BAB 3 Sedimen biogenik, kimia, dan volkanogenik.pdf

8/18/2019 BAB 3 Sedimen biogenik, kimia, dan volkanogenik.pdf

1/14

3Sedimen Biogenik, Kimia dan Volkanogenik

Dalam suatu daerah dimana tidak ada suplaidetritus klastik dalam jumlah besar, proses-

proses lain sangat penting dalam akumulasisedimen. Bagian keras dari tanaman dan hewan, berukuran dari alga mikroskopik sampai tulang

vertebrata, membentuk endapan pada banyaklingkungan yang berbeda. Yang terpentingadalah banyaknya organisme yang membangun

cangkang dan struktur kalsium karbonat ketikahidup, dan meninggalkan bagian kerasnyaketika mati sebagai sedimen karbonatan yangmembentuk batugamping. Proses kimia jugamemainkan bagian dalam pembentukan batugamping, tapi yang terpenting adalah dalammenghasilkan evaporit yang merupakan

endapan dari air berkonsentrasi garam. Sedimenvolkaniklastik adalah produk besar dari proses

volkanik primer yang menghasilkan debu-debudan pengendapannya di lingkungan darat atau bawah laut. Dalam daerah volkanik aktif,

endapan ini dapat menutupi semua tipe sedimenyang lain. Endapan kecil yang tidak termasukkedalam empat kategori utama adalah, pertama

yang berasal dari biogenik (sedimen silikaan,endapan fosfat dan karbonan) dan yang kedua berasal dari proses kimia adalah batubesi(ironstones). Bagian terakhir bab inimenyediakan beberapa panduan dalam deskripsi batuan sedimen dalam hand specimen dan di bawah pengamatan mikroskop

.

3.1 Batugamping

Batugamping adalah batuan sedimen kedua yang jumlahnya berlimpah setelah sedimen klastikterrigenous. Batugamping terbentuk dari material yang membentuk endapan kalsium karbonat dalamsuatu lingkungan (Tucker & Wright 1990). Banyak batugamping tersusun oleh kalsium karbonat yangterbentuk dari proses biologi (biomineralized ), terbentuk sebagai bagian organisme hidup. Material

biogenik juga dapat terbentuk sebagai endapan kimia dan beberapa endapan terbentuk dari kombinasi proses biologi dan kimia (Gambar 2.1, Tabel 3.1).

3.1.1 Mineralogi

Secara mineralogi, kalsium karbonat berupa kalsit (bentuk kristal trigonal) dan aragonit (bentuk kristalortorombik). Aragonit tidak stabil di permukaan Bumi, temperatur dan tekanan akan merekristalisasi

aragonit menjadi kalsit. Ion-ion lain, terutama magnesium, mungkin menggantikan kalsium dalam kisi-

kisi kristal kalsit, dan terbentuk dua jenis kalsit, low magnesium calcite (dengan magnesium lebih sedikitdari 4%) dan high magnesium calcite (yang mungkin memiliki 11-19% magnesium). Dari kedua bentukini, low magnesium calcite lebih stabil, dan high magnesium calcite dapat terekristalisasi. Strontiummungkin menggantikan kalsium dalam kalsit dan aragonit, meskipun dalam jumlah kecil (kurang dari1%); ini penting karena penggunaan isotop strontium dalam penanggalan batuan (20.1.2). Dolomit adalah

mineral yang berbeda, kalsium magnesium karbonat yang pembentukannya hampir semua berasal dari penggantian kalsit dan aragonit (17.5.2).

3.1.2 Penyusun biomineralized batugamping

Penyusun endapan kalsium karbonat berukuran dari partikel lumpur berdiameter mikrometer hinggastruktur besar yang terbentuk oleh organisme seperti koloni koral di dalam karang.


2/14

Fragmen kerangka ( skeletal ) dalam sedimen karbonat adalah potongan seluruh atau hancuran bagiantubuh yang keras dari organisme yang memiliki mineral kalsium karbonat sebagai pembentuk

strukturnya. Banyak organisme ini yang telah dikenal seperti bivalve dan gastropoda yang memiliki

Tabel .3.1 Komponen utama batuan karbonat.

cangkang keras yang mungkin terakumulasi sebagai satuan utuh atau pecahan fragmen yang masih dapatdikenali sebagai bagian dari hewan tertentu.

Cangkang moluska (bivalve, gastropoda, cephalopoda) memiliki ciri kristal halus dengan sruktur berlapis.Mineral yang paling umum adalah aragonit, dan karena rekristalisasi, struktur tidak dapat terlihat lagidalam fragmen kerangka dalam batuan sedimen. Hanya moluska tertentu-khususnya tiram (oyster ), remis

( scallop) dan pelindung belemnite-memiliki rangka kalsit yang tetap awet. Brachiopoda juga organismecangkangan yang seluruh morfologi tubuhnya serupa dengan bivalve. Keduanya pada saat ini tidak banyak tapi sangat berlimpah pada Paleozoikum dan Mesozoikum. Cangkangnya terbuat dari lowmagnesium calcite dan kemungkinan dua-lapis struktur kristal berserabut terawetkan seutuhnya.

Kelompok lain organisme cangkangan, echinoida ( sea urchins), dengan mudah dikenali karena penyusun

bagian keras tubuhnya terdiri dari kristal low magnesium calcite. Lempengan-lempengan bagian tubuhechinoida terawetkan dalam sedimen karbonat. Crinoida ( sea lilies) termasuk ke dalam filum yang sama

dengan echinoida dan penyusun bagian keras tubuhnya terdiri dari kristal kalsit, dan cakram sendi penyusun batang crinoida membentuk akumulasi cukup besar dalam sedimen Carboniferous.Foraminifera adalah hewan kecil, hewan laut bersel tunggal yang berdiameter dari beberapa puluhmikrometer hingga puluhan milimeter. Foraminifera hidup melayang di dalam air (planktonik) atau hidup

di atas lantai laut (bentonik), dan hampir semua foraminifera tua dan modern memiliki bagian luar yangkeras (cangkang / test ) yang tersusun dari high magnesium calcite atau low magnesium calcite. Disedimen modern dan lapisan batugamping tua telah ditemukan konsentrasi yang sangat banyak dari

Foraminifera dan membentuk sedimen.Beberapa struktur biogenik kalsium karbonat terbesar dibangun oleh koral yang mungkin membentukkoloni hinggga terbentang beberapa meter; koral lain hidup soliter. Kalsit terlihat sebagai kristal utama pembentuk koral Paleozoikum, dan kristal aragonit membuat kerangka koral yang lebih muda. Koral

hermatypic memiliki hubungan simbiosis dengan ganggang yang memerlukan air laut dangkal, hangat,


3/14

dan bersih. Koral ini membentuk bangunan yang sangat penting daripada yang lainnya, koral ahermatypic yang tidak memiliki ganggang dapat berada pada laut yang lebih dalam dan lebih dingin. Kelompok lain

koloni organisme yang berkontribusi terhadap endapan karbonat adalah Bryozoa. Protozoa bersel tunggalini saat ini umumnya terlihat sebagai organisme yang menjadi kerak tetapi di masa lampau membentukkoloni yang besar. Strukturnya terbuat oleh aragonit, high magnesium calcite atau campuran keduanya.Struktur yang terbangun oleh koloni organisme disebut bioherm jika membentuk gundukan atau

tumpukan dan disebut biostrom jika membentuk tubuh berlembar.Ganggang dan organisme mikro adalah sumber penting karbonat biogenik dan merupakan kontributorterpenting sedimen berbutir halus dalam banyak lingkungan karbonat. Tiga tipe ganggang penghasil

karbonat. Ganggang merah (Rhodophyta) atau dikenal sebagai ganggang koral. Beberapa bentukditemukan menjadi kerak permukaan seperti fragmen cangkang dan kerakal. Ganggang ini memilikistruktur berlapis dan efektif dalam mengikat substrat lunak. Ganggang hijau (Chlorophyta) memiliki batang dan cabang kalsiuman dan bersegmentasi, merupakan kontributor butiran halus kalsium karbonat

dalam sedimen ketika organisme itu mati. Nannoplankton, ganggang planktonik yang termasuk gangganghijau-kuning, sangat penting sebagai kontributor sedimen laut sebagai penyusun rekaman stratigrafi.Kelompok ini, chrysophyta, termasuk coccolith yang bertubuh menyerupai bola berdiameter beberapa

puluh mikrometer. Coccolith adalah penyusun penting batugamping pelagik, termasuk kapur tulis(15.5.1).Cyanobacteria diklasifikasikan terpisah dari ganggang. Karpet ganggang ( Algal mat ) terbentuk dari

organisme ini, yang lebih tepat disebut sebagai bakteri atau karpet mikrobial. Dikenal juga bentuk sheet-like mat , bentuk columnar dan domal . Permukaan kawat ( filament ) lengket cyanobacteria berlaku sebagai perangkap untuk karbonat berbutir halus, dan pertumbuhan strukturnya membentuk biostrom atau bioherm yang disebut stromatolit (13..4.3). Oncoid adalah struktur konsentris tidak beraturan, berukuranmilimeter hingga centimeter, terbentuk oleh lapisan-lapisan yang dibatasi oleh cyanobacteria danditemukan sebagai klastik di dalam sedimen karbonat. Cyanobacteria yang lain membor hingga ke permukaan puing-puing (debris) kerangka dan mengubah struktur original cangkang ke dalam bentuk

mikrit berbutir halus (micritization).

3.1.3 Penyusun-penyusun lain batugamping

Beragam jenis tipe butiran lain juga umum terdapat di dalam sedimen karbonat dan batuan sedimen(Gambar 3.1). Ooids adalah tubuh kalsium karbonat menyerupai bola ( spherical ) yang berdiameter

kurang dari 2 mm. Memiliki struktur internal lapisan-lapisan konsentris yang diperkirakan terbentuk dari pengendapan ( precipitation) kalsium karbonat mengelilingi permukaan bola. Di pusat ooid terdapat intiyang kemungkinan adalah fragmen material karbonat lain atau butir klastik pasir. Akumulasi ooid

membentuk kawanan ( shoal ) dalam lingkungan laut dangkal saat ini (14.5) dan merupakan komponen batugamping di seluruh Fanerozoikum. Batuan yang tersusun oleh ooid karbonat adalah batugampingoolitik. Asal ooid masih merupakan subjek perdebatan, dan konsensus saat ini adalah bahwa ooidterbentuk oleh pengendapan kimia dari air bergerak yang jenuh kalsium karbonat di lingkungan air hangat

(Tucker & Wright 1990). Bakteri juga memainkan peranan dalam proses ini, khususnya di lingkungan

yang sedikit tenang. Partikel karbonat berlapis konsentris berdiameter lebih dari 2 mm disebut pisoid.Pisoid juga sering berbentuk tidak beraturan tapi pembentukannya serupa dengan ooid. Oncoid serupa

dengan pisoid dan ooid tetapi memiliki struktur internal yang tidak beraturan, laminasi mikrit yangtumpang tindih.Beberapa partikel bundar tersusun oleh kalsium karbonat berbutir halus ditemukan dalam sedimen dantidak menampilkan struktur konsentris dan tidak menampakkan bahwa partikel ini terbentuk dengan cara

yang sama dengan ooid dan pisoid. Peloid ini umumnya adalah faecel pellet organisme laut sepertigastropoda dan kemungkinan sangat berlimpah di beberapa endapan karbonat, kebanyakan partikelnya berukuran kurang dari semilimeter.

Intraklastik (intraclast ) adalah fragmen material kalsium karbonat yang sebagian besar telah terlitifkasidan kemudian hancur dan mengalami proses sedimentasi kembali (reworked ) membentuk klastik yang bergabung ke dalam sedimen. Ini umum terdapat pada kondisi dimana lumpur gamping (lihat di bawah)tersingkap ke atas permukaan mudflat dan kemudian mengalami reworked oleh arus. Konglomerat dari

serpihan lumpur karbonat dapat terbentuk melalui cara ini. Setting lain dimana terdapat klastik kalsium


4/14

karbonat yang terlitifikasi dan berasosiasi dengan karang-karang dimana framework karang hancur olehgelombang dan badai (14.7.2) dan kemudian terendapkan kembali.

Partikel kalsium karbonat berbutir halus yang berukuran kurang dari 4μm (cf. lempung: 2.5) disebutlumpur gamping (lime mud ), lumpur karbonat (carbonate mud ) atau mikrit (micrite). Material halus inimungkin dihasilkan murni dari pengendapan kimia dari air jenuh kalsium karbonat, atau hancuranfragmen kerangka, atau berasal dari ganggang atau bakteri. Partikel berukuran kecil biasanya

menyebabkan ketidakmungkinan dalam menentukan sumbernya. Lumpur gamping ditemukan dalam banyak lingkungan pembentuk karbonat dan dapat menjadi penyusun utama batugamping.

Gambar 3.1 Komponen non-kerangka dalamsedimen karbonat.

3.1.4 Klasifikasi batugamping

Kita dapat mengklasifikasikan hampir semua batugamping dengan cara yang serupa dengan batuan

klastik terrigenous, yaitu dengan menggunakan ukuran partikel yang ada sebagai kriteria utama. Istilahkalsilutit (calcilutite), kalkarenit (calcarenite), dan kalsirudit (calcirudite) digunakan dalam beberapakeadaan untuk mendeskripsikan bahwa batugamping secara umum tersusun oleh material berukuran

lumpur, detritus pasiran dan material kerikilan (Tabel 3.2).Skema klasifikasi lain untuk karbonat lebih berguna dalam mencerminkan terbentuknya batugamping.Skema dekripsi batugamping yang banyak digunakan di lapangan, hand specimen, dan sayatan tipisadalah klasifikasi Dunham (Gambar 3.2). Kriteria utama yang digunakan dalam skema klasifikasi ini

adalah tekstur-maksudnya, perbandingan lumpur karbonat dan framework batuan-akan tetapi sifat alami

dari butiran atau material framework juga bagian dari klasifikasi. Tahap pertama dalam menggunakanklasifikasi Dunham adalah menentukan apakah kemasnya adalah matrix- atau clast-supported .

Batugamping matrix-supported dibagi ke dalam batulumpur karbonat (carbonate mudstone) (klastikkurang dari 10 %) dan wackestone (klastik lebih dari 10%). Jika batugamping adalah clast-supported diistilahkan sebagai packestone jika ada lumpur dan disebut grainstone jika tidak ada matriks. Boundstone memiliki memiliki framework organik seperti koloni koral. Skema asli (Dunham, 1962) tidak

memasukkan subdivisi boundstone ke dalam bafflestone, bindstone dan framestone yang mendeskripsikantipe organisme pembentuk framework . Pada kategori in ditambahkan rudstone (clast-supported limestoneconglomerate) dan floatstone (matrix-supported limestone conglomerate) oleh Embry dan Klovan (1971)-

lihat juga James dan Bourque (1992). Catat bahwa istilah rudstone dan floatstone digunakan untukkonglomerat intraformasional karbonat-maksudnya, tersusun oleh material yang terendapkan dalam suatu bagian dekat lingkungan yang sama dan kemudian terendapkan kembali (contoh, hancuran bagian depankarang: 14.7.2). Ini harus dibedakan dari konglomerat yang tersusun oleh klastik batugamping yang


5/14

G a m b a r 3 . 2

k l a s i f i k a s i D u n

h a m u n t u k b a t u a n s e d i m e n k a r b o n a t ( D u n h a m 1

9 6 2 ; A A P G

©

1 9 6 2 ) , d

e n g a n m o d i f i k a s i o l e h E m b r y d a n

K l o v a n ( 1 9 7 1 ) . S k e m a i n i s a n g a t u m u m d

i g u n a k a n u n t u k d e s k r i p s i

b a t u g a m p i n g d i l a p a n g a n d a n h a n d s p

e c i m e n .


6/14

Tabel 3.2 Klasifikasi batuan karbonat berdasarkan ukuran butir.

Grain size Name for carbonate rock

> 2 mm Calcirudite63 μm – 2 mm Calcarenite

< 63 μm Calcilutite

tererosi dari batuan (bedrock ) yang lebih tua dan terendapkan dalam suatu setting yang sungguh berbeda,misalkan di dalam sungai atau di kipas aluvial (8.4).Dengan menggunakan kombinasi kriteria tekstur dan komposisi, nama batugamping pada skema Dunham

memberikan informasi tentang kondisi proses terbentuknya sedimen: coral boundstone terbentuk dibawahkondisi yang sungguh berbeda dari foraminiferal wackestone (14.6, 14.7). Klasifikasi Folk(Gambar 3.3)adalah skema alternatif untuk deskripsi sayatan tipis (Folk 1959). Sedimen dideskripsikan berdasarkan

sifat alami butiran framework utama (ooid, bioklastik, intraklastik, dan lain-lain) dan material di antara butiran, yang mungkin berupa mikrit atau semen sparry. Nama yang diberikan pada skema ini lebihmemberikan informasi tentang sejarah diagenesis batuan (17.5) namun sedikit memberikan informasi

tentang proses pengendapannya.

Gambar 3.3 Skema klasifikasiFolk untuk batugamping (Folk1959, 1962; AAPG © 1962),yang kadang digunakan dalam

deskripsi sayatan tipis batugamping.


7/14

3.1.5 Lingkungan pengendapan sedimen karbonat

Sedimen karbonat sebagian besar merupakan hasil proses biogenik dan biokimia. Bagian keras organisme besar dan pengendapan karbonat yang berasosiasi dengan alga dan bakteri menyediakan sejumlah besarsedimen karbonat, khususnya dalam lingkungan laut dangkal yang hangat. Sedimen karbonat terbentuk pada semua lokasi dimana ada suplai karbonat biogenik dan terbatasnya jumlah detritus klastik. Hampir

semua lapisan batugamping terbentuk sebagai endapan dalam lingkungan pantai dan laut dangkal (13.4,14.5), meskipun pengendapan karbonat juga terdapat di dalam gua, mata air, tanah (9.7), danau (10.3.4)dan seting laut dalam (15.5.1). Banyak organisme yang membentuk batuan karbonat terdapat dalam

lingkungan tertentu ( spesific) (contoh koral, organisme bentonik, dan tipe-tipe alga yang berbeda),membuat kemungkinan untuk menentukan lingkungan batugamping dengan tepat berdasarkan penyusun biogenik. Detail yang lebih jelas didapat dari uji mikroskop batugamping.

3.2 Batuan volkanik dan volkaniklastik

Erupsi volkanik adalah contoh yang sangat nyata dan spektakuler mengenai pembentukan batuan bekudan sedimen di permukaan bumi. Selama erupsi, gunungapi menghasilkan sejumlah material, dari batuanleleh, yang membentuk lava yang mengalir dari celah ( fissure) dalam gunungapi, hingga material partikel

halus, yang disemburkan dari lubang (vent ) sebagai debu volkaniklastik yang jatuh sebagai sedimen yang berada jauh dari lokasi erupsi (Cas & Wright 1987). Lava dan debu mungkin terbentuk pada semualingkungan pengendapan yang dekat dengan gunungapi dan satuan volkanik dan volkaniklastik mungkinditemukan berasosiasi dengan beragam variasi batuan sedimen. Lokasi gunungapi dapat dihubungkandengan setting lempeng tektonik, umumnya di sekitar batas lempeng dan daerah lain yang mengalirkan panas tinggi dalam kerak bumi. Adanya lapisan yang terbentuk oleh proses volkanik dapat menjadi petunjuk penting setting tektonik dimana suksesi sedimen terbentuk. Batuan volkanik juga memiliki nilai

stratgirafi karena sering digunakan untuk penanggalan radiometri absolut suksesi sedimen (20.1).

3.2.1 Tipe batuan volkanik

Lava mengalir dari kawah atau celah menghasilkan lembaran ( sheet ) batuan volkanik ketika magmamendingin dan memadat. Lembaran ini mungkin tebalnya mencapai puluhan centimeter hingga puluhan

meter dan membentang menutupi daerah sepanjang beberapa kilometer hingga ratusan kilometer.Batuannya terdiri dari kristal, tersusun oleh kristal mineral yang saling mengunci ( interlocking crystals)yang terbentuk dari lelehan silikat, batuan leleh dalam kamar magma gunungapi. Lava mendingin dengan

relatif cepat, memberikan sedikit waktu bagi kristal-kristal individu untuk tumbuh. Oleh karena itu batuan volkanik ini dicirikan oleh kristal-kristal kecil, sering terlalu kecil untuk dilihat dengan matatelanjang. Bagaimanapun, kristal besar mungkin saja ada, terbentuk oleh kristalisasi yang lebih lambatdalam kamar magma dan kemudian terbawa keluar bersama sisa magma. Mineral yang ada tergantung

pada sifat kimia magma. Jumlah SiO2 yang relatif rendah menghasilkan kristalisasi mineral seperti olivin,

piroksen dan feldspar plagioklas dan secara petrografi batuan bersifat basaltik. Dengan persentase SiO2 yang lebih tinggi, batuan berkomposisi ryolitik (berbutir halus dan sama dengan granit) mengandung

kuarsa, mika dan kalium feldspar.Komposisi magma mempengaruhi gaya erupsi. Magma basaltik cenderung membentuk gunungapi yangmenghasilkan volume besar lava, tapi sejumlah kecil debu volkanik. Mauna Loa di Hawaii adalah contohgunungapi basaltik yang didominasi lava. Sebaliknya, erupsi gunung St Helens di USA melibatkan

magma yang lebih bersifat silika dan lebih eksplosif, dengan sejumlah besar batuan leleh disemburkandari gunungapi sebagai zat particulate. Partikel yang disemburkan dikenal sebagai material piroklastik, juga secara kolektif disebut sebagai tephra. Catat bahwa istilah ‘piroklastik’ digunakan untuk material

yang tersembur keluar dari gunungapi sebagai partikel dan ‘volkaniklastik’ dimaksudkan sebagai semuaendapan yang umumnya tersusun oleh detritus volkanik (l ihat juga ‘epiklastik’: 6.5.4). Material piroklastik mungkin berupa kristal individual, potongan batuan volkanik (fragmen batuan), atau batuapung ( pumice), batu yang sangat vesikuler dan merupakan pendinginan cepat dari batuan leleh.


8/14

Ukuran debris piroklastik dari debu halus berukuran beberapa mikrometer hingga potongan-potonganyang mungkin mencapai beberapa meter.

3.2.2 Tata cara penamaan batuan volkaniklastik

Klasifikasi secara tekstur dari endapan volkaniklastik merupakan modifikasi dari skema Wentworth(Tabel 3.3). Material kasar (lebih dari 64 mm) dibagi kedalam blok volkanik, yang padat ketika erupsi,dan bom volkanik, yang sebagian leleh dan mendingin di udara; jika terkonsolidasi menjadi batuan, maka

disebut sebagai breksi volkanik dan agglomerat. Partikel berukuran butiran hingga kerakal (2-64 mm)disebut lapili dan membentuk batulapili. Tephra berukuran pasir, lanau dan lempung disebut debu (ash) jika tidak terkonsolidasi dan disebut tuf jika telah terlitifikasi. Debu/tuf kasar berukuran pasir dandebu/tuf halus berukuran material lanau dan lempung. Deskripsi secara komposisi bergantung pada

jumlah relatif kristal, fragmen batuan dan material ‘vitric’, yang merupakan fragmen gelas volkanik danterbentuk ketika batuan leleh mendingin dengan sangat cepat, terkadang disebut pumice (Gambar 3.4).Proses transportasi dan lingkungan pengendapan sedimen volkaniklastik selanjutnya dibahas di bab 16.

Tabel 3.3 Klasifikasi batuan sedimen volkanik.

Unconsolidated Consolidated

Bombs > 64 mm AgglomerateBlocks Volcanic breccia

Lapilli > 2 – 64 mm Lapillistone

Coarse ash 0.06 – 2 mm Coarse tuff

(Volcanic sandstone)

Fine ash < 0.06 mm Fine tuff(Volcanic mudstone)

Gambar 3.4 Komponen volkanik dan tata nama.

(menurut Pettijohn 1987).


9/14

3.3 Mineral evaporit

Mineral ini adalah mineral-mineral yang terbentuk oleh pengendapan larutan karena ion-ion menjadilebih terkonsentrasi ketika air menguap. Air laut rata-rata mengandung 35 gr/L ion terlarut (Tabel 3.4).Kimiawi air danau bervariasi, sering memiliki ion-ion yang secara umum sama dengan air laut tetapidengan perbandingan yang berbeda. Kombinasi anion dan kation ke dalam mineral terjadi karena

terkonsentrasi dan air jenuh oleh senyawa tertentu. Senyawa larut yang paling sedikit, mengendap pertama kali. Kalsium karbonat pertama kali mengendap dalam air laut, diikuti kalsium sulfat dan natriumklorida jika air semakin terkonsentrasi; kalium dan magnesium klorida terendapkan jika air laut sangat

terkonsentrasi. Urutan pengendapan mineral evaporit dari air laut dan jumlah relatifnya ditampilkan padaGambar 3.5.Mineral evaporit yang paling umum dijumpai dalam batuan sedimen adalah bentuk kalsium sulfat,sebagai gipsum atau anhidrit. Kalsium sulfat adalah pengendapan dari air laut ketika penguapan

menyebabkan air terkonsentrasi hingga 19 % dari volume asli. Gipsum adalah bentuk hydrous (mengandung unsur air atau H2O) dari mineral. Gipsum terendapkan di permukaan di semua kondisikecuali kondisi yang sangat kering dan gipsum juga dapat terdehidrasi menjadi anhidrit ketika tertimbun

(17.6). Anhidrit tidak memiliki air dalam struktur kristalnya dan terbentuk oleh pengendapan langsungdalam garis pantai yang ada pada daerah kering (13.5) atau sebagai hasil ubahan gipsum. Anhidritmungkin mengalami hidrasi menjadi gipsum jika masuk ke air. Gipsum primer terdapat sebagai kristal

memanjang selenit ketika terbentuk dari pengendapan di air. Jika gipsum terbentuk sebagai hasil hidrasikembali anhidrit, gipsum memiliki bentuk kristal kecil dalam nodul-nodul batu marmer yang berwarna putih (alabaster ). Gipsum juga terdapat sebagai bentuk serat ( fibrous) dalam urat-urat sekunder.Halit terendapkan dalam air laut ketika air laut telah terkonsentrasi hingga kurang dari 10 % volume asli.Halit mungkin terdapat sebagai lapisan kristalin tebal atau sebagai kristal individu yang memiliki kubussimetri jelas, terkadang hopper crystal . Kelarutan yang tinggi dari natrium klorida mengartikan bahwanatrium klorida hanya terawetkan dalam batuan dengan tidak adanya airtanah tawar yang dapat

melarutkannya. Singkapan halit di permukaan dapat ditemukan dalam beberapa daerah kering dimanahalit tidak digerakkan kembali oleh air hujan.

Mineral evaporit yang lain tidaklah umum. Magnesium dan kalium klorida yang terbentuk pada tahapakhir penguapan air laut begitu mudah larut, maka menyebabkan mineral ini jarang terawetkan. Mineral

evaporit yang berbeda mungkin terdapat dalam danau air asin (10.4), tergantung pada kimiawi air danau.Umumnya natrium dan magnesium karbonat dan sulfat seperti trona (Na2CO3.NaHCO3.2H2O), mirabilit(Na2SO4.10H2O) dan epsomit (MgSO4.7H20).

Tabel 3.4 Perbandingan ion-ion utama dalam air laut

pada salinitas normal dan air sungai ‘rata-rata’.(dari Krauskopf 1979).


10/14

Gambar 3.5 Komposisi rata-rata perbandingan

mineral yang diendapkan melalui mekanisme penguapan air laut. (Data dari Krauskopf 1979).

3.4 Rijang

Rijang adalah batuan sedimen silikaan berbutir halus. Batuan keras, kompak yang terbentuk oleh kristalkuarsa berukuran lanau (mikrokuarsa) dan kalsedon, sebuah bentuk silika yang terbuat dari seratmemancar dengan panjang beberapa puluh hingga ratusan mikrometer. Lapisan rijang terbentuk sebagaisedimen primer atau oleh proses diagenesis.Di atas lantai laut dan danau, kerangka silikaan dari organisme mikroskopik terakumulasi membentukooze silikaan. Organisme ini adalah diatom, terdapat di danau dan mungkin juga terakumulasi dalam

kondisi laut, meskipun radiolaria lebih umum sebagai komponen utama ooze silikaan di laut. Radiolariaadalah zooplankton (hewan mikroskopik dengan gaya hidup planktonik) dan diatom adalah fitoplankton

(tanaman mengambang bebas dan alga). Jika terkonsolidasi, ooze ini akan membentuk lapisan rijang.Silika opalin diatom dan radiolaria adalah metastabil dan terekristalisasi membentuk silika kalsedon atau

mikrokuarsa. Rijang yang terbentuk dari ooze sering berlapis tipis dengan lapisan yang disebabkan olehvariasi jumlah material berukuran lempung yang ada. Rijang ini sangat umum dalam lingkungan lautdalam (15.5.2).

Beberapa rijang adalah hasil diagenesis (17.3.1), terbentuk oleh penggantian mineral lain oleh air kayasilika yang mengalir melalui batuan. Umumnya mengganti batugamping (contoh sebagai batuapi / flint dalam kapur) dan terkadang terjadi dalam batulumpur. Rijang ini dalam bentuk nodul-nodul atau lapisan

irreguler dan dari sini dengan mudah dapat dibedakan dari rijang primer. Jasper adalah rijang dengan pewarnaan merah yang kuat karena adanya hematit.

3.5 Fosfat

Endapan sedimen fosfat disebut sebagai fosforit ( phosphorites). Fosfor adalah unsur umum yang esensial

untuk segala bentuk kehidupan dan ada pada semua zat kehidupan. Secara mineralogi, fosforit tersusunoleh kalsim fosfat, carbonate hydroxyl fluoroapatite. Jarang sekali sedimen fosforit ditemukan dalamkonsentrasi tinggi, dan sedimen fosforit konsentrasi tinggi ini sering berasosiasi dengan endapan paparankontinen laut dangkal (11.6.2). Material fosfatik dalam bentuk tulang, gigi dan sisik ikan juga terdapat

tersebar di dalam banyak batuan sedimen klastik dan biogenik.

3.6 Sedimen batubesi (ironstone )

Logam besi adalah unsur umum dalam sedimen, meskipun keterdapatannya sedikit pada hampir semuaendapan. Batuan sedimen yang mengandung sedikitnya 15 % logam disebut sebagai ironstone, dan ini


11/14

menarik perhatian karena kepentingan nilai ekonominya. Besi mungkin dalam bentuk oksida, hidroksida,karbonat, sulfida atau silikat (Berner 1971) (Tabel 3.5).

Besi ditransportasikan sebagai hidroksida dalam suspensi koloid atau terikat dengan mineral lempung dan partikel organik. Pengendapan terjadi ketika sifat kimia lingkungan mendukung pengendapan mineral besi. Jika ada lingkungan beroksigen baik maka terbentuk hematit, oksida besi, adalah mineral yang paling umum terbentuk, jika pada kondisi sedikit teroksidasi, terbentuklah goetit, hidroksida besi. Hematit

berwarna merah hingga hitam sedangkan hidroksida berwarna kuning hingga coklat muda. Dalamlingkungan gurun sepertinya goetit lebih dulu terbentuk dan kemudian hematit, goetit memberikan warnakekuningan pada pasir gurun. Oksidasi lanjut membentuk hematit dan warna pasir gurun menjadi merah,

ini terlihat dalam beberapa endapan gurun tua karena proses post-depositional .Di bawah kondisi reduksi, tipe mineral besi yang terbentuk tergantung pada ketersediaan ion sulfida atausulfat. Dalam setting kaya sulfur, umum terbentuk sulfida besi ( pyrite), terdapat sebagai kristal berwarnaemas atau lebih umum sebagai partikel halus yang tersebar dan memberikan warna hitam pada sedimen.

Pirit berbutir halus ditemukan dalam lingkungan reduksi, lingkungan kaya organik seperti tidal mudflatdan fetid lake. Jika tidak ada sulfida atau sulfat, maka mungkin terbentuk pengnedapan siderit, karbonat besi: kondisi yang mendukung dalam pembentukan siderit umumnya terdapat dalam lingkungan

lumpuran non-marin seperti danau dan rawa atau paya (marsh). Mineral autigenik glaukonit (2.4.5)adalah silikat besi, chamosite adalah mineral yang ditemukan dalam beberapa lapisan ironstone sebagaiooid, terjadi karena penggantian kalsium karbonat.

Tabel 3.5 Mineral-mineral yang umum pada sedimen ironstone.

Oxides Haematite Fe2O3Magnetite Fe3O4

Hydroxides Goethite FeO.OH

Limonite FeO.OH.H2O

Carbonate Siderite FeCO3

Sulphide Pyrite FeS2

Silicates Glauconite KMg(FeAl)(SiO3)6.3H2OChamosite (Fe5Al)(Si3Al)O10(OH)8

3.7 Endapan karbonan (organik)

Material sedimen dengan sejumlah zat organik diistilahkan karbonan karena kaya karbon (jangan

dibingungkan dengan sedimen kaya karbonat, jika penyusun utamanya adalah kalsium karbonat, disebutkarbonatan). Zat organik biasanya terurai ketika organisme mati dan hanya terawetkan jika sebagianhancur menjadi senyawa stabil. Ini hanya terjadi di bawah kondisi ketersediaan oksigen terbatas, disebutsebagai anaerobik. Lingkungan dimana keadaan ini terjadi adalah kubangan lumpur (waterlogged mires),

rawa ( swamp) dan tanah berlumpur (bog ), danau bertingkat ( stratified lakes) (10.2.2) dan air laut dengansirkulasi terbatas.


12/14

Tabel 3.6 Maseral batubara dan litotipe batubara

3.7.1 Endapan kaya-organik modern

Akumulasi material organik sangat nyata terdapat dalam tanah sebagai humus, tapi karena tanahumumnya beroksigen baik karena aktivitas penggalian organisme, maka material dalam profil tanah initerawetkan dalam waktu yang tidak terlalu lama. Kondisi basah mire, bog dan swamp lebih mendukung pengawetan zat organik karena setting anaerobik dan tebalnya akumulasi gambut ( peat ) yang mungkin

terbentuk. Komposisi gambut tergantung pada ekosistem tanaman, yang mungkin berkisar dari lumut didaerah tinggi yang dingin hingga pepohonan di daerah rendah dan rawa. Gambut terbentuk pada rentang

zona iklim yang luas, dari daerah sub-polar boggy di Siberia dan Kanada hingga rawa hutan bakau(mangrove) di daerah tropis (McCabe 1984; Hazeldine 1989). Endapan gambut tebal sangat umum

berasosiasi dengan floodplain sungai (9.3) tetapi juga terdapat pada bagian atas delta (12.1) dan berasosiasi dengan dataran pantai (13.2.4). Akumulasi yang terbentuk dari material organik dengan hanyasedikit jumlah klastik detritus hanya dapat terjadi pada daerah dimana sedikit atau tidak ada pemasukan

klastik. Lapisan tebal gambut murni tidak akan terbentuk pada lingkungan yang secara reguler dibanjirioleh air tawar atau air laut yang membawa sedimen suspensi.Tidak semua akumulasi zat organik terbentuk dari bagian terurai tanaman besar. Sisa-sisa alga planktonik

yang hidup di danau dan laut terkonsentrasi di dasar air di bawah kondisi anaerobik. Material organikaquatik ini disebut sapropel dan mungkin termasuk spora dan detritus comminute halus tanaman yanglebih besar.

3.7.2 Endapan kaya organik tua

Suatu endapan dianggap kaya organik (karbonan) jika mengandung sejumlah material organik yangsignifikan, lebih tinggi dari nilai rata-rata, lebih dari 2 % untuk batulumpur; untuk batugamping, lebihdari 0,2 % ; dan untuk batupasir, lebih dari 0,05 %. Material organik kemungkinan ada karena diendapkan bersama dengan sedimen (seperti dalam kasus batubara dan serpih minyak) atau karena fluida

hidrokarbon telah bermigrasi dari tempat lain dan terkonsentrasi dalam sedimen atau batuan yang poros/sarang ( porous). Kemudian menjadi reservoir hidrokarbon yang mengandung minyak dan gas alamyang dapat dieksploitasi jika ada kuantitas ekonominya (17.8.2).

Jika lebih dari dua pertiga material adalah zat organik padat maka dapat disebut batubara. Batubara yang paling ekonomis adalah yang memiliki kurang dari 10 % non-organik, material yang tidak mudahterbakar (non-combustible), sering disebut sebagai debu (ash). Material karbonan dalam batubara tidaklahhomogen dan tipe-tipe berbeda dari zat organik dapat dikenali, dikenal sebagai maseral (maceral )

batubara (Tabel 3.6) (McCabe 1984). Perbandingan maseral-maseral ini dapat digunakan untuk


13/14

mendefinisikan rangkaian litotipe batubara (Tabel 3.6). Batubara humic terbentuk dari serangkaian prosesyang mengubah gambut menjadi lignit dan kemudian batubara (17.8.2) yang penyusun utamanya adalah

vitrain, yang hitam mengkilat. Durain memiliki kilap pudar (dull ), dan batubara yang tersusun dari perselingan lapisan mengkilat dan pudar disebut clarain. Material batubara lunak dan mudah diremasyang terbentuk dari maseral inertinit disebut fusain: aini terdapat dalam beragam batuan sedimen klastikseperti halnya dalam batubara murni dan dalam banyak kasus dapat dengan jelas dikenali sebagai fosil

arang. Batubara sapropelik adalah akumulasi alga, spora dan material tanaman halus terbentuk di bawahair dan tertimbun. Pembatubaraan zat karbonan ke dalam maseral dan litotipe adalah serangkaian proses bakteri, kimia, dan fisika post-depositional (17.8.2).

Batulumpur yang mengandung sejumlah tinggi zat organik yang dapat digerakkan oleh pengaruh panasdalam bentuk cairan atau gas disebut serpih minyak. Material organik biasanya berupa sisa-sisa alga yanghancur selama diagenesis (17.8.2) membentuk kerogen, rantai panjang hidrokarbon yang membentuk petroleum (minyak dan gas alam) ketika terpanaskan. Oleh karena itu serpih minyak penting sebagai

batuan sumber hidrokarbon yang akhirnya membentuk konsentrasi minyak dan gas, meskipun tidaksemua batuan sumber memiliki kandungan karbonan yang cukup tinggi untuk disebut serpih minyak.Lingkungan termpat serpih minyak terbentuk harus merupakan lingkungan anaerobik untuk mencegah

oksidasi material organik; kondisi yang sesuai ditemukan di dalam danau dan lingkungan laut dangkaltertentu yang terbatas (Eugster 1985).

3.8 Deskripsi batuan sedimen dalam hand specimen

Ada beberapa petunjuk yang harus dipertimbangkan dalam pendeskripsian batuan sedimen di lapanganatau hand specimen. Untuk informasi yang lebih detail dapat diperoleh dari sayatan tipis batuan.

SIFAT-SIFAT UMUM BATUAN

Sifat ini termasuk deskripsi warna, derajat konsolidasi atau berapa baik batuan tersementasi dan jika

terlitifikasi baik, semudah apakah batuan hancur di sepanjang pecahan yang sejajar (pembelahannya / fissility) dan karakteristik pecahannya (contoh, pecahan konkoidal rijang).

PENYUSUN DAN TEKSTUR

Pengujian yang lebih lengkap untuk material penyusun dapat dibuat dengan sayatan tipis batuan, tapisejumlah penelitian dapat dilakukan dari hand specimen. Jika klastik cukup besar, butiran mineral danfragmen batuan yang ada harus dideskripsikan dan jumlahnya harus diperkirakan. Dalam batupasir dan

konglomerat, karakteristik tekstur seperti ukuran butir dan pemilahan, kebundaran dan kebolaan klastikdapat ditentukan. Dalam batugamping, asal dari klastik (ooid, bioklastik, intraklastik, dll) dan adanyaorganisme pembentuk framework adalah penting. Jika matriksnya jelas dan dapat dikenali dalam batuansedimen, tipe dan jumlahnya harus dicatat.

STRUKTUR SEDIMEN DAN KEMAS

Catatan dan sketsa harus memasukkan tipe dan jarak laminasi, skala dan bentuk cross lamination, crossbeding , struktur tapak ( sole structure), kelurusan (linemaent ), bioturbation, dan sebagainya (lihat babselanjutnya). Fitur seperti gradasi, harus dipertimbangkan orientasi butirannya dan hubungan antara butiran dan matriksnya.

Informasi ini dapat digunakan untuk memberikan nama pada batuan dan untuk membuat beberapainterpretasi tentang asal dan lingkungan pengendapan batuan dengan menggunakan informasi dari bab 6hingga 16. Catat bahwa interpretasi harus dibuat dengan hati-hati karena lingkungan pengendapan tidak

selalu bisa ditentukan dari hand specimen dan konteks pengendapan, penentuan interpretasi darihubungan-hubungan yang terdapat di lapangan seringkali diperlukan.


14/14

3.9 Pengujian batuan sedimen di bawah mikroskop

Dengan pengujian batuan sedimen di bawah mikroskop petrografi, memungkinkan untuk menentukan banyak hal yang mendetail tentang komposisi dan tekstur bila dibandingkan dengan hanya melihat hand specimen (Cox et al. 1974; Adams et al. 1984). Irisan tipis batuan (biasanya tebalnya 30 μm) ditempelkan pada kaca mikroskop untuk membuat penampang tipis. Pada ketebalan ini hampir semua mineral silikat

dan karbonat berwarna transparan sedangkan banyak logam oksida dan sulfida berwarna opak/tidaktembus cahaya (opaque). Mikroskop petrografi dapat digunakan untuk menentukan sejumlah sifat butiranmineral dan dapat diidentifikasi sebagai tipe mineral tertentu. Untuk mineral transparan sumber sinar

melewati filter polarisasi diteruskan melewati sayatan tipis dari bawah. Filter polarisasi kedua berarahtegak lurus terhadap filter yang pertama dan dapat diselipkan di antara sayatan tipis dan lensa mata.Sifat mineral utama adalah :1.

bentuk mineral, meskipun bisa memiliki bentuk modifikasi akibat erosi selama transportasi;

2. jumlah bidang belahan yang ada, jika ada, dan sudut di antara bidang tersebut;3.

indeks bias mineral transparan, yang secara kualitatif diukur dengan menentukan relief antara mineraldan semen dengan menempelkan irisan batuan ke kaca: mineral dengan indeks bias tinggi memiliki

tepi yang tajam, dan relief tinggi;4.

warna pada sayatan tipis dan perubahan warnanya ketika butiran diputar di dalam cahaya polarisasi(disebut pleokroisme / pleochroism);

5. posisi, berhubungan dengan garis besar bentuk mineral, dimana mineral menjadi gelap ketika kedua polarisator diselipkan: sudut antara posisi ini dan muka kristal tertentu, biasanya merupakan tepiterpanjang, disebut sudut pemadaman (extinction angle);

6.

warna yang berkaitan dengan distorsi cahaya polarisasi karena melewati mineral yang terlihat ketikakedua polarisator digunakan: warna-warna (hue) dan intensitas warna birefringence adalahkarakteristik yang berguna dalam identifikasi mineral.

Dalam identifikasi mineral, pengujian sayatan tipis batuan sedimen juga memberikan sejumlah sifat

tekstur.1.

pemilahan, kebundaran dan kebolaan butir pasir (2.6) dapat ditentukan lebih baik di sayatan tipis

dibanding dalam hand specimen.2.

kemas batuan dapat terlihat lebih jelas-artinya, kecenderungan butiran melurus pada arah tertentu,

lapisan pada skala kecil, dan sebagainya.3.

semua post-depositional , fitur diagenesisnya (17.2) dapat dikenali lebih mudah dalam sayatan tipis.

BAB 3 Sedimen biogenik, kimia, dan volkanogenik.pdf

Documents

Transcript of BAB 3 Sedimen biogenik, kimia, dan volkanogenik.pdf