/endapan aliran pumis (ignimbrites : pumice-flow deposit)
IGNIMBRIT - endapan aliran piroklastik didominasi pumis.
Gambar III. 9. Kenampakan ignimbrit di lapangan
welded ignimbrite - ignimbrite terelaskanUnwelded ignimbrite - ignimbrit tak terelaskan
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-61
Tekstur mikroskopi ignimbrit (nonwelded texture)
Tekstur mikroskopi ignimbrit (welded texture)
Nonwelded tuff dengankenampakan glass shards
Nonwelded tuff dengankenampakan unbroken glass bubbles
(a). Welded tuffs dari SE Idaho
(b). Welded tuffs dari Vales, N.Mex-nampak penjajaran kristal denan glas shards
(c). Nampak kompaksi yang kuat dan perlipatan yang berlawanan dengan arah kristal
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
III-62
Tekstur mikroskopi ignimbrit (welded texture)
(a). Kristal welded tuffs(b). Fragmen batu welded tuffs yang lebih tua, dikungkung oleh ignimbrit
yang lebih muda
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
A B C
Gambar III. 10. Feldspathoidal Lavas
A. Nephelinite, Mikeno, East Africa. Diam. 1 mm. Microphenocrysts of green augite andnepheline, in a matrix of dark-brown glass with granules of iron oxide, and slendermicrolites of sanidine.
B. Leucite basanite, Vesuvius, Italy. Diam. 3 mm. Phenocrysts of olivine, green diopsidicaugite, and leucite, in an intergranular matrix of labradorile laths, iron oxide, and augite.Locally there are minute interstitial grains of sanidine.
C. Hauynophyre, Tahiti. Diam. 1 mm. Microphenocrysts of deep-sky-blue hauyne with websofrutile; slender prisms of pale-green diopsidic augite and euhedral granules of iron oxide, ina matrix of pale glass.
A B CGambar III. 11. Volcanic Ashes
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
A. Andesitic crystal ash erupted from the volcano Santa Maria, Guatemala, in 1902. Diam. 2mm. Broken crystals of plagioclase, dark-green hornblende, paler-green pyroxenes, roundedbioiite Hakes, magnetite, and a few lithic chips, of andesile.
B. Dacilic vilric ash showing pumiceous texture. Uiam. 2 mm. Product of the culminatingexplosions of Mount Mazama, which led to the formation of Crater Lake, Oregon. Shreddedand cellular bits of pumiceous glass accompanied by fewer broken chips of plagioclase andsmall prisms of hypersthene.
C. Basaltic ash (Pele's Hair), Kilauea, Hawaii. Diam, 2 mm. Threads of brown basaltic glasscontaining bubbles of gas. Material discharged by lava fountains in the form of spray.
A B C
Gambar III. 12. Tuffs
A. Rhyolilic vitric tuff, Shasta Valley, California. Diarri. 2 mni. Shows typical vitroclastic texture.Arcuate shards of glass lie in a matrix of almost impalpable glass dust.
B. Rhyolitic crystal tuff, Etsch valley, Italy. Diam. 2 mm. Broken crystals ofquail/. and sodicplagioclase, together with small Hakes ofbiotile, in a matrix of glass dust and pumicefragments.
C. Andesitic lithic tuff, near Managua, Nicaragua. Diam. 2 mm. Fragments of various kindsofandesite predominate; between these lies a matrix made up of plagioclase and pyroxenecrystals and pale-brown glass dusi.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
A B C
Gambar III. 13. Rhyolitic Pumice and Ignimbrite
A. Rhvolitic pumice, Lipari Island, Italy. Diani. 3 mm. Entirely composed of extremely vesicularglass.
B. Incipiently welded ignimbrile, near Bishop, California. Diam. 3 mm. Specimen from theunwelded top of an ignimbrite. Crystals of quartz and sanidine, in a matrix of undeformedglass shards and dust, with well-'preserved vitro-clastic texture.
C. Welded tuff, from same locality. Diam. 3 mm. Specimen from the welded interior portion ofthe same ignimbrite. Constituents as in B, but here the glass shards are deformed andflattened.
A B CGambar III. 14. Basaltic Tuffs
A. Palagonite luff, Oamaru, New Zealand. Diam. 4 mm. Fragments of palagon-ile, pale buffwithin and deep gold at the margins, including crystals of olivine and labradorite. Betweenthese fragments is a matrix of calcite.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
B. Palagonite,tuff, Oahu, Hawaiian Islands. Diam. 4 mm. The cores of the vesicular fragmentsconsist of fresh pale-buff palagonite including crystal's of olivine; the rims of the fragmentsare fibrous and birefringent and largely composed of smectite. Between the fragments is amatrix of zeolites.
C. Hornblende andesite scoria, product of the last ash flows from Mount Mazama (Crater lake),Oregon. Diam. 4 mm. Phenocrysts of hornblende and labradorite, embedded in extremelyvesicular, brown-to-black andesitic glass.
A B
Gambar III. 15. Volcanic Sandstones
A. Volcanic wacke (Eocene), Tyee Formation, Umpqua River, Oregon: Diam. 1.2 mm. Poorlysorted angular and subangular grains of coarse silt and sand tightly packed in anargillaceous matrix colored green by chloritic material. About half of the grains are particlesof volcanic rocks, chiefly andesite; about 30% are plagioclase, chiefly andesine (lightlystippled, with cleavage); and about 20% are quartz (clear).
B. Miocene arenite, 3700 m below surface, south of Lost Hills, California. Diam. 1.2 mm.Loosely packed, subangular grains of andesite, plagioclase (lightly stippled, with cleavage),and quartz firmly cemented by coarse calcite (stippled, with two cleavages). Single calcitecrystal in center encloses many sand grains.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
BAB IVBATUAN SEDIMEN KLASTIK
IV.1. PENGERTIAN BATUAN SEDIMEN KLASTIK
Asal mula mula batuan sedimen klastik adalah akibat dari proses-proses yang
menyangkut siklus sedimentasi (pelapukan – erosi - transport - sedimentasi -
diagenesa).
Dalam batuan sedimen kelompok mineral penyusunnya adalah :
a. Mineral autigenic
Terbentuk di daerah sedimentasi dan langsung diendapkan
Contoh : gipsum, kalsit, anhidrit, halit
b. Mineral allogenic
Tidak terbentuk pada daerah sedimentasi/pada saat sedimentasi.
Telah mengalami transportasi dan kemudian diendapkan di daerah
sedimentasi
Syarat :
Tahan pelapukan
Tahan pengikisan selama transportasi sampai pengendapan
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Stabilitas mineral dalam batuan sedimen :
1. Mineral tak stabil
Merupakan mineral yang berada pada transportasi, tetapi jarang sampai
pada pengendapan.
a. Mineral yang umumnya allogenic (jarang sekali/tidak pernah authigenic)
OlivinPiroksenPlagioklas basaHornblendePlagioklas asamEpidotAndalusitStaurolitKianitSilimanitMagnetitIlmenitGarnetSpinel
b. Mineral yang umumnya authigenic
GypsumKarbonatGlaukonitPlagioklas asamK. Feldspar
Makin stabil
Makin stabil
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
2. Mineral stabil
Mineral yang tetap ada mulai dari transportasi sampai dengan
pengendapan.
Lempung (clay mineral)KuarsaChertMuskovitTourmalinZirkonRutileBrookitAnatase
IV.2. PROSES PEMBENTUKAN BATUAN SEDIMEN KLASTIK
Dalam pembentukan batuan sedimen klastik ada 2 fase proses yaitu :
1. Fase pembentukan endapan
2. Fase pembentukan batuan sedimen klastik
1. Fase pembentukan endapan
Fase ini meliputi :
Proses pelapukan
Proses erosi
Proses transportasi
Proses pengendapan
2. Fase pembentukan batuan sedimen klastik
Fase ini sedimen yang telah terendapkan akan mengalami beberapa proses
yaitu:
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Sementasi, endapan tersemenkan oleh larutan kimia (karbonat, silika,
oksida besi)
Pemadatan (compaction), memadatnya massa endapan karena
pengisian semen
Pemampatan (desication), keluarnya air dari rongga-rongga batuan
Pembatuan (litification), membatunya endapan yang telah kompak
Berdasarkan proses yang terjadi dalam pembentukan batuan sedimen maka
dapat dibagi menjadi 3 yaitu:
1. Batuan sedimen hasil proses mekanis, dengan media air, angin dan es.
Dicirikan oleh banyaknya mineral allogenik, mineralnya detritus,
bertekstur klastik, dibedakan :
berbutir kasar, misalnya: breksi, konglomerat
berbutir sedang, misalnya batupasir
berbutir halus, misalnya batulempung, batulanau
2. Batuan sedimen hasil proses kimia, banyak mengandung mineral
autogenik, komposisi material non detritus, teksturnya non klastik,
dibedakan :
sedimen evaporasi, misalnya gipsum, anhidrit, garam
sedimen karbonat, misalnya batugamping, dolomit
3. Batuan sedimen yang dihasilkan akibat aktifitas jasad kehidupan (proses
organis), misal batubara, diatome, batugamping terumbu.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Cara pengendapan :
Secara mekanis, ini menghasilkan sedimen detritus (sedimen klastik)
Secara kimia, dengan reaksi anorganik (langsung) ataupun dengan reaksi
organik (dibantu oleh organisme)
Lingkungan pengendapan adalah direfleksikan oleh mineral – mineral
dalam batuan.
Untuk menghasilkan batuan sedimen, tergantung pada:
1. Litologi batuan asal
2. Stabilitas dari mineral –mineral yang ada
3. Kecepatan erosi : merupakan banyaknya materal sedimen yang
dapat diangkut / ditransport, sehingga turut menentukan
banyaknya material yang dapat/akan diendapkan.
Transport akan menghasilkan :
Sorting/pemilahan
Roundness/kebundaran, yaitu ukuran butiran menjadi
kecil/lebih kecil
Proses diagenesa :
Dapat mengubah tekstur batuan sedimen
Dapat mengakibatkan rekristalisasi
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
IV.3. KOMPONEN DASAR KLASIFIKASI BATUAN SEDIMEN KLASTIK
Komponen komposisi pada batuan sedimen terbagi atas:
1. Komposisi kimia
2. Komposisi mineral
Faktor yang mempengaruhi susunan komposisi batuan sedimen :
a. Besar butir
Serpih/lempung (Al2O3, K3O, FeO)
Pasir halus > SiO2
b. Tingkat maturity/kedewasaan
Keadaan batuan sedimen dibandingkan dengan batuan induknya
Tingkatan :
Super mature
Mature
Sub mature
Immature
Tingkatan tersebut dilihat berdasarkan :
Tekstur
Mineral
komposisi
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Makin tinggi tingkat maturitynya maka makin banyak mineral stabil yang
dikandungnya.
Mineral-mineral yang umum adalah sebagai berikut:
1. Mineral Utama
Mineral yang terbentuk sebagai penyusun batuan sedimen
Kuarsa
Feldspar
Mika
Lempung
Karbonat
2. Mineral ikutan/tambahan
Jumlahnya sedikit
Zirkon
Garnet
Magnetit
Tourmalin
Piroksen
Manfaat dari komposisi mineral:
Menunjukkan komposisi batuan induk
Memberi nama batuan
Mengetahui proses pembentukannya
Mengetahui lingkungan sedimentasinya (environment)
Kepentingan ekonomi
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
IV.4. TEKSTUR DAN STRUKTUR BATUAN SEDIMEN KLASTIK
a. Tekstur batuan klastik
Batuan sedimen yang terbentuknya berasal dari hancuran batuan lain,
kemudian tertranportasi dan terdeposisi, selanjutnya mengalami diagenesa,
sehingga terbentuk batuan tersebut, misalnya : batupasir.
Khusus batuan sedimen klastik untuk penelitian harus diperhatikan mengenai
ukurannya, bentuk (shape), kebundaran (roundness), tekstur permukaan,
orientasi dan komposisi mineralnya.
Shape adalah bentuk daripada butiran tersebut, dapat dibedakan menjadi 4
macam, yaitu:
Golongan I ..............................................................................oblate/tabular
Golongan II .............................................................................equent/equiaxial
Golongan III ............................................................................bladed/triaxial
Golongan IV............................................................................prolate/rod shape
Sphericity, pengukurannya dengan cara membandingkan luas permukaan bola
yang berisi obyek yang volumenya sama dengan volume bola tersebut.
Roundness yaitu derajat kebulatan dari butiran tersebut atau bisa juga disebut
dengan keruncingan dari bola tersebut.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Bentuk dari pada sedimen sangat dipengaruhi oleh bentuk semula, struktur,
daya tahan, media transportasi, jarak transportasi dan lama tertransport.
Orientasi butir adalah susunan dari pada butiran tersebut, yang mencerminkan
proses pengendapannya.
Tekstur permukaan yaitu morfologi dari butiran akibat pengaruh media
transportasi dan proses setelah transportasi.
Maturity yaitu derajat kedewasaan diketahui dengan membandingkan
komposisi mineral pada suatu tempat dengan mineral yang terdapat pada
batuan asalnya.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Gambar IV. 1. Derajat kebundaran
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
b. Struktur batuan sedimenStruktur batuan sedimen klastik terbagi atas :
1. Struktur Syngenetik (terjadi bersamaan dengan terjadinya sedimentasi)
a. Proses fisik
Eksternal struktur yaitu kelihatan dari luar
Misal ukuran dan bentuk dari tubuh sedimen.
Contoh : bentuk lembaran (sheet), lensa, lidah, delta dan shoestring.
Ada juga yang hubungannya berupa konkresi, interfingering dan
intertongue.
Internal struktur yang tercermin pada batuan sedimen itu tersendiri
Perlapisan dan laminasi (bedding dan lamination)
o Normal current bedding yaitu perlapisan karena arus normal,
misal: perlapisan sejajar. Berdasarkan ukurannya dibedakan
menjadi :
- laminasi, bila tebal lapisan < 1 cm
- stratum, bila tebal lapisan lebih dari 1 cm
- bed, kumpulan dari beberapa laminer dan straith
o cross bedding (perlapisan silang siur) yang terjadi akibat adanya
perubahan arah arus.
o Graded bedding (perlapisan tersusun), yang terjadi karena
adanya pemilahan ukuran butir halus ke kesar atau sebaliknya
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Freature of bedding planes yaitu bentuk dari permukaan
lapisan selama proses sedimentasi.
- Ripplemark yaitu bentuk permukaan bergelombang karena
adanya proses arus satu arah
- Mud crack yaitu bentuk retak-retak pada lapisan lumpur,
biasanya berbentuk segi lima.
- Rain drops prints yaitu bekas titik-titik air hujan pada permukaan
batuan
- Swash and riil marks yaitu jejak binatang pada permukaan lapisan
- Flute cast yaitu bentuk gerusan pada permukaan lapisan yang
bentuknya seperti seruling
- Load cast yaitu lekukan pada batas perlapisan yang diakibatkan
oleh gaya tekan dari muatan yang ada diatasnya.
Deformational structure
Yaitu terjadinya perubahan struktur batuan pada saat sedimen
terendapkan karena adanya tekanan.
o Post deposisional slump feature
Yaitu struktur luncuran yang terjadi akibat adanya desakan
yang tinggi
o Intraformationalkonglomerat
Yaitu struktur hancuran yang menyerupai konglomerat karena
adanya pergerakan pada sedimen sebelum mengalami litifikasi
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
b. Struktur sedimen yang terbentuk akibat proses biologi
External structure
Biostromes
Bioherm
Keterangan menurut Cuming (1932) Bioherm adalah merupakan
panggul bukit, lensa atau yang serupa yang mempunyai penyebaran
terbatas, terdiri atas kerangka organisme yang belum tertransportasi
dan dikelilingi oleh litologi yang berbeda.
Biostromes menurut Cuming (1932) berupa struktur batugamping
yang berlapis sebagaimana shellbed , cronoid, coral bed, yang berupa
akumulasi sisa organisme yang belum tertransport dan tidak
menunjukkan pembengkaan seperti tanggul bukit atau lensa.
Biostromes menurut Lingk (1950) merupakan batugamping yang
berlapis dan terdiri dari organisme yang merambat dan membentuk
lapisan keras.
Internal structure
Misal fosil dalam batuan
2. Struktur epigenetik terjadi setelah batuan tersebut terbentuk)
a. Karena proses fisik (mekanis)
External structure
Batas antara tiap lapisan
o Batas tegas atau gradual
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
o Batas selaras atau tak selaras
Lipatan dan sesar
Internal structure
Clastic dike yaitu terjadi karena adanya tekanan hidrostatika yang
kuat sehingga material seperti diinjeksikan
b. Karena proses kimia atau organisme
Corroion zone
Concretions
Stilolites
Cone in cone
Cristal mold and cast
Seins and dike
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
IV.5. KLASIFIKASI BATUAN SEDIMEN KLASTIK
Sandcobbles Mud (clay and fine silt)
Gambar IV. 2. Classification of Sandstones
Sandymudstone
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Figure modified after Dolt, journal of Sedimentary Petrology, vol. 34 (1964): p. 629.Three mineral components of sand—quartz [Q), feldspar (F), and lithic grains(L)—and represented by the three apices of the triangles; points within thetriangles represent relative proportions of these three components. Percentageof argillaceous matrix is represented by a vector extending toward [he rear ofthe diagram. The term arenite is restricted to sandstones that are essentially freeof matrix material; all others are argillaceous (muddy) sandstone, or wacke.
IV.6. PETROGRAFI BATUAN SEDIMEN KLASTIK
A B
Gambar IV. 3. Recent Sands as Seen in Thin Section
A. Firm beach sand, Point Reyes, California. Impregnated with plastic before collection in orderto preserve texture. Diam. 3 mm. Uncompacted sub-rounded grains very well sorted;porosity very high—about 30%. This is a lithic sand with high feldspar content; it containsabundant chert grains (heavily stippled), quartz (lightly stippled), feldspar (shown withcleavage lines), and various rock fragments.
B. Sand from channel of jacalitos Creek, Coalinga, California. Impregnated with plastic beforecollection in order to preserve texture. Diam. 3 mm. Uncompacted subangular grains fairlywell sorted; porosity very high; finer-grained layer at bottom. This is a lithic sand derivedfrom a mixed sedimentary terrane including volcanic sandstones; it contains about 40%chips of andesite, argillite, shale, chert, and serpentine, 35% quartz, and 25% feldspar.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
A B
Gambar IV. 4. Uncemented Sandstones as Seen in Thin Section
A. St. Peter Sandstone (Ordovician), Beloit, Wisconsin. Diam. 2.5 mm. Very well-sortedsandstone consisting of subrounded quartz grains, a quartz arenite. The texture is veryporous, but grains have been compacted until they are in close contact. Compare texture inFigure 11—4A.
B. Temblor arkosic sandstone (Miocene), 2500 m below surface, Kettleman Hills, California.Diam. 2.5 mm. Moderately sorted sandstone consisting of abundant subangular grains ofquartz and feldspar (with cleavage), together with fewer biotite flakes (lined) and rockparticles (heavily stippled). Texture very porous, but deep burial has caused rearrangementand compaction of grains. Compare the texture in Figure 11—4B. Note deformed biotitepinched between compacted grains.
A B C
Gambar IV. 5. Cements in Sandstones
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
A. Lithic arenite (Miocene, Temblor Formation), 2500 m below surface, Kettle-man Hills,California. Diam. 1 mm. Lithic grains, quartz, and plagioclase enclosed in and cemented by asingle barite crystal. Note uniformly oriented right-angle cleavages in barite.
B. Volcanic arenite (Miocene, Temblor formation), 1000 m below surface, Jacal-itos Field,California. Diam. 1 mm. Cement is chlorite. A micronbrous fringe rims each grain, but in thecenters of pores the chlorite appears microgranular.
C. Arkose (Miocene, Topanga Formation), Santa Monica Mountains, California. Diam. 1 mm.Calcile replacing plagioclase, irregular patches of uniformly oriented feldspar being enclosedwithin a single calcite crystal. An adjacent quartz-feldspar grain (upper left) is not replaced.
A B C
Gambar IV. 6. Cements in Sandstones
A. Pennsylvanian sandstone, Zuni Mountains, New Mexico. Diam. 1.5 mm. Quartz and turbidrock particles coated with ferric oxide (black), locally covered in turn by clear euhedralovergrowths of quartz, and the whole cemented by calcite (stippled). Note trains of globularopaque inclusions in quartz grains.
B. Cretaceous arkosic arenite, Gualala, California. Diam. 0.5 mm. Local clear euhedralovergrowths of authigenic quartz on detrital quartz (center, lower right, and left). Quartzovergrowths covered and remaining pores filled by the zeolite laumontite (cleavage lines butno stippling).
C. Lithic sandstone (Miocene, Temblor Formation), Reef Ridge, California. Diam. 0.75 mm. Anincomplete cement of uniformly oriented calcite (stippled, with cleavage lines); voids fringedwith microfibrous chlorite covering both calcite and detrital grains alike; chloritic fringecovered with opal (blank).
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
A B C
Gambar IV. 7. Graywacke
A. Ordovician lithic graywacke (Fortune Formation), Lawrence Harbor, Newfoundland. Diam.1.5 mm. An unsorted aggregate of angular grains of sand and coarse silt set in an abundantargillaceous matrix. Grains are quartz (clear or lightly stippled), feldspar (chiefly plagioclase,shown with cleavage), a few shreds of mica, and particles of phyllite, argillite, chert, andandesite or basalt. Long dimensions of most grains lie roughly parallel to bedding planewhich is nearly normal to the section.
B. Franciscan graywacke, Mendocino County, California. Diam. 1.5 mm. Generally similar to A,but shows less orientation of grains, slightly less matrix, and more grains of feldspar andbasalt. This specimen is typical of many Franciscan sandstones thai fall near the boundarybetween lithic and feld-spathic types.
C. Precambrian feldspathic graywacke, Hurley, Wisconsin. Diam. 1.3 mm. Texturally like B,except that the margins of the grains are corroded. Quartz grains are very abundant,feldspar is common, and rock chips are sparse. This is a well-known chemically analyzedgraywacke (U.S. Geological Survey Bulletin, vol. 150 (1898): pp. 84-87).
A B C
Gambar IV. 8. Arkosic Sandstones
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
A. Arkose (Tertiary), Lake Manapouri, New Zealand. Diarn. 2.5 mm. Unsorted angular grains oforthoclase and oligoclase (with cleavage) and of quartz (clear), accompanied by large andsmall unoriented flakes of biotite and a grain of sphene (upper left), all bound together by amortar of silty clay slightly stained with limonite. Essentially residual, resting on granitic rockfrom which it was derived.
B. Arkose (Pennsylvanian, Fountain Formation), Boulder, Colorado. Diam. 2.5 mm. Poorlysorted angular grains of quartz, turbid oligoclase, and microdine (both feldspars stippled andshowing cleavage), and accessory flakes of muscovite, all bound together by a matrix ofsilty clay stained red by ferric oxides. The deposit has been transported but suggests a near-by granitic source.
C. Torridonian arkose (Precambrian), Loch Assynt, Scotland. Diam. 2.5 mm. Poorly sortedsubangular grains of quartz (clear and very slightly stippled) and of microcline, orthoclase,and oligoclase, firmly bonded in a matrix of micaceous clay. Feldspars are in part fresh(shown with cleavage) and in part very turbid (stippled). A few rock fragments (schist) arenot shown.
A B C
Gambar IV. 9.Arkosic Sandstones
A. Miocene arkosic arenite, or arkose, 3000 m below surface, near Simmler, California. Diam. 2mm. Very tightly packed angular and subangular grains: not well sorted, but free from clay.Consolidated by compaction without cement. Plagioclase, orthoclase, and microcline (alllightly stippled) and quartz (blank) are about equally abundant; grains ofcalcite (heavily,stippled) and biotite are accessory. Note pinched and contorted mica.
B. Micaceous arkosic arenite, or arkose (Triassic), Portland, Connecticut. Diam. 2 mm. Fairlywell-sorted angular to subangular grains of feldspar (lightly stippled) and quartz (blank);abundant parallel oriented flakes of muscovite and chloritized biotite, larger than othergrains, lie parallel to the bedding. The rock is lightly cemented by scattered grains of calcite(heavily stippled and showing cleavage) and secondary quartz overgrowths (separated fromdetrital quartz by dotted lines). Porosity high. A few schist particles, not shown in this field.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
C. Red arkosic wacke, or arkose (Triassic), Mt. Tom, Massachusetts. Diam. 3 mm. Unsortedangular-to-subangular grains of quartz and turbid feldspar, in a very abundant matrix offerruginous clay.
A B C
Gambar IV. 10. Lithic Arenite and Lithic Graywacke
A. Calcareous lithic arenite (Miocene Modelo Formation), Santa Monica Mountains, California.Diam. 2.5 mm. Fairly well-sorted sandstone consisting of subangular and subrounded slateand schist fragments and smaller angular grains of quartz and feldspar (trace only)cemented with fine-grained calcite.
B. Bragdon lithic graywacke (Mississippian), Trinity County, California. Diam. 2.5 mm. Anunsorted aggregate of angular grains set in a dark argillaceous matrix. Less matrix than ingraywackes of Figure 13-5. Grains are largely chert and devitrified rhyolites (stippled),andesile, and slate; there are fewer angular quartz grains (clear) and a trace of plagioclase(with cleavage). No preferred orientation of grains is visible.
C. Volcanic graywacke (Triassic), southern New Zealand. Diam. 2.5 mm. An unsortedaggregate of angular and subangular grains in a matrix containing much microcrystallinechlorite. Grains are chiefly fragments of andesilic or basaltic rocks; plagioclase grains (withcleavage) are common; and quartz (clear) is subordinate.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
A B C
Gambar IV. 11. Miscellaneous Lithic Sandstones
A. Andesite arenite (Upper Miocene, Neroly Formation), Mount Diablo, California. Diam. 2.5mm. Well-sorted, loosely packed, subangular grains of andesite rock, andesine (clear, withcleavage), hypersthene (center and top), and hornblende (lower left and right). Each grainenclosed in a thin fibrous rim of smectite. Hypersthene and hornblende are euhedral, buthypersthene has been etched by intrastratal solutions after development of smectite rims.This is an epiclastic arenite, not a tuff or a tuffaceous arenite.
B. Calcareous tuffaceous sandstone (Oligocene, Tunnel Point Formation), Coos Bay, Oregon.Diam. 3 mm. A mixture of pyroclastic and epiclastic material deposited in a marineenvironment, where it was mixed with glauconite and cemented with very fine-grainedcalcite (stippled). Curved glass shards and detrital quartz and feldspar are clear; turbidfragments of meta-andesite and phyllite, and spheroidal pellets of glauconite, are darklystippled.
C. Calcareous serpentine arenite (Eocene), southeastern Monterey County, California. Diam. 3mm. Angular and subangular grains of serpentine (line pattern), together withmicrocrystalline carbonate pellets (stippled), firmly cemented with finely granular calcite.Note two unbroken foraminifers.
A B C
Gambar IV. 12. Lithic Arenites
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
A. Triassic sandstone, Boonton, New Jersey. Diam. 2 mm. Not well soned, but contains little orno clay. Composed of angular and subangular grains derived from sedimentary and low-grade metamorphic rocks. Rock fragments of shale, slate, argillite, and limestone (lower leftand right); also ragged grains of quartz and very few of feldspar.
B. Chico Sandstone (Cretaceous), near Chico, California. Diam. 1 mm. Finegrained, well-sortedarenite consisting of subangular grains; poorly consolidated and very porous. Rockfragments are slate and Hne schist, with a littlt-chert; quartz (clear or slightly stippled) isabundant, and feldspar (with cleavage), both fresh and cloudy, is common; hornblende andepidote (darkly stippled, with cleavage, in upper left and at bottom) are present in everythin section; a bent flake ofbiotite in upper left.
C. Triassic sandstone (Keuper), Stuttgart, Germany. Diam. 1 mm. Tightly packed subangulargrains; porosity relatively low. Abundant schist and micro-granular rock particles (lined andstippled); abundant quart/, and feldspar (lightly stippled with cleavage), both orthoclase andplagioclase; some mica flakes. Grains of mica schist are commonly oriented parallel tobedding and give the rock a very micaceous aspect in hand specimen.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
BAB VBATUAN SEDIMEN KARBONAT
V.1. PENGERTIAN BATUAN SEDIMEN KARBONAT
Batuan karbonat didefinisikan sebagai batuan dengan kandungan material
karbonat lebih dari 50 % yang tersusun atas partikel karbonat klastik yang
tersemenkan atau karbonat kristalin hasil presipitasi langsung (Reijers & Hsü,
1986). Bates & Jackson (1987) mendefinisikan batuan karbonat sebagai batuan
yang komponen utamanya adalah mineral karbonat dengan berat keseluruhan
lebih dari 50 %. Sedangkan batugamping, menurut definisi Reijers & Hsü (1986)
adalah batuan yang mengandung kalsium karbonat hingga 95 %. Sehingga
tidak semua batuan karbonat merupakan batugamping.
V.2. KARAKTERISTIK KOMPONEN BATUAN KARBONAT–MIKROFASIES
Menurut Tucker (1991) komponen penyusun batugamping dibedakan atas non
skeletal grain, skeletal grain, matrix, dan cement.
1). Non Skeletal Grain, terdiri dari :
a. Ooid dan Pisolid
Ooid adalah butiran karbonat yang berbentuk bulat atau elips yang
mempunyai satu atau lebih struktur lamina yang konsentris dan
mengelilingi inti. Inti penyusun biasanya partikel karbonat atau butiran
kuarsa. Ooid memliki ukuran butir < 2 mm dan apabila memiliki ukuran >
2 mm disebut pisoid.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
b. Peloid
Peloid adalah butiran karbonat yang berbentuk bulat, elipsoid atau
meruncing yang tersusun oleh micrite dan tanpa struktur internal.
Ukuran dari peloid antara 0,1 – 0,5 mm.
c. Pellet
Pellet merupakan partikel berukuran < 1mm berbentuk spheris atau elips
dengan komposisi CaCO3. Secara genetis pellet merupakan kotoran dari
organisme.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
d. Agregat dan Intraklas
Agregat merupakan kumpulan dari beberapa macam butiran karbonat
yang tersemen bersama-sama oleh semen mikrokristalin atau tergabung
akibat material organik. Sedangkan intraklas ialah fragmen dari sedimen
yang sudah terlitifikasi atau setengah terlitifikasi yang terjadi akibat
pelepasan air lumpur pada daerah pasang surut/tidal flat.
2). Skeletal Grain.................................................................................................
Merupakan butiran cangkang penyusun batuan karbonat yang terdiri dari
seluruh mikrofosil, butiran fosil ataupun pecahan dari fosil-fosil makro.
Cangkang ini merupakan allochem yang paling umum dijumpai dalam
batugamping.
3). Lumpur Karbonat dan Micrite.
Micrite adalah matriks yang biasanya berwarna gelap. Pada batugamping
hadir sebagai butir yang sangat halus. Micrite memilliki ukuran butir kurang
dari 4 um. Micrite dapat mengalamai alterasi dan dapat tergantikan oleh
mosaik mikrospar yang kasar.
4). Semen
Semen terdiri dari material halus yang menjadi pengikat antar butiran dan
mengisi rongga pori yang terendapkan setelah fragmen dan matriks. Semen
dapat berupa kalsit, silika, sulfat atau oksida besi.
V.3. KLASIFIKASI BATUAN KARBONAT
Dalam praktikum ini digunakan 4 macam klasifikasi yaitu klasifikasi untuk
batugamping yaitu klasifikasi Dunham (1962) yang kemudian dikembangkan
menjadi klasifikasi Embry & Klovan (1971), klasifikasi Folk (1959) dan
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
klasifikasi untuk batuan campuran silisiklastik-karbonat yaitu Klasifikasi Mount
(1985).
a. Klasifikasi Dunham (1962) dan Embry & Klovan (1971).........................
Klasifikasi Dunham (1962) didasarkan pada tekstur deposisi dari
batugamping. Karena menurut Dunham, dalam sayatan tipis, tekstur
deposisional merupakan aspek yang tetap. Kriteria dasar dari tekstur
deposisi yang diambil Dunham (1962) berbeda dengan Folk (1959).
Dasar yang dipakai oleh Dunham untuk menentukan tingkat energi adalah
fabrik batuan. Bila batuan bertekstur mud supported diinterpretasikan
terbentuk pada energi rendah karena Dunham beranggapan lumpur
karbonat hanya terbentuk pada lingkungan yang berarus tenang. Sebaliknya
Dunham berpendapat bahwa batuan dengan fabrik grain supported terbentuk
pada energi gelombang kuat sehingga hanya komponen butiran yang dapat
mengendap.
Batugamping dengan kandungan beberapa butir (< 10 %) di dalam matrikss
lumpur karbonat disebut mudstone, dan bila mudstone tersebut mengandung
butiran tidak saling bersinggungan disebut wackestone. Lain halnya bila
antar butirannya saling bersinggungan disebut packstone atau grainstone;
packstone mempunyai tekstur grain-supported dan biasanya memiliki matriks
mud. Dunham memakai istilah boundstone untuk batugamping dengan
fabrik yang mengindikasikan asal-usul komponen-komponennya yang
direkatkan bersama selama proses deposisi (misalnya : pengendapan
lingkungan terumbu). Dalam hal ini boundstone ekuivalen dengan istilah
biolithite dari Folk.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Klasifikasi Dunham (1962) memiliki kemudahan dan kesulitan.
Kemudahannya adalah tidak perlunya menentukan jenis butiran dengan
detail karena tidak menentukan dasar nama batuan. Kesulitan adalah di
dalam sayatan petrografi, fabrik yang menjadi dasar klasifikasi kadang tidak
selalu terlihat jelas karena di dalam sayatan hanya memberi kenampakan
dua dimensi, oleh karena itu harus dibayangkan bagaimana bentuk tiga
dimensi batuannya agar tidak salah dalam penafsirannya.
Embry dan Klovan (1971) mengembangkan klasifikasi Dunham (1962)
dengan membagi batugamping menjadi dua kelompok besar yaitu
autochtonous limestone dan allochtonous limestone berupa batugamping yang
komponen-komponen penyusunnya tidak terikat secara organis selama
proses deposisi.
Pembagian allochtonous dan autochtonous limestone oleh Embry dan Klovan
(1971) telah dilakukan oleh Dunham (1962) hanya saja tidak terperinci.
Dunham hanya memakainya sebagai dasar penglasifikasiannya saja antara
batugamping yang tidak terikat (packstone, mudstone, wackestone, grainstone)
dan terikat (boundstone) ditegaskan. Sedangkan Embry dan Klovan (1971)
membagi lagi boundstone menjadi tiga kelompok yaitu framestone,
bindstone,dan bafflestone, berdasarkan atas komponen utama terumbu yang
berfungsi sebagai perangkap sedimen. Selain itu juga ditambahkan nama
kelompok batuan yang mengandung komponen berukuran lebih besar dari
2 cm > 10 %. Nama yang mereka berikan adalah rudstone untuk component-
supported dan floatstone untuk matrix supported. Klasifikasi Embry & Klovan
(1971) dapat dilihat pada Gambar V.1.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Tabel V. 1. Klasifikasi Embry & Klovan (Reijers & Hsü, 1986)
Kelebihan yang lain dari klasifikasi Dunham (1962) adalah dapat dipakai
untuk menentukan tingkat diagenesis karena apabila sparit dideskripsi
maka hal ini bertujuan untuk menentukan tingkat diagenesis.
Tabel V. 2. Klasifikasi Dunham (1962)
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
b. Klasifikasi Folk (1959)
Dasar klasifikasi Folk (1959) yang dipakai dalam membuat klasifikasi ini
adalah bahwa proses pengendapan pada batuan karbonat sebanding dengan
batupasir, begitu juga dengan komponen-komponen penyusun batuannya,
yaitu :
a. Allochem
Analog dengan pasir atau gravel pada batupasir. Ada empat macam
allochem yang umum dijumpai yaitu intraklas, oolit, fosil dan pellet
b. Microcrystalline calcite ooze
Analog dengan matrik pada batupasir. Disebut juga micrite (mikrit) yang
tersusun oleh butiran berukuran 1- 4 μm.
c. Sparry calcite (sparit)
Analog sebagai semen. Pada umumnya dibedakan dengan mikrit karena
kenampakannya yang sangat jernih. Merupakan pengisi rongga antar
pori.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Tabel V. 3. Klasifikasi Folk (1959)
c. Klasifikasi Mount (1985)
Klasifikasi Mount (1985) merupakan klasifikasi deskriptif. Menurutnya
sedimen campuran memiliki empat komponen :
(1) Silisiclastic sand (kuarsa, feldspar yang berukuran pasir),
(2) Mud campuran silt dan clay),
(3) Allochem butiran karbonat seperti pelloid, ooid, bioklas, dan
intraklas yang berukuran >20 µm), dan lumpur karbonat atau mikrit
(berukuran <20 µm).
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Komponen-komponen tersebut suatu tetrahedral yang memiliki pembagian
delapan kelas umum dari sedimen campuran. Nama-nama tiap kelas
menggambarkan baik tipe butir dominan maupun komponen antitetik
yang melimpah sebagai contoh : batuan yang mengandung material
silisiklastik >50 % berukuran pasir dengan sedikit allochem maka disebut
allochemical sandstone. Diagram klasifikasi Mount (1985) dapat dilihat pada
Gambar V. 3.
SILISICLASTIC >CARBONATE ?
SAND >MUD ?
ALLOCHEMS >MICRITE ? NAME
yes yes allochemical sandstoneno micrite sandstone
yes
no yes allochemical mudrockno micrite mudrock
yes yes sandy allochem limestoneno sandy micrite
no
noyes muddy allochem limestoneno muddy micrite
Tabel V. 4. Klasifikasi Mount untuk penamaan batuan campuran silisiklastik-karbonat (Mount,1985)
V.4. TIPE-TIPE POROSITAS/PERMEABILITAS
Ada beberapa ahli geologi yang mencoba memberikan klasifikasi mengenai
tipe-tipe porositas tersebut. Salah satu di antaranya adalah Choquette & Pray
(1970) dalam Reeckmann & Sanders (1981). Klasifikasi ini mencoba
menghubungkan ukuran pori, bentuk dengan kemas dari batuan tersebut.
Adapun klasifikasi dari Choquette & Pray (1970) adalah sebagai berikut :
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
1. Porositas pada batuan karbonat, sepenuhnya dikontrol oleh kemas
batuan yang disebut sebagai fabric selective dan dibagi menjadi:
a. Interparticle :
Bisa termasuk dalam porositas primer yaitu merupakan pori – pori yang
terdapat di antara partikel atau intergranular, dan biasanya tidak
mengalami sementasi. Porositas ini bervariasi tergantung pada sortasi,
kemas, dan ukuran butiran.
b. Intraparticle :
Pori–pori yang terdapat di dalam butiran, bisa terbentuk sebagai
porositas primer atau bisa terbentuk pada awal diagenesis, oleh proses
yang dikenal sebagai maceration, dimana material organik yang ada,
dibusukkan di antara skeletal. Jenis porositas ini juga bisa disebabkan
oleh proses perpindahan dari interior butiran yang tidak terlalu
mengalami kalsitifikasi. Melalui proses ini tertinggal bagian cortex-nya
saja.
c. Intercrystalline :
Merupakan pori–pori yang terdapat diantara kristal–kristal yang relatif
sama ukurannya, yang tumbuh karena adanya proses rekristalisasi atau
dolomitisasi. .
d. Mouldic :
Suatu rongga yang terbentuk karena proses pelarutan fragmen dalam
batuan. Porositas ini termasuk porositas sekunder dan termasuk dalam
fabric selective. Untuk membentuk tipe porositas ini, dibutuhkan
perbedaan tingkat kelarutan antara butiran dan struktur yang ada.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Terbentuk dalam batuan monomineralik berhubungan dengan
perbedaan kristalinitas, ukuran kristal, inklusi organik, porositas primer
dan lain-lain.
e. Fenestral :
Merupakan variasi dari interparticle porosity yang terbentuk pada
lingkungan yang khusus, seperti supratidal levee. Terbentuk sebagai
akibat hilangnya beberapa butir pembentuk batuan sehingga terbentuk
rongga–rongga yang besar.
f. Shelter :
Merupakan variasi dari interparticle porosity, dimana adanya butiran
yang berbentuk lempeng, menjadi semacam payung bagi area di
bawahnya, untuk melindungi dari pengisian sedimen yang mengendap.
g. Growth framework :
Pertumbuhan kerangka seperti kerangka koral, yang mengakibatkan
rongga yang diisi oleh koral, menjadi terbuka.
2. Porositas batuan karbonat tersebut tidak dipengaruhi atau dikontrol oleh
kemas (fabric) batuan, disebut sebagai not fabric selective, yaitu
porositas:
a. Fracture :
Rongga yang berbentuk rekahan, yang terbentuk akibat adanya tekanan
luar, dan biasanya terjadi setelah pengendapan, serta berasosiasi dengan
proses perlipatan, pensesaran ataupun salt doming. Terjadi pada batuan
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
karbonat yang relatif brittle, biasanya homogen, seperti kapur dan
dolomit.
b. Channel :
Saluran antar rongga yang terbentuk akibat pelarutan.
c. Vug :
Lubang yang terbentuk sebagai akibat proses pelarutan, seperti
gerowong.
d. Cavern :
Pelarutan lubang yang bisa membesar, sehingga dapat dimasuki
manusia.
.
Tabel V. 5.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
3. Porositas batuan karbonat yang dapat bersifat sebagai kedua–duanya,
disebut sebagai fabric selective or not. Tipe porositas ini antara lain :
Breccia :
Terbentuk karena adanya proses retakan yang menyebabkan batuan
hancur menjadi bongkah-bongkah kecil dan terbentuklah pori-pori yang
berada di antaranya.
Boring :
Pori-pori yang terbentuk karena adanya aktivitas pemboran oleh
organisme.
Burrow :
Porositas yang terbentuk karena penggalian organisme.
Shrinkage :
Penciutan, dimana sedimen yang telah diendapkan, menjadi kering dan
menciut, sehingga terjadi rekahan-rekahan yang dapat menimbulkan
pori.
V.5. DIAGENESA BATUAN KARBONAT
a. Lingkungan Diagenesis
Diagenesis di bawah air laut : laut dangkal, bagian laut dalam
Meteoric diagenesisfreshwater diagenesis : diatas muka air tanah, di bawah
muka air tanah
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
b. Lingkup dan proses diagenesis
Lingkup diagenesis : pengisian pori, lithifikasi, neomorphisme dan
pelarutan
Proses diagenesis
1. Pengisian pori dengan mikrit/lumpur karbonat
2. Mikritisasi oleh ganggang
3. Pelarutan
4. Sementasi
5. Polimorfisme
6. Rekristaliasi
7. Pengubahan/penggantian
8. Dolomitisasi
9. Slisifikasi
Sementasi : proses perekatan antar butir batuan akibat adanya proses
pelarutan dan pembatuan
V.6. TEKSTUR BATUAN SEDIMEN KARBONAT
Pada umumnya batuan terdiri dari mineral – mineral authigenic. Batuan
memperlihatkan gejala diagenesa pada tekanan (P) dan temperatur (T) tertentu,
maka porositas batuan menjadi sangat rendah atau hilang.
Batuan karbonat dicirikan oleh porositas yang rendah dan ditandai oleh tekstur
mozaic. Contoh : batugamping
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Terdiri dari kristal – kristal kalsit dan tidak memperlihatkan porositas /
porositas rendah. Butiran – butiran kalsit dapat berupa polygon – polygon atau
bergerigi. Butiran kalsit yang bergerigi menunjukkan adanya rekristalisasi yang
terjadi pada saat diagenesa. Sebelum rekristalisasi, ada pori sehingga menjadi
ada porositas. Pada non klastik kadang - kadang ada butiran – butiran yang
amorf :
o Kalsedon
o Opal
Ciri yang penting pada batuan karbonat, butiran – butiran yang mula – mula
halus, pada diagenesa akan menjadi bertambah besar.
Ada 3 unsur tekstur :
Butiran (grain)
Butiran klastik (yang tertransport), disebut sebagai fragmen
Massa dasar (matrix)
Lebih halus dari butiran/fragmen, diendapkan bersama-sama dengan
fragmen
Semen (cement)
Berukuran halus, merekat butiran/fragmen dan matriks : diendapkan
kemudian (setelah fragmen dan massa dasar)
Sorting/pemilahan
Sorting baik
Besar butir merata (matriks hanya sedikit/tidak ada)
Sebagai semen
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Sorting buruk
Besar butir tak merata dan matriks cukup banyak
Rounding/kebundaran
Merupakan sifat permukaan dari pada butiran
Disebabkan oleh pengaruh transport terhadap butiran yang akibatnya
menjadi butiran membundar
Terbagi atas :
- Angular (menyudut)
- Sub angular (menyudut tanggung)
- Sub rounded (membulat tanggung)
- Rounded (bulat)
- Well rounded (sangat bulat)
V.7. FAMILI BATUGAMPING
Ada tiga tipe famili batugamping, yaitu:
1. Sparry allochemical rocks/mud-free allochems
Batugamping tipe ini merupakan batugamping yang tersaring dan identik
dengan konglomerat dan batupasir yang well rounded dan pada umumnya
terbentuk pada kondisi pengendapan yang dipengaruhi oleh arus yang
mempunyai tenaga yang penuh. Daerah pengendapanseperti itu misalnya
daerah pantai, bar ataupun daerah submarin yang dangkal.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Tapi biarpun demikian dapat juga sparry allochemical rocks terbentuk pada
lingkungan dengan arus yang lebih lemah.
2. Microcrystalline allochemical rocks
Batugamping tipe ini identik dengan batupasir lempungan ataupun
konglomerat dan terbentuk pada lingkungan pengendapan yang dipengaruhi
oleh arus yang tidak begitu kuat dan begitu cepat.
3. Microcrystalline rocks
Batugamping tipe ini identik dengan batulempung dan terbentuk pada
lingkungan yang tidak dipengaruhi oleh arus yang kuat.
Daerah pengendapannya pada laut amat dangkal, dengan laguna yang
terlindunglereng yang landai dan terendam serta mempunyai tingkat
kedalaman yang sedang. Disamping pada daerah-daerah tersebut diatas
Microcrystalline rocks dapat juga terbentuk di dalam daerah lepas pantai yang
lebih dalam dari daerah-daerah diatas.
Dari semua partikel alkimia, intraklast adalah paling penting karena
terbentuk di air dangkal, dibawah garis gelombang, atau mencirikan
kemungkinan adanya pengangkatan tektonik.
Akan tetapi tidaklah dapat dipungkiri bahwa satuhal dapat terjadi diantara
banyak kemungkinan yang merupakan suatu kelainan. Kelainan-kelainan
tersebut misalnya, mikrit dapat terbentuk di dalam zone energi yang tinggi
jika lumpur karbonat tersebut terperangkap oleh algae yang kotor (penuh
lumpur) dan diangkut dengan keras oleh gelombang.
Sedangkan sparit mungkin saja terjadi pada suatu lingkungan air yang
tenang apabila disitu terjadi suatu akumulasi fragmen-fragmen fossil, dan zat
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
kimia yang terdapat pada lingkungan tersebut tidak bercampur dengan
lumpur karbonat. Sparit tersebut dapat terbentuk oleh pretipitasi kimiawi
ataupun oleh peristiwa abrasi dalam lingkungan yang tenang tersebut.
Mikrit atau diamikrit adalah analog dengan lempung/serpih yang terbentuk
di tengah-tengah dari sebagian besar laguna ataupun terentuk di dalam air
laut lepas pantai.
Batuan yang tersaring dari lumpur karbonat ataupun tersaring dari alokimia
merupakan transisi biomikrit ke biosparit dan identik dengan immature
sandstone.
Batuan tersebut dapat terbentuk apabila gelombang atau arus tidak begitu
kuat. Bila kegiatan arus tersebut berlangsung dengan sporadis maka semua
mikrit tidak akan dapat dikikis ataupun diangkut.
Biosparite, intrasparite dan sebagainya adalah identik dengan super mature
sandstone.
Satu hal yang dipandang penting di dalam pembagian lingkungan
pengendapan batugamping adalah adanya matriks lumpur gampingan dan
semen sparry calsite yang diakibatkan oleh adanya pembagian antara kegiatan
gelombang dan arus. Arus turbulen akan mempercepat proses pencucian
lumpur gampingan dan lumpur gampingan tersebut kemudian bercampur
satu sama lain hingga menjadi suatu suspensi lumpur karbonat. Suspensi
lumpur karbonat tersebut kemudian diangkut ke dalam zone energi rendah.
Proses tersebut merupakan garis pemisah antara tingkat mature dan sub
mature dalam batupasir dan antara mikrit dan sparit dalam klasifikasi
pertama Folk (1959).
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Derajat sortasi/pemilahan
Derajat sortasi untuk pertama kalinya ditulis oleh Dunham, R.J. dan seperti
halnya dalam batupasir derajat sortasi dalam batugamping merupakan fungsi
dari mean grain size.
Sebagai contoh, bila semua material alokimia terdiri dari fossil, sehingga hanya
mempuyai satu sifat saja, maka sortasinya akan bagus. Derajat sortasi tersebut
tetap bagus walaupun pengaruh arus kuat, karena ukuran dari binatang-
binatang tersebut tidak dapat dipisah-pisahkan satu sama lain dalam arti kata
lain mempunyai ukuran yang mendekati seragam.
Penyaringan, pemilahan dan pembundaran dalam karbonat
Penyaringan dari matriks lumpur karbonat terjadi pada tingkat energi yang
rendah karena lumpur karbonat mempunyai diameter yang begitu sangat
halusnya dan mempunyai sifat mudah diangkut atau dipindahkan ke tempat
lain. Batuan yang yang di dalam proses pembentukkannya tidak mengalami
penyaringan (winnowing) akan tercirikan oleh melimpahnya kandungan lumpur
karbonat (seperti biomikrit), pada umumnya mempunyai indikasi diendapkan
pada lingkungan dengan energi yang rendah.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
A B CGambar V. 1. Allochemical Limestones
a. Foraminiferal biomicrite (Eocene), Italy. Diam. 3 mm. Abundant foraminifers in a matrix ofmicrocrystalline calcite (stippled). Orbitoids predominate, but a variety of other forms isincluded.
b. Gastropod biomicrite (Miocene), Ulm, Germany. Diam. 3 mm. Fresh-water limestonecontaining abundant whole and broken Planorbis shells. Matrixes turbid microcrystallinecalcite (dark stippling) containing patches of clear coarser calcite. Larger shells were partlyfilled with carbonate mud at the time of deposition. Voids remaining within shells, and alsocavities under shell fragments, were later filled with coarser spar as a result of authigenicprecipitation. The filling within several shells is an example of geopetal structure; contactbetween microcrystalline calcite and sparry calcite within shells is the bedding surface and isshown right side up.
c. Trilobite sparite (Silurian), Asker, Norway. Diam. 3 mm. Very abundant carapaces of thetrilobite Olenus enclosed in sparry calcite cement in which crudely columnar crystals standapproximately normal to the shell surfaces.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
A B CGambar V. 2. Allochemical Limestones
A. Biomicrite, Twin Creek Limestone (Jurassic), near Jackson, Wyoming. Diarn. 2.7 mm. Poorlysorted, ragged organic fragments enclosed in a matrix of calcite mud (stippled). Most largerfragments are fibrous calcite and may be bits of brachiopod or of certain molluscan shells;two coarse calcite fragments are bits of echinoids. Ragged, disoriented character of theorganic fragments suggests bioturbation.
B. Crinoidal limestone, Trenton Limestone (Ordovician). Trenton Falls, New York. Diam. 3 mm.Medium-grained limestone composed of tightly interlocking crinoid fragments. Pressuresolution along grain boundaries has produced microstylolites between the grains. Onephosphate shell fragment in lower part of diagram. '
C. Cephalopod biomicrite (Silurian), Chuohle, Bohemia. Diam. 4 mm. Casts of the nautiloidcephalopod Orthoceras (circular cross-sections) composed of medium-grained sparry calciteare embedded in a matrix of microcrystalline calcite and small shell fragments. Absence ofany trace of shell in the large casts suggests that the original shells were removed bysolution and the resulting molds later filled with calcite spar,
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
A B CGambar V. 3. Oolitic Limestones
A. Pleistocene ooids. Great Salt Lake, Utah. Diam. 3 mm. Ooids consist of sub-angular detritalquartz grains enclosed by aragonite having both concentric and radial fibrous structure.Incipient cement.
B. Oomicrite, Volksen, Deister Mountains, Germany. Diam. 3 mrp. Loosely packed ooids consistof nuclei encased by microcrystalline calcite (dark stippling); nuclei are shell fragments,some of which have been recrystallized to calcite mosaics. Ooids occur in a micrite matrixthat has been partially recrystallized; note patches of neomorphic microspar and fine-grained spar. The allochems are called ooids, because nuclei are visible and also becausevague relics of concentric structure are visible in some (not illustrated); they have probablybeen micritized.
C. Composite ooids (Pleistocene), Pyramid Lake, Nevada. Diam. 6 mm. Large ooids consistingof microcrystalline (stippled) and radial fibrous (clear) concentric layers. Nuclei arefragments of broken ooids, clusters of tiny ooids (right and center), and bits of granularcarbonate (lower right). Incipient cementation as in A.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
A B C
Gambar V. 4. Oolitic Limestones
A. Oolitic biosparite (Jurassic), Bath, England. Diam. 2.5 mm. Radial fibrous calcite ooids(upper right), microgranular calcite pellets (heavily stippled, at bottom), and abraded shellfragments, all cemented with fine-grained calcite. Cement fabric consists of bladed calcitecrystals rimming each carbonate fragment, with coarse calcite crystals (lightly stippled, nearbottom) occupying the centers of original pores. Some shell fragments are original fibrouscalcite; some are abraded single crystals, probably from echinoids (right and left); some arerecrystallized granular calcite and were probably aragonite originally. Micrite envelopes onmost allochems.
B. Recent ooids, coast of southern Florida. Diam. 2.5 mm. Dark microcrystalline ooids havingdistinct concentric structure. Nuclei are microcrystalline pellets; concentric carbonate isaragonite. Partly cemented with fine-grained calcite, which probably formed in the vadoseenvironment. Remaining pores are blank.
C. Oosparite, St. Louis Limestone (Mississippian), Bowling Green, Kentucky. Diam. 2.5 mm.Ooids consisting of radial fibrous calcite, but with distinct concentric banding, tightly packedand firmly cemented by fine-grained clear calcite. Nuclei in ooids are mostly microcrystallinecalcite pellets, but a few appear organic (right edge and lower right). Compare the looserpacking in B.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
A B C
Gambar V. 5..Dolomitized Limestones
A. Dolomitized Devonian coral. Bear River Range, northern Utah. Diam. 8 mm. Limestonematrix and septa of coral replaced by very fine-grained dolomite; coarser dolomite has filledin between septa in coral; dolomite euhedra near the center are enclosed in a single largecalcite crystal.
B. Dolomitized crinoidal limestone (Silurian), Niagara River, \New York. Diam. 6 mm. Coarsecalcite crystals (stippled) are remnants of crinoid plates and stem segments enclosed andmarginally replaced by a fine-grained mosaic of subhedral dolomite crystals.
C. Dolomitized Devonian coral {Cyathophyllum}, Eifel, Germany. Diam. 3 mm. Coral structurecut longitudinally. Septa consist of cross-oriented prismatic dolomite; dolomite mosaicbetween septa is composed of interlocking larger anhedral grains, generally elongatedparallel to septa.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
A B C
Gambar V. 6. Dolomites
A. Lone Mountain Dolomite (Silurian), 3000 m below surface, near Eureka, Nevada. Diam. 2.5mm. Mosaic of dolomite anhedra, not visibly different from some recrystallized calcitemosaics.
B. Glauconitic Bonneterre Dolomite (Cambrian), near St. Louis, Missouri. Diam. 2.5 mm.Inequigranular dolomite mosaic, with patches of microcrystalline glauconite betweendolomite grains. Local ferric oxide (black), Compare pellet form of glauconite (stippled) in C.Relict ovoid in large dolomite grain at right may be organic. The rock contains some detritalquartz grains (not shown in this field) and is perhaps a dolomitized glauconitic calcarenite.
C. Sandy glauconitic dolomite (Cambrian, Sawatch Formation), Ute Pass, El 1'aso County,Colorado. Subrounded quartz grains and glauconite pellets Healing in a dolomite mosaic;probably a dolomitized calcarenite. Compare the non-porous mosaic of anhedral dolomitegrains at the bottom with porous aggregate of dolomite rhombs in upper part of figure.Local ferric oxide stain (black).
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
A B C
Gambar V. 7. Cherts
A. Cherty portion of Madison Limestone (Mississippian), Bear River Range, northern Utah.Diam. 2.5 mm. Dolomite rhombohedra and detrital quartz sporadic grains (blank andirregular) set in a matrix of microcrystalline quartz. Chert bands like that in center parallelthe bedding and alternate with others, like that at bottom, composed almost entirely ofdolomite. Opaque lamina in dolomite is probably organic material. Secondary veinlet ofchalcedony.
B. Foraminiferal chert (Upper Miocene, McLure Formation), Reef Ridge, California. Diam. 2mm. In lower half, well-preserved calcite tests, infilled partly with coarse calcite (twocleavages) and partly with chalcedony (blank), are set in a matrix of opal (stippled). Inupper half, matrix is clear chalcedony (blank), and calcite tests (without distinct outlines)have been largely replaced by chalcedony.
C. Chert in Helderberg Limestone (Devonian), Genesee County, New York. Diam. 2.5 mm. Anirregular patch of uniformly oriented calcite (dark stippling plus cleavage) is enclosed andseemingly replaced by microcrystalline quartz (light stippling). Dolomite euhedra, some ofwhich are zoned, are scattered through both chert and calcite.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
A B C
Gambar V. 8. Ironstones
A. Frodingham Ironstone (Lias), Scunthrope, Lincolnshire, England. Diam. 2 mm. Ovoidlimonite ooids in a shelly limestone. Ooids are brown, concentrically banded, and translucentin thin section. The matrix is finely granular calcite, containing a variety of abraded shellfragments, some of which are granular and some fibrous. Cavities in three shell fragments(center and lower part) are filled with green chamosite (stippled).
B. Northampton Sand Ironstone (Lias), Corby, Northamptonshire, England. Diam. 2 mm.Sideritic limestone containing numerous chamosite ooids (stippled lightly) and also shellfragments and grains of detrital quartz (blank). One ooid has quartz nucleus. An abradedphosphate shell fragment (stippled) in lower center, two fibrous shell fragments marginallyreplaced by siderite.
C. Northampton Sand Ironstone (Lias), Irthlingborough, Northamptonshire, England. Diam. 2mm. Chamosite ooids in a matrix of chamosite mud. Both matrix and ooids partly replacedby patches of granular siderite.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
BAB VIBATUAN METAMORF
VI.1. PENGERTIAN BATUAN METAMORF
Metamorfosa adalah suatu proses pengubahan batuan akibat perubahan P
(tekanan), T (temperatur) atau kedua-duanya.
Proses metamorfosa merupakan proses isokimia yang tidak terjadi penambahan
unsur-unsur kimia. Temperatur yang dibutuhkan berkisar antara 2000 C -
8000C. Proses metamorfosa berjalan tanpa melalui fase cair.
Akibat metamorfosa adalah batuan keluar dari kondisi kesetimbangan lama dan
memasuki kondisi kesetimbangan yang baru.
Perubahan yang terjadi pada tekstur dan assosiasi mineral, sedangkan yang
tetap komposisi kimia, fase padat (tanpa melalui fase cair).
Berdasarkan perubahan P dan T, dikelompokan atas:
a. Progresive metamorfosa, merupakan perubahan dari P dan T rendah ke P
dan T tinggi.
b. Retrogresive metamorfosa, merupakan perubahan dari P dan T tinggi ke P
dan T rendah.
Kondisi fisik yang mengontrol metamorfosa/mempengaruhi rekristalisasi dan
tekstur.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
A. Tekanan
Tekanan hidrostatik
Tekanan searah (stress)
Kelompok mineral yang dikenal, yaitu :
o Stress mineral yaitu mineral-mineral yang tahan terhadap
tekanan.
Contoh: Staurolit, kianit
o Anti stress mineral yaitu mineral-mineral yang jarang dijumpai
pada batuan yang mengalami stress.
Contoh: olivin, andalusit.
B. Temperatur
Pada umumnya perubahan temperatur jauh lebih efektif dari pada
perubahan tekanan dalam hal pengaruhnya bagi perubahan mineralogi.
Katalisator berfungsi mempercepat reaksi, terutama pada metamorfosa
bertemperatur rendah.
Hal-hal yang mempercepat reaksi :
a. Adanya larutan-larutan kimia yang berjalan antar ruang butiran.
b. Deformasi batuan, yaitu batuan yang pecah-pecah menjadi fragmen-
fragmen kecil sehingga memudahkan kontak antara larutan kimia
dengan fragmen-fragmen.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
C. Komposisi
Type metamorfosa
a. Metamorfosa termal :
Disebut juga metamorfosa dinamo atau metamorfosa kontak
Terjadi akibat perubahan temperatur (kenaikan temperatur)
Biasa dijumpai disekitar intrusi/batuan plutonik
b. Metamorfosa regional
Terjadi akibat perubahan (kenaikan) P dan T bersama-sama
Meliputi daerah yang luas, misalnya pada geosinklin yang
mengalami sedimentasi kemudian terlipat
Tekanan yang berpengaruh adalah P hidrostatis & P stress
c. Metamorfosa kataklastik
Disebut juga metamorfosa kinematik atau metamorfosa dislokasi
Adanya penghancuran batuan oleh sesar dsb, kemudian diikuti
dengan rekristalisasi .. (kenaikan P stress)
Struktur-struktur pada metamorfosa kataklastik :
struktur kataklastik :
Apabila penghancuran tidak begitu kuat (butiran masih kasar)
struktur milonitik :
Apabila penghancuran cukup kuat (butiran sedang)
struktur filonitik :
Apabila penghancuran kuat sekali (butiran halus sekali)
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
VI.2. TEKSTUR DAN STRUKTUR
1. Sifat pertumbuhan kristal
Rekristalisai terjadi dalam keadaan padat, maka setiap kristal yang
tumbuh harus mempunyai daya desak/daya tumbuh yang tinggi
Tekstur sangat khas disebabkan oleh P dan T tinggi
Setiap tekstur yang terbentuk pada saat metamorfosa disebut tekstur
kristaloblastik
Dpl adalah tekstur dari kristal-kristal yang dihasilkan oleh proses
metamorfosa
Tekstur sisa (yang terbentuk sebelum metamorfosa) diberi awalan
blasto, contoh: Blastoporfiritik
2. Urutan kristalisasi (Crystaloblastic series)
Mineral yang tersusun menurut kemampuan mendesak dari mineral
terhadap mineral di sekitarnya
Jika kuat cenderung untuk tumbuh sempurna (euhedral)
Golongan 1rutile – titanit – magnetit
Golongan 2turmalin – kyanit – sataurolit – garnet
Golongan epidot – zolsit – forsierit
Golongan 4piroksin – ampibol – wollastonit
Golongan 5mika – klorit – talk
Golongan 6kalsit – dolomit
Golongan 7kordierit – skapelit – feldspar
Golongan 8kuarsa
Kuarsa umumnya dijumpai dalam bentuk anhedral
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
3. Bentuk individul kristal
Idioblast mineral berbentuk euhedral
Hypidioblast/xenoblastikmineral berbentuk enhedral
4. Tekstur
Lepidoblastikterdiri dari mineral-mineral tabular
Nematoblastikterdiri dari mineral-mineral prismatik
Granoblastik terdiri dari mineral - mineral yang
equidimensional (granular) dengan batas-batas
yang satured (tak teratur). Mineral-mineral
mempunyai bentuk anhedral
Granuloblastik terdiri dari mineral - mineral yang
equidimensional (granular) dengan batas-batas
yang unsatured (lebih teratur). Mineral-mineral
mempunyai bentuk anhedral
Homeoblastik apabila batuan terdiri dari satu tekstur
Contoh: Lebidoblastik saja ataupun Nematoblastik saja
Heteroblastik apabila batuan terdiri atas lebih dari satu
tekstur
Contoh: Lebidoblastik dan Granoblastik
Ada beberapa mineral yang ditemukan dengan ukuran yang lebih besar dari
pada yang lain, dikenal sebagai tekstur porfiroblastik. Mineral-mineral
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
tersebut ditemukan pada deret atas dari urutan rekristalisasi (Crystalloblastic
series).
Mineral-mineral tersebut adalah :
Garnet
Kyanit
Andalusit
Kordierit
Staurolit
Tekstur relict merupakan tekstur sisa yang dapat menunjukkan batuan
asal sebelum mengalami proses metamorfose
Contohnya :
Blastoporfiritikbatuan asal bertekstur porfiritik
Blastofitikbatuan asal bertekstur ofitik
Tekstur lain yang biasa dijumpai
Granoblastik polygonal
Decussate
Sama dengan granoblastik polygonal, hanya bentuk
individu kristal lebih euhedral dan rapat sekali
Web tekstur
Khas untuk metamorfose thermal
Mortar tekstur
Merupakan hasil crushing/pemecahan sehingga hancur
Sacaroidal
Seperti gula pasir
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
5. Struktur batuan metamorf
Secara umum struktur batuan metamorf terdiri atas foliasi dan non foliasi.
a. Foliasi (schistosity)
Merupakan struktur paralel yang ditimbulkan oleh mineral-mineral
pipih sebagai akibat proses metamorfosa.
Foliasi ini meskipun tak sempurna, dapat diperlihatkan oleh mineral-
mineral prismatik yang menunjukan orientasi tertentu.
Mineral pipih ..................................................................................
biotit
Mineral prismatik............................................................................
hornblende, piroksen
b. Non foliasi
Merupakan struktur yang dibentuk oleh mineral yang equidimensional
sehingga terdiri atas butiran – butiran (granular), dapat dijumpai pada
batuan hornfels.
Foliasi dihasilkan oleh metamorfosa regional dan metamorfosa
kataklastik
Non foliasi dihasilkan metamorfosa termal .......................................
Struktur – struktur yang biasa dikenal:
1. Slaty cleavage
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Merupakan struktur foliasi planar yangdijumpai sebagai bidang-bidang belah padabatu sabak
2. Granulose/hornfelsic
Tidak menunjukkan cleavage
Merupakan mozaic yang terdiri dari mineral-mineral yang equidimensional
Merupakan hasil dari metamorfosa termal
3. Filitik
Terlihat rekristalisasi yang lebih kasar daripada slaty cleavage
Batuan mempunyai kilap yang lebihmengkilap daripada batu sabak
Sudah mulai terjadi pemisahan mineralpipih dengan mineral granular, tetapi masihbelum jelas/belum sempurna
Gejala segregation / pemisahan tersebutdisebut juga diferensiasi metamorfosa
4. Schistose
Struktur akibat perulangan dari mineralpipih dengan mineralequigranular/equidimensional
Mineral pipih orientasinya tidak terputus-putus (menerus)
Disebut juga close schistosity
5. Gneissose
Struktur akibat perulangan mineral pipihdengan mineral equidimensional ataugranular
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Orientasi mineral pipih terputus-putus(tidak menerus) oleh mineral-mineralgranular
Disebut juga open schistosity
6. Milonitik
Berbutir halus
Menunjukkan goresan-goresan akibatgranulation (penggerusan) yang kuat
7. Filonitik
Gejala dan kenampakan sama denganmilonitik
Disini sudah terjadi rekristalisasi
Menunjukkan kilap silky
VI.3. KLASIFIKASI
Klasifikasi batuan metamorf dapat terbagi berdasarkan komposisi kimia dan
tekstur.
1. Klasifikasi berdasarkan komposisi kimia batuan metamorfa. Batuan metamorf sekis pelitik
Merupakan batuan sekis yang banyak mengandung Al
Di darat berasal dari : lempung, serpih, mudstone
b. Batuan metamorf kuarso-feldspatik
merupakan Batuan metamorf yang banyak mengandung kuarsa
dan feldspar
dapat berasal dari batupasir greywacke
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
c. Batuan metamorf yang kalkareous
merupakan Batuan metamorf yang banyak mengandung Ca
dapat berasal dari batugamping, dolomit
d. Batuan metamorf yang basic
Batuan metamorf dengan kadar Fe dan Mg tinggi
Dapat berasal dari tuff
e. Batuan magnesian
Batuan metamorf yang kaya Mg saja
Dapat berasal dari batuan sedimen yang kaya akan Mg
2. Klasifikasi berdasarkan Struktura. Hornfels/granulose
Batuan metamorf yang terdiri dari mozaic butir-butir yangequidimensional (mineral yang granular/interlocking) dan tidakmenunjukkan pengarahan/orientasi/foliasi
Tidak menunjukkan schistosity Tekstur granoblastik Struktur granular/hornfelsik Hasil metamorfosa thermal / metamorfose kontak
b. Slate (batusabak) Batuan metamorf berbutir halus Struktur : slaty cleavage (memperlihatkan foliasi yang jelas, tetapi
tanpa agregation banding (selang seling mineral pipih dan granular) Sebagai hasil metamorfosa regional dari mudstone, siltstone,
claystone dan lain-lainCatatan: makin tinggi derajat metamorfosa, semakin terlihatsegregation banding
c. Phyllite Batuan metamorf berbutir halus Memperlihatkan schistosity
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Mulai terlihat segregation banding (meskipun kurang baik, terlihatrekristalisasi yang lebih kasar dibanding slate, sudah mulai terjadipemisahan mineral pipih dengan mineral granular
Memperlihatkan kilap karena timbulnya mineral muskovit danklorit
Butiran lebih halus daripada batusabakd. Sekis
Batuan metamorf yang sangat schistose, Butiran – butiran cukup kasar sehingga mineral - mineralnya dapat
dibedakan satu sama lain segregation banding baik sekali terdiri dari perulangan mineral – mineral pipih / tabular dengan
mineral granular, orientasi mineral pipih terputus-putus olehmineral granular (open schistocity)
Struktur close schistose Sebagai hasil metamorfosa regional
e. Amphibolite Batuan metamorf yang berbutir sedang – kasar Terdiri atas mineral hornblende dan plagioklas saja, kadang-kadang
ada biotit dan minera penyerta Schistosity timbul akibat orientasi dari mineral – mineral prismatik
(hornblende) Schistosity tidak sebaik batuan sekis Hasil metamorfosa regional berderajat medium-tinggi
f. Gneiss Batuan metamorf berbutir kasar Schistosity tidak baik karena terpotong oleh mineral-mineral
equidimensional (kuarsa dan feldspar) Struktur : open schistose Hasil metamorfose regional
g. Granulite Batuan metamorf tanpa mika / ampibol (sedikit) Tidak ada schistosity Terdiri atas mineral – mineral equidimensional dan prismatik Tekstur : granoblastik Kadang – kadang ada orientasi yang diperlihatkan oleh mineral
kuarsa atau feldspar atau kedua – duanya sehingga sebagai lensa-lensa pipih
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Hasil metamorfose regional fasies granuliteh. Marble
Batuan metamorfose yang terdiri dari karbonat (kalsit atau dolomit) Tekstur granoblastik Schistosity tidak ada, kalaupun ada sangat buruk dan hanyalah
berupa orientasi dari lensa-lensa kalsiti. Milonit
Batuan metamorf berbutir halus Sebagai hasil penggerusan yang kuat Terlihat goresan-goresan ataupun lensa-lensa dari batuan asal yang
tidak hancur, berbentuk seperti mata Sebagai hasil metamorfose kataklastik
j. Kataklastik Butiran lebih kasar dari pada milonit Penggerusan kurang kuat Tidak ada rekonstitusi kimia
k. Filonit Gejala dan kenampakan sama dengan milonit Disini sudah terjadi rekristalisasi Menunjukkan kilap silky, karena adanya mineral mika Sebagai hasil penggerusan (granulation) yang kuat sekali Butiran halus sekali
VI. 4. FASIES METAMORFOSE DAN TEKTONIK LEMPENG
Fasies metamorfose adalah kelompok batuan metamorfose yang menunjukkan
suatu kondisi fisik tertentu yang dicirikan oleh asosiasi mineral yang tetap.
Dalam menentukan fasies metamorfose, perlu diingat 2 hal yang penting, yaitu:
Komposisi mineral batuan metamorf
Kondisi fisik (temperatur dan tekanan)
Harus diingat bahwa asosiasi mineral tidak akan menyimpang dari komposisi
kimia batuan asal.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Fasies-fasies yang dikenal dalam batuan metamorf:
1. Fasies metamorf kontak
a. Fasies albite-epidot-hornfels
b. Fasies Hornblende-hornfels
c. Fasies Piroksen-hornfels
- Temperatur tinggi
- Tekanan sedang
- Metamorfose thermal
d. Fasies sanidinit
2. Fasies Metamorfose regional derajad rendah
a. Fasies zeolit
b. Fasies pumpelit
c. Fasies Lawsonit-albit-clorit
d. Fasies Skis Biru (blueschist) atau Skis-mika (glaucophane-schist)
e. Fasies Skis Hijau (green-schist)
3. Fasies Metamorfose regional derajat tinggi
a. Fasies amphibolite
Silimanit – almandit sub fasies (Tekanan dan temperatur tinggi)
Staurolit – kianit sub fasies (Tekanan dan temperatur rendah)
Kordierit – antofilit sub fasies (Tekanan dan temperatur sedang)
b. Fasies granulite
c. Fasies eklogit (Lebih tinggi dari granulite fasies)
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
VI. 5. PRODUK METAMORFOSA KONTAK DAN MEKANIK
Pelitik Hornfels : melimpah mineral mengandung oksida Al2O3 (andalusit atau
cordierit atau keduanya) porfiroblastik, matrik granoblastik
berbutri halus : kuarst, felsdpar, mika atau grafit.
Fasies Piroksin Homfels : orthoklas atau mikroklin hadir
bersama andalusit atau silimanit tanpa muskovit. Fasies
Sanidinit: Batuan basaltik mengandung xenolit kaya alumma-
homfds
Buchite : Xenolit, pada partial melting yang menghasilkan batuan
transisi antara batuan beku dan metamorf
Pelitic buchite ; cordierit, spinel, alumunium silikat mulit
(temperatur tinggi) jarang, dan glas.
Pelitic Spoted schist : Bagian luar kontak aureole yang berkembang pada batuan
tekstur slaty atau filitik yang akan menghasilkan batuan
metamorf tekstur foliasi; schistosic. Asal batuan mengandung
oksida K2O tinggi atau sedimen pelitik kandungan biotit atau
muskovit tinggi.
Kuarts-Feldspatik hornfels : Kuarst, plagioklas dan K-feldspar dari batupasir
atau siliceous volcanic rocks (riolit, dasit)
Tekstur ; mosaik kuarts dan feldspart
Marmer (Marble): hasil metamorfisme kontak tingkat tinggi, kontak dengan
batuan karbonat dan dolomit, Granoblastik, mosaik butiran
kalsit yang seragam.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Cals-Silicate Hornfels dan Skarn : matamorfik kontak calcium-bearing silicates.
Skarn metamorfik pada argillaceons limestones
Basic Hornfels : Metamorfisme kontak tingkat tinggi pada famili basalt dan
andesit. Granobalstik, mosaik labradorit, diopsid, hipersten
dan asesirus magnetit, apatit dan spinel. Pada batuan asal
sangat basa, dijumpai olivin
Magnesian Hornfels : hornfels kasar dengan komposisi magnesian amphibol
seperti antopilit atau cummingtonit, cordierit dan biotit,
almandin, gamet.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
Tabel VI. 1. Some Characteristic Mineral Assemblages (Accessory Phases Omitted) in Common Rocks on Contact AureolesRock Group Hornblende-Hornfels Facies Pyroxene-hornfels Facies
Pelitic Muscovite-biotiteAndalusite'-muscovite-biotiteAndalusite'-cordierite-muscovite-biotiteStaurolite-biotite andalusite"Staurolite-cordierite-muscovite
Plus anyor all of quartsplagioclase K-feldspar
With quartzK-feldspar-sillimanite''-cordieriteK-feldspar—sillimanite''Without quartz.Cordierite-corundum-spinelCordierite-corundum-sillimanite''
Plus biotite(andplagioclase)
Plus any or all biotite,K-feldspar, plagioclase
Calcareous1. Calcic marbles'
Calcite-tremolite (-quartz)Calcite-diopside (-quartz)Calcite-tremolite-diopsideCalcite-diopside-grossular
Calcite-wollastonite (-diopside)Calcite-diopside (-forsterite)Calcite-wollastonite-diopside-grossular
2. Magnesian marbles(metadolomites)'
Calcite-dolomite-tremolite-clinohumiteCalcite-dolomite-forsteriteCalcite-dolomite-forsterite-phlogopite
Calcite-forstente-periclase Calcite-forsterite-monticellite Cakite-forsterite-spinel Calcite-forsterite-diopside
Clinohumitc possibleadditional phase
3. Calc-silicate rocks Diopside-epidote-hornblendeDiopside-grossular-epidoteDiopside-vesuvianite-grossular-wollastoniteDiopside and grossular, commonly with significant iron
Diopside-wollastonite-grossular-vesuvianiteDiopside-grossular-anorthite (or calcic plagioclase)
Basic Hornblende-plagiocalse (-biotite, -almandine)Hornblende-plagioclase-diopside
Diopside-hypersthene-plagioclaseDiopside-olivine-plagioclase
Magnesian1. Metaserpenites
2. Alumious types
Antigorite-forsterite-tremoliteForsterite-talc-tremoliteForsterite-anthophyllite-tremoliteAnthophyllite-talc
Cordierite anthophyllite (-biotite) Anthophyllite-curnmingtonite-biotite
Forsterite-enstatite-spinel (-diopside)
Hypersthene-cordierite (-biotite)'Or sillimanite.'"Or andalusite. < K-feldspar or plagioclase, or both, possible minor phase.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-20
VI. 6. PRODUK METAMORFOSA REGIONAL DERAJAD RENDAH
1. Metamorfisme sangat rendah Immature product
Metapelitik : Batuan induk shale, pada fase awal terkena metamorfisme(montmonlonit, illit, pyrophyllite)
Metagraywacke
Metabasalt
Fasies Zeolit dan Pumpellyite
2. Metamorfisme pada tekanan sedang Mature Product
Slate dan Filit : Asal sedimen berbutir halus, komposisi utania mica,clorit kuarts dan grafit. Asesoris : tourmalin, rutil,epidot-, spinel, magnetit dan pirit.
Pelitik Skis Mika : komposisi dominan ; muskovit, dorit, kuarts sertaalbit, epidot atau clinozoisit, dolomit (atau kalsit).Asesoris ; spinel, tourmalin, apatit dan magnetit, seringpula gamet, grafit dan rutil.
Kuarts-Feldphatic Skis Mika : Skis mika turunan asal dari graywackedengan kuarts dan felsdpart melimpah.
Low-Grade Calc-Schists : tekstur skistosik komposisi kalsit, dolomit,dan sedikit kuarts ,albit, muskovit, clorit, clonozoisit,spinel dan gafit.
Skis hijau (Greenschists): metmorfisme temperatur rendah pada batuanbasa-semibasa. Melimpah mineral clorit, epidot danaktinolit.
Magnesian Schists : metamorfisme pada batuan peridotit padametamorfisme asosiasi dengan hidrotermal danmetamorfisme burial
Fasies Skis Hijau (Greenschist)
3. Metamorfisme pada tekanan tinggi mature product (tekanan diatas 10-
12 kb)
Fasies Skis Biru (Blueschist)
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-22
Tabel VI. 2. Low-grade mineral paragenesis in relation to facies of regional metamorphism (selected mineral assemblages)Rock type Zeolite and pumpellyite facies Greenschist facies Blueschist facies
Metapelites Montmorrillonite-illite-quartz-alkali feldspar+ pyrophyllite
Muscovite (phengitic)-chlorite-quartz-albite-epidote + stilpnomelane orbital chloritoidSame as above plus biotite + almandine;stilpnomelane rare
Muscovite (phengitic)- paragonite-lawsonite-chlorite-glaucophane-quartz-albite-sphene
Metagraywacke Quartz-heulandite + analcimeQuartz-albite-laumontite-prehnite-chlorite +stilpnomelaneQuartz-albite-prehnite-pumpellyite-chlorite+ stilpnomelane
Quartz-albite-epidote-muscovite-chlorite +stilpnomelaneSame as above with biotite + almandine;stilpnomelane absent
Quartz-jedelite-muscovite-chloite-lawsonite-glaucophane-spheneSame as above + almandine + epidote
metacherts Quartz + iron oxides Quartz + iron oxidesQuartz-piedmontite-muscovite-spessartine-stilpnomelane
Quartz-stilpnomelane-spessatineQuartz-crossite-aegirine + lawsonite
Calcareous Calcite + quartz Calcite-quartz + tremolite orbital talcCalcite-dolomites + tremolite orbital talcCalcite-zoisite-grossular (andraditic)Calcite-albite-epidote
Argonite + lawsonite + glaucophaneCalcite + relict aragonite
Metabasalt Sphilitic assemblages\; albite-chlorite-epidote orbital pumpellyte + relict augite
Albite-chlorite-epidote + stilpnomelaneAlbite-actinolite-epidote-chlorite + calcite +biotite
Albite-lawsonite-pumpellyite-glaucophane-chlorite-stilpnomelane-spheneAlbite-epidote-glaucophane-omphasite-chlorite-actinoliteAlbite-lawsonite-clinozoisite-chlorite+ hornblende + almadine
Serpentinites andderivative magnesiterocks
Chrysotile and/orbital lizardite + brucite Calcite-quartz + tremoliteAntigorite-calcite-talcAntigorite-diopside-forsteriteTalc-magnesite + tremolite
Antigorite + tremolite + talc
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-22
VI. 7. PRODUK METAMORFOSA REGIONAL DERAJAT TINGGI
Hydrous Rocks :
High-Grade Skis Pelitik
Kuarts-Feldspart Skis dan Gneis
Granitik dan Granodioritik Gneis
Amphibolit : batuan metamorfik foliasi dengan komposisi utama
homblende dan plagioklas
High-Grade Magnesian Skis : progresif
Anhydrous Rocks :
Kuartsit
High-grade Marbles dan Calc-granulits
Granulit: kuarts-Feldspart Granulit, Piroksen Granulit
Ecklogit
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-22
Tabel VI. 3. High-Grade Mineral Paragenesis in Relation to Facies of Regional Metamorphism (Selected Mineral Assemblages)Rock Type Amphibolite Facies Granulite Facies Eclogite Facies
Metapelite (micaspredominant) and quartzo-feldspathic rocks (quartsand feldsparspredominant)
Muscovite-biotite-quartz-plagioclase ±orthoclasea-almandine ± staurolite ± kyanite orsillimanite ± chlorite ± epidote
Same as above, with cordierite and andalusite asAl2SiO3 potymorphb
Quartz- K- feldspar-plagioclase-sillimanile (or kyanite)-almandine-phlogopite
Same plus cordierile (kyanileexcluded)c
Granitic Quartz-plagioclase-orthoclase (or microcline)-biotite ± hornblende or muscovite
Quartz-orthoclase (or microcline)-plagioclase-hypersthene-augite-almandine
Quartz-jadeite-phengile-zosite-pyrope-rutile
Metacherts Quartz-diopside(hedenbergitic)-hypersthene-garnetQuartz-diopside-hedenbergite-cummingtonite-
garnet
Quartz-hedenbergite-fayalite-magnetite
Calcareous Calcite-tremolite-quartz Calcite-diopside-quartzCalcite-diopside-tremolite Calcite-dolomite-forsterite
clinohumiteCalcite-tremolite-forsterite-phlogopiteZoisite-scapolite-quartzCalcite-plagioclase (An>20)Diopside-zoisite-plagioclase ± hornblende
Calcite-dolomite-forsterite spinelCalcite-diopside-wollastonite'Diopside-scapolite-bytownite-
grossular-andradite
Garnet (magnesian grossular)-omphacite ± kyanite
Metabasalt and metagabbros Hornblende-plagiocklase + biotite + alamanditeHornblende-plagiocklase + diopside + almandineHornblende-plagiocklase – epidote + quartz
Plagiocklase – diopside-hyperstene-rutile + olivine + spinel +sapphirine
Omphacite-pyrope-almandite-rutile + kyanite +amphibolite
Magnesian schist andgranulite
Antigorite-forsterite-tremoliteForsterite-talc-tremoliteForsterite-anthophyllite-tremoliteForsterite-enstatite-tremolite + spinelMagnesit-anthophyllite (or enstatite)-tremoliteCordierite-anthophyllite
Forsterite-enstatite-diopside + spinel Forsterite-enstatite-diopside-pyrope-spinel
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-23
A B CGambar VI. 1. Metamorphic Textures
A. Porphyroblastic texture in garnei-mica-quartz schist, Perthshire, Scotland. Diam. 5 mm.Porphyroblasis of garnet enclose curved trains of graphite inclusions, the arrangement ofwhich indicates counterclockwise rotation of the growing porphyroblasts.
B. Granoblastic texture in garnet-hypersthene-plagioclase granulite, Hart-mannsdorf.Saxony. Diam. 2 mm. The two largest crystals are of almandine garnet.
C. Poikiloblastic (sieve) texture in skarn, Doubtful Sound, New Zealand. Diam. 1 mm. Onthe right, pink andradite garnet; on the left, part of a large crystal of epidote enclosingquartz and calcite.
A B C
Gambar VI. 2. Pelitic Hornfelses and Spotted Slates
A. Ctiiastolite slate, Fichtelgebirge, Bavaria. Diam. 3 mm. A porphyroblast of chiastolite(now converted to a mat of indeterminate colorless micaceous minerals), cut at rightangles to the z (c) axis, shows geometrically arranged graphite inclusions. Thegroundmass consists of finely crystalline, colorless micas, pale-brown biotite, and minorquartz and graphite. Note how the slaty cleavage (horizontal) and the cross-cutting
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-24
strain-slip cleavage (steeply inclined) have been destroyed in the vicinity of the growingporphyroblast.
B. Chiastolite slate, near Mariposa, Sierra Nevada, California. Diam. 7 mm. Section cutparallel to slaty cleavage. Porphyroblasts of altered chiastolite are enclosed in a matrixof biotite, graphite, and quartz. Note tlie unaltered core, which has survived in the upperpart of the central porphyroblast.
C. Andalusite hornfels, near Andlau, Germany. Diam. 3 mm. Spongy andalusite, biotite,muscovite, and iron oxides in a matrix of quartz.
A B C
Gambar VI. 3. Skarns
A. Scapolite-aciinolite-phlogopite marble, Germany. Diam. 2.5 mm. The three colorlessidioblastic crystals with relatively low refractive index are of scapo-lite.
B. Skarn, Donegal, Ireland. Diam. 2.5 mm. Vesuvianite enveloping green diop-sidicpyroxene (in lower half). Grossular (upper right) and vesuvianite (upper edge), bothenclosing granular epidote-clinozoisite.
C. Skarn, Aberdeenshire, Scotland. Diam. 2 mm. Large prismatic crystal of vesuvianite (atleft) and darker grains of grossular-andradite with irregular fracture, enclosed incolorless, radially prismatic prehnite.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-25
A B C
Gambar VI. 4. Basic Hornfelses
A. Diopsicle-plagioclase-biotite hornfels, near Cisco, Sierra Nevada, California. Uiani. 3 nun.Diopside shown stippled; a few grains of magnetite.
B. Hornblende-plagioclase hornfels, near Cisco, Sierra Nevada, California. Diam. 3 mm.Relict phenocrysts of plagioclase retaining zonary structure indicate igneous origin.
C. "Beerbachite," Odenwald, Germany. Diam 3 mm. Hypersthene, diopside, plagioclase,and magnetite; pyroxenes show retrograde alteration to fibrous pale-green amphibole;olivine (not shown) is also present.
A B C
Gambar VI. 5. Magnesian Contact Marbles
A. Chondrodite-spinel marble. Amity, New York. Diani. 3 mm. Pale-yellow chon-drodite anddeep-green pleonaste in a matrix of calcite. A single crystal of pyrite (right) and aragged Hake of graphite (lower left). Addition of fluorine and sulfur is indicated bypresence of chondrodite and pyriie.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-26
B. Ludwigite-forsterite-spinel marble, Twin Lakes, Sierra Nevada, California. Diani. 2 mm.Calcite encloses round grains of forsterite and green pleonaste and slender prisms of themagnesium-iron borate ludwigite ("y == dark brown; a = dark green; refractive index1.85-2.0; elongation parallel to "y). Presence of ludwigite indicates addition of boronand iron.
C. Brucite marble (predazzite), Predazzo, Italy. Diam. 2 mm. Colorless clear areas are ofbrucite, pseudomorphous after periclase; under crossed polarizers they show a complex,concentric arrangement of deformational kinks in the brucite crystals. A few roundgranules of forsterite are also present.
A B CGambar VI. 6. Mylonites
A. San Gabriel Mountains, California. Diam. 5 mm. Strained and broken coarse crystals("porphyroclasts") of feldspar and a train of garnet granules set in a fine-grainedschistose matrix of quartz and feldspar veined with granoblastic quartz.
B. Granite mylonite, San Gabriel Mountains, California. Diam. 5 mm. Coarse, strained,partially granulated crystals are of plagioclase, microcline, and quartz. The granularmatrix is composed of quartz, feldspar, and biotite.
C. Mylonitic augen gneiss, Deadman Lake, British Columbia. Diam. 6 mm. Ovoid relictcrystals of plagioclase and of K-feldspar, in a matrix of muscovite, chlorite, and quartz,traversed by swarms of stringers of later undeformed quartz.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-27
A B CGambar VI. 7. High-Grade Politic Schists
A. Almandine-biotite-plagioclase schist, sillimanite zone, Scottish Highlands. Diain. 4.5 mm.
B. Staurolite-biotite-muscovite-quartz schist, near Innsbruck, Austria. Diam. 4.5 mm. Thecentral porphyroblast of golden staurolite is marginally altered to finely divided whitemica (retrograde metamorphism involving introduction of potassium).
C. Kyanite-staurolite-almandine-muscovite schist with minor biotite and quartz, Gassets,Vermont. Diam. 3 mm. Pale-pink almandine at right and top left margins; goldensiaurolite, lacking cleavage, at top right and lower right; kyanite prisms have well-developed cleavage (the crystal at lower left is cut parallel to {100} and shows a nearlycentered negative bisectrix figure; extinction is at 30° to the cleavage).
A BGambar VI. 8. Eclogites
A. Kyanite eclogite, Suiztal, Tyrol. Diam. 3 mm. Pink pyrope, colorless ompha-cite, andkyanite, with accessory rutile. Crystals ofkyanite (with closely spaced cleavage cracks)show strong preferred orientation.
B. Eclogite, closely associated with serpentinite, near Healdsburg, Coast Ranges, California.Diam. 3 mm. Idioblastic pink garnets rimmed with chlorite; abundant colorlessomphacite; deep-brown rutile rimmed with granular sphene. Sphene and chlorite (and inother sections glaucophane) are products of incipient retrograde metamorphism.
Lecture Note : Petrografi, Agus Hendratno – Geologi UGM
VI-28
Df-1
DAFTAR PUSTAKAAkiho M., 1978, Metamorphism and Metamorphic Belts, George Aleen & Unwin.
The Gresham Press. London.Boggs, S., Jr., 1987, Principles of Sedimentology und Stratigraphy, Mc Hill
Publishing Company, Ohio.Cas, R.A.F. & Wright, J.V., 1987, Volcanic Successions : Modern and Ancient,
Allen and Unwin (Publisher) Ltd., London UK.Ernest G. E., and Blatt H., 1982, Petrology of Igneous, Sedimentary, and
Metamophic Rodes, W. H. Freeman and Company, San Fransisco.Fisher, R.V. & H.-U., Schmince, 1984, Pyroclastic Rocks, Springer-Verlag,
Berlin.Flugel,. E, 1982, Microfacies Analysis of Limestones, Springer-Verlag, New
York.Gilbert., C, M,. Turner., F.J., and Williams., H, 1982, Petrography; An
introduction to the Study of Rocks in Thin Section.Groves, D., I, and Muller., D., 1997, Potassic Igneous Rocks and Associated
Gold-Copper Mineralization, Springer .Hekinian, R., 1982, Petrology of Ocean Floor, Elsevier Scientific Publishing.
Company, Asterdam,Hyndman, Donald., W., 1972, Petrology of Igneous and Metamorphic Rocks,
Mc.Graw-Hill, Inc,Macdonald., G., A, 1972, Volcanoes, University of Hawaii, Prentise-Hall, Inc,
New Jersey.Mc. Phie., J., Doyle,. And Allen, 1993, Volcanic Texture, Centre for Ore
Deposit and Exploration Studies, University Tasmania.Pettijohn., F. J, 1957, Sedimentary Rocks, Harper and Brother, New York.Philpotts., Anthony., R, 1989, Petrography of Igneous and Metamorphic
Rocks, Prentice Hall. Inc.Rollinson, H., 1993, Using Geochemical Data : Evaluation, Presentation,
Interpretation, Longman Group, United Kingdom.Rusdi, Irianto, 2003, Endapan Volkaniklastik pada Lingkungan Laut, Fakultas
Teknik, Jurusan Teknik Geologi, (tidak dipublikasikan)Sorensen., H, 1979, The Alkaline Rocks, Universitetets Mineralogiske-
Geoloske Instituter, Copenhagen, John Wiley & Sons.Travis, R. B., 1955, Classification of Rocks, Quarterly of Colorado School of
Mines.Williams, H. & McBirney, A. 1979, Volcanology, Freeman Cooper and
Company, San Francisco,Wilson, M.,1991, Igneous Petrogenesis : A Global Tectonic Approach,
Publisher, London
Df-2
Contoh Format Deskripsi Batuan
LABORATORIUMPETROGRAFI
LOKASI SATUANTUGU Batugamping Bioklastik
Analisa sayatan tipis batuan No. Lokasi No. Peraga BagianPemeriksa :Jenis batuan : Nama Lapangan :
Perbesaran 40 xDeskripsi Sayatan TipisNikol Paralel
a b c d e f g h I
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
Nikol bersilanga b c d e f g h I
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
Df-3
LEMBAR DATA PETROGRAFIIDENTIFIKASI CONTOH
KedalamanLokasi
TIPE BATUAN DAN TEKSTURNama Batuan Batupasir Sorting Poorly sortedKlasifikasi Quarzarenite Roundness Angular – sub angularRange ukuran butir 0,04 – 0,3 mm Hubungan antar butir PC >< mengambangMean ukuran butir 0,12 mm (very fine sand Struktur
Butiran terrigenous % Matriks %Butiran karbonat
%
Monocrystalline quartz 76.25 Lempung detrital 16 Buitiran skeletal
Straight extenctionCarbonate mud
ForaminiferalsUndulose extenction Pseudomatrix Arenaceous forams
Pseudomatrix Planktonic foramsFeldspars Vulcanic glass Small benth.
foramsPotash feldspar Indeterminate Large foramsPlagioclase feldspar 1.5Microline 0.5 CEMENTS % Mollucas
Lithic fragments Silica PellecypodaIgneous Pyrite Gastropoda
Acid Chlorite OstracodaBasic Kaolinite
Metamorphic Illite AlgalsPolycristallinequartz
3 Zeolites Red algae
Low grade Indeterminate clays Green algaeMod. Grade Calcite spar Blue green algaeHigh grade Dolomite
Sedimentary Siderite EchinodermsChert Ferroan calcite BrachiopodClaystone Ferroan dolomite BryozoanSiltstone Pylloid algaeSandstone REPLACEMENT % Corals
Calcite spar Indeterminatebioclast
Accessory minerals DolomiteMicas 0.5 Siderite Non skeletal grainsGlauconite Kaolinite IntraclastHeavy minerals Chlorite OolitesCarbonacous mat Pyrite PisolitesOpaque minerals Indeterminate clays Oncolites
Df-4