Mo+petrografi

BAB I. PENGENALAN MIKROSKUP POLARISASI I.1. Pengantar Analisis sayatan tipis batuan dilakukan karena sifat-sifat fisik, seperti tekstur, komposisi dan perilaku mineral-mineral penyusun batuan tersebut tidak dapat dideskripsi secara megaskopis di lapangan. Contoh batuan-batuan tersebut adalah: 1.

Batuan beku yang bertekstur afanitik atau batuan asal gunungapi

2.

Batuan sedimen klastika berukuran halus, seperti batugamping,

batupasir, napal, lanau, fragmen batuan dan lain-lain 3.

Batuan metamorf: sekis, filit, gneis dan lain-lain

Jadi mineralogi optis adalah suatu metode yang sangat mendasar yang berfungsi untuk mendukung analisis data geologi. Untuk dapat melakukan pengamatan secara optis atau petrografi diperlukan alat yang disebut mikroskop polarisasi. Hal itu berhubungan dengan teknik pembacaan data yang dilakukan melalui lensa yang mempolarisasi obyek pengamatan. Hasil polarisasi obyek selanjutnya dikirim melalui lensa obyektif dan lensa okuler ke mata (pengamat). Ada beberapa jenis mikroskop polarisasi, yaitu mikroskop terpolarisasi binokuler (Gambar I.1.a) dan trilokuler (Gambar I.1.b), baik non-digital maupun yang digital (Gambar I.2-3).

a

b.

1

Gambar I.1. Kiri: Bagian-bagian dari mikroskop polarisasi binokuler secara garis besar (sumber ZEISS, 1961). Kanan: Bagian-bagian dari mikroskop polarisasi trilokuler secara garis besar (sumber ZEISS, 1961). Lampu terpisah dari mikroskup. Sinar lampu dipantulkan melalui cermin (mirror) lalu dilanjutkan ke lensa polarizer. Sinar menembus obyek yang diletakkan di atas meja obyektif. Sinar membawa data dari obyek (sayatan tipis) dikirimkan ke lensa obyektif, ditangkap oleh okuler dan diterima mata.

Gambar I.2. Mikroskup digital dengan layar video; data pengamatan sayatan tipis dikirim ke layar LCD dan dapat disimpan di dalam hard disk.

2

Gambar I.3. Mikroskup polarisasi binokuler digital dengan layar video yang lain (kiri) dan mikroskup polarisasi standar yang kini tersimpan di laboratorium Geologi ISTA (kanan). I.2. Bagian-Bagian dari Mikroskup Polarisasi (a) Lensa Ocular (eye piece; Gambar I.5) Yaitu lensa dengan perbesaran yang biasanya mencapai 10x. Lensa ini berhubungan langsung dengan mata saat mengamati sayatan tipis batuan di bawah mikroskup. Dalam lansa ini terdapat benangsilang yang dapat membantu menentukan posisi utara-selatan (U-S) dan timur-barat (T-B). Benang silang juga sering digunakan untuk mengetahui sudut pemadaman suatu mineral, apakah miring atau tegak lurus. Perbesaran dari obyek sayatan tipis di atas meja obyektif (gambar samping) dihasilkan dari perbesaran okuler dan lensa obyektif (gambar bawah). Contoh: jika sayatan tipis dilihat dengan menggunakan lensa obyektif dengan perbesaran tertulis 4X, dan okuler 10X, maka memiliki perbesaran total 40X.

3

Lensa okuler

lensa obyektif

Gambar I.4. Lensa okuler dan lensa obyektif yang terdapat dalam mikroskup polarisasi. (b) Prisma Nikol (Gambar I.7) Jika polarizer dipindahkan dari mikroskop dan sinar direfleksikan dari permukaan ke bidang horizontal, maka bidang terpolarisasi menjadi gelap jika diputar ke kanan. Biotit yang disayat memotong belahannya memiliki absorpsi terbaik jika bidang belahan sejajar dengan bidang vibrasi terpolarisasi. Pada posisi ini mineral menjadi gelap maksimum. Vibrasi gelapan juga dijumpai pada mineral Tourmaline yang diputar ke kanan dari sumbu C. Kedudukan normal dari vibrasi sinar yang melalui prisma (sinar ekstra-ordinary) dijumpai maksimum pada kanada balsam. Prisma nikol digunakan untuk melakukan pengamatan pada posisi nikol silang (Gambar 1.5)

Gambar I.5. Penggunaan Prisma Nikol untuk Pengamatan Nikol Silang 4

Gambar I.6. Prisma nikol, lensa obyektif dan lensa okuler pada mikroskup polarisasi. (c) Lensa lampu konvergen •

Mikroskop dioperasikan pada sinar lampu yang searah dengan tube dan obyek

•

Lensa konvergen menangkap sinar tersebut secara maksimal dan melanjutkannya melalui tube ke lensa polarizer

•

Sinar tersebut membawa data dari obyek yang selanjutnya dikirimkan ke lensa obyektif dan ditangkap oleh lensa okuler

•

Yaitu dengan menaikkan nikol bagian bawah yang terletak di bawah meja obyektif, sehingga:

•

Permukaan polarizer dapat menyentuh gelas preparat

(d) Meja obyektif (meja putar) •

Meja obyektif berbentuk melingkar atau kotak ---- kebanyakan bulat 5

•

Meja ini terletak di atas polarizer dan di bawah lensa obyektif

•

Merupakan tempat meletakkan sayatan tipis untuk diamati

•

Pada meja dilengkapi dengan sekala besaran (mikrometer) yang melintang meja dan koordinat sumbu hingga 360O

•

Bagian pusat meja harus satu garis dengan pusat optis dari tube.

•

Centering dilakukan dengan memutar scroll (screws), centring 90o berada di bawah tube.

•

Setelah posisinya centering, sayatan tipis diletakkan di atas meja obyektif, agar tidak bergeser-geser maka dapat dijepit dengan kedua penjepit.

•

Meja obyektif dapat dinaik-turunkan sesuai dengan kebutuhan dan posisi sentringnya

•

Kini, mikroskop modern telah dilengkapi monitor LCD

(e) Benang Silang (Cross Hair) •

Benang silang (Gambar I.7) berada pada lensa okular, satu benang melintang ke kanan-kiri dan benang yang lain melintang ke atas dan ke bawah.

•

Berfungsi untuk mengetahui kedudukan koordinat bidang sumbu mineral, atau sudut interfacial kristall.

•

Meja obyektif harus berkedudukan centered dengan perpotongan benang silang, jika tidak centered maka benang silang tidak akan terlihat.

Pembacaan akan dapat dilakukan jika salah satu sisi kristal sejajar dengan benang silang kanan-kiri, selanjutnya meja obyektif diputar sampai benang silang yang lain sejajar dengan arah lain dari meja obyektif tetapi berlawanan dengan center-nya.

6

Benang silang

Gambar I.7. Benang silang yang terdapat pada lensa okuler dalam mikroskup polarisasi. (f) Cermin Pantul (The Mirror) •

Cermin pantul berfungsi untuk mengirimkan sinar dari lampu ke sumber obyek

•

Berbentuk bidang datar pada sisi belakang dan cekung pada sisi depan

•

Pembentuk yang pertama digunakan untuk perbesaran rendah, sedangkan yang terakhir untuk perbesaran yang lebih tinggi.

•

Cermin ini berfungsi mengumpulkan sinar lampu dengan aperture yang menyudut pada sekitar 40o.

•

Untuk perbesaran yang lebih besar dan dengan menggunakan sinar konvergen, maka menggunakan sinar konvergen

•

Penggunaan cermin terutama untuk efisinsi penggunaan mikroskop.

•

Ketika menggunakan sinar datang yang sejajar sebagai ordinary daylight, maka sinar tersebut direfleksikan dari cermin dengan intensitas yang rendah, yang datang bersamaan dengan focal point.

•

Jika sumber sinar dekat dengan instrument, focal-length-nya besar, dan sebaliknya

(g) Lensa Obyektif •

Diklasifikaskan berdasarkan nilai perbesarannya. 7

•

Untuk obyektif yang memiliki power rendah, maka focal length-nya di atas 13 mm dan perbesarannya kurang dari 15 x; untuk power menengah focal length antara 12- 5 mm dan perbesarannya 40 x; dan power tinggi focal length kurang dari 4,5 mm dan perbesarannya mencapai 40 x.

•

Lensa obyektif yang sering digunakan adalah yang berukuran 3 dan 7 mm

•

Dalam satu sayatan tipis sering terdiri atas suatu seri bidang yang saling menumpang, dan hanya salah satunya saja yang dapat diamati.

•

Dalam lens obyektif low-power, dapat dilihat obyek yang menumpang bidang yang berbeda lainnya, tetapi dengan lensa high-power hal itu tidak mungkin dilakukan.

•

Tingkat kecerahan (brightness) dari image akan meningkat jika hitungan aperturenya dapat diketahui dalam luasan pesegi.

(h) Resolving Power •

Bagian dari mikroskop yang berfungsi untuk pengaturan ketelitian alat.

•

Dengan meningkatkan resolving power untuk mempertajam obyek pengamatan maka dapat mengurangi masa pemakaian alat.

•

Dalam praktik petrografis, dibutuhkan ketelitian maksimal sehingga sifat terkecil pun terdeteksi.

•

Mata hanya mampu membedakan 250 garis dalam 1 inci

•

Ketika dua titik berpindah dari posisi 6.876x dari mata, maka yang terlihat hanya satu titik.

•

Dengan bantuan resolving power dan okuler, mata mampu membedakan pleurosigma angulatum sebanyak 50.000 garis .

(i) Lensa Bertrand (Keping Gipsum) •

Berada pada center dari microscope di atas analyzer yang melintas masuk / keluar tube

•

Digunakan sebagai mikroskop kecil bersama-sama dengan okuler untuk memperbesar gambaran interference

•

Terutama digunakan untuk mengetahui warna birefringence, sehingga dapat diketahui ketebalan sayatannya 8

•

Pada penggunaan alat ini, juga dilengkapi dengan tabel warna interference (Gambar I.8).

Gambar I.8. Tabel warna interference yang digunakan bersama-sama dengan keping gips untuk mengetahui warna birefringence. (j) Lensa Ocular •

Disebut juga dengan lensa okuler Huygens

•

Terdiri dari dua lensa simple plane-convex

•

Terletak berhadapan langsung dengan mata.

•

Lensa bagian atas berupa lensa mata dan lensa bagian bawah berfungsi untuk mengumpulkan data.

•

Focal length dari lensa mata adalah 1/3-nya dari lensa pengumpul (field length).

•

Sinar sinar ini yang menyebabkan kelelahan pada mata saat pengamatan.

•

Pada okuler juga dijumpai benang silang, berbentuk jaring laba-laba dan mengikatkan tali tersebut pada perutnya.

(k) Mikrometer 9

•

Berfungsi untuk mengukur jarak dalam sekala yang sempit, contoh: diameter mineral.

•

Terletak di atas meja obyektif.

•

Pada pembacaan langsung dalam meja obyektif, sekala dalam ratusan mm.

•

Jadi, dalam suatu pengamatan sayatan tipis dapat diketahui seberapa ratus mm dalam suatu divisi kristal.

•

Agar familier dalam penggunaannya, siswa dapat membuat sendiri mikrometer tersebut

(l) Adjustment Screws •

Adjustment screw berfungsi untuk mengatur (bagian dalam 2) dan menghaluskannya (bagian luar 1) kefokusan lensa okuler dan obyektif

•

Metodenya yaitu dengan memutar ke kanan untuk memperbesar dan ke kiri untuk memperkecil.

•

Terletak pada gagang mikroskop (tube)

•

Akurasi kerja Adjustment screw mencapai 0,001 mm.

Adjustment screw Gambar I.9. Adjustment screw, mikrometer dan prisma nikol I.3. Penggunaan Mikroskup Polarisasi Pencahayaan mikroskop sangat baik jika berasal dari arah utara; jika tidak mampu dari timur. Jangan menggunakan sinar matahari langsung. Meja (bangku) harus 10

kuat, dan pengamat harus nyaman menggunakannya. Mikroskop harus terletak tepat di depan pengamat, kedua tangan leluasa mengoperasikannya. Jangan menutup mata sebelah, mata yang tidak dipakai untuk mengamati dibiarkan terbuka, agar tidak jereng atau mudah lelah. Pencahayaan harus cukup mampu menerangi pengamatan paralel nikol dan silang nikol. Agar mata tidak sakit, praktikan disarankan memfokuskan pengamatan dengan menaikkan power, dari pada menurunkannya --- agar dapat menghindari kalaukalau lensa menyentuh preparat dan memecahkannya. Tempatkan pandangan (mata) setinggi dengan okuler, perlambatkan dalam memutar screw jika jarak obyektif dan preparat sangat dekat. Lakukan pengamatan hanya jika obyek pengamatan benar-benar telah fokus. I.3.1. Tip Menggunakan Mikroskop Polarisasi •

Pada

mineral

tak-berwarna

(ct.

kuarsa),

sebaiknya

mengurangi

pencahayaannya, dan memperhatikan adanya rongga atau inklusi. •

Rongga / inklusi memiliki kenampakan yang hampir sama

•

Sebaiknya menjaga betul-betul agar lensa dan nikol dapat awet dan meningkat efisiensinya.

•

Jangan membiarkan lensa mikroskop terkena sinar matahari langsung dan / uap radiator.

•

Lensa harus dijaga agar terbebas dari debu. Lensa obyektif jangan sampai bersinggungan dengan cover glass, karena akan tergores

Latihan Soal  Gambarkan penggunaan alat ini  Tentukan bagian-bagiannya dan fungsi masing-masing  Letakkan sehelai rambut di atas meja obyektif dan amati secara fokus struktur dan tekstur rambut tersebut

11

12

BAB II. SIFAT OPTIS MINERAL PADA PENGAMATAN NIKOL SEJAJAR

Setiap mineral memiliki sistem kristalnya masing-masing: isometrik (sumbu a = sumbu b = sumbu c; <α = <β = <γ ); rhombik (sumbu a ≠ sumbu b ≠ sumbu c; <α ≠ <β ≠ <γ ); triklin; monoklin; tetragonal, heksagonal dan lain-lain. Setiap sistem kristal memiliki sumbu kristal, walaupun sudut yang dibentuk oleh masingmasing sumbu kristal antara sistem kristal yang satu terhadap yang lain berbeda. Untuk itulah setiap mineral memiliki sifat optis tertentu, yang dapat diamati pada posisi sejajar atau diagonal terhadap sumbu panjangnya (sumbu c). Pengamatan mikroskopis yang dilakukan pada posisi sejajar sumbu panjang disebut pengamatan pada nikol sejajar. II.1. Relief Relief adalah sifat optis mineral atau batuan yang menunjukkan tingkat / besarnya pantulan yang diterima oleh mata (pengamat). Semakin besar sinar yang dipantulkan atau semakin kecil sinar yang dibiaskan oleh lensa polarisasi, maka makin rendah reliefnya, begitu pula sebaliknya. Jadi, relief mineral berhubungan erat dengan sifat indek biasnya; Ngelas < Nobyek. Relief kadang-kadang juga diimplikasikan oleh tebal-tipisnya sayatan. Sayatan yang telah memenuhi standarisasi, tentunya memiliki relief yang standar juga, sehingga besarnya tertentu. Relief mineral dapat digunakan untuk memisahkan antara batas tepi mineral yang satu dengan yang lain. Suatu batuan yang tersusun atas berbagai macam mineral yang berbeda, masing-masing mineral tersebut tentunya memiliki sifat optis yang berbeda pula. Jadi, kesemua itu akan membentuk relief; ada yang tinggi, sedang atau rendah (Gambar II.1). Pada prinsipnya; kaca / air / udara memiliki indeks bias sempurna, sehingga memantulkan seluruh sinar yang menembusnya. Namun, suatu mineral memiliki indeks bias yang lebih rendah dibandingkan kaca / air / udara, sehingga reliefnya lebih tinggi.

13

Bandingkan indeks bias yang dipantulkan oleh mineral dengan indeks bias yang dipantulkan oleh kanada balsam. Kanada balsam memantulkan seluruh sinar yang menembusnya. Mineral menyerap sebagian sinar dan memantulkannya sebagian. Makin tidak berwarna sinar yang dipantulkan makin besar, sehingga reliefnya makin rendah. relief tinggi

relief rendah

14

Gambar II.1.

Sifat optis relief tinggi pada mineral olivin (atas) dan relief rendah (bawah) yang diamati pada posisi nikol sejajar

II.2. Pleokroisme Yaitu sifat penyusupan mineral anisotropic dalam menyerap sinar mengikuti sistem kristalografinya. Ditunjukkan oleh beberapa kali perubahan warna kristal setelah diputar hingga 360O. Dapat diamati pada posisi terpolarisasi maupun nikol sejajar. Mineral uniaxial disebut dichroic: dua warna yang berbeda dari vibrasi sinar yang parallel terhadap sumbu vertikal dan sumbu dasar. Mineral biaksial: trichroic, 3 perubahan warna berhubungan dengan 3 sumbu elastisitas utama. Ct: horenblende pleokrois kuat dan piroksen tak-pleokrois

a.

15

Gambar II.2.

b. a: warna interferensi biotit sejajar sumbu C; Pleokroisme biotit berwarna coklat kekuningan Orde 1. b. pleokroismenya pada sudut putaran 90O ; Pleokroisme biotit berwarna coklat gelap Orde I

II.3. Bentuk Kristal Bentuk kristal adalah bentuk suatu kristal mineral mengikuti pertumbuhan / tata aturan pertumbuhan kristal. Bentuk kristal yang ideal pasti mengikuti susunan atom dan pertumbuhan atom-atom tersebut, atau dapat pula mengikuti arah belahannya. Sebagian besar mineral yang terbentuk oleh proses pembekuan magma di luar, menunjukkan bentuk kristal yang tidak sempurna, karena pembekuannya / pengkristalisasiannya sangat cepat sehingga bentuknya kurang sempurna, begitu pula sebaliknya. Jadi, bentuk kristal dapat digunakan sebagai parameter untuk mengetahui tingkat kristalisasi mineral secara umum. Namun, mineral yang berukuran besar bukan berarti tingkat kristalisasinya sempurna. Sebagai contoh adalah mineral-mineral penyusun batuan gunung api yang terkristalisasi dengan cepat dapat tumbuh membentuk mineral dalam diameter yang besar, tetapi bentuk kristalnya anhedral membentuk fenokris dalam batuan bertekstur porfiritik. Dalam pendeskripsiannya, bentuk kristal ditentukan dari orientasi tepian mineralnya. Bentuk kristal yang tidak beraturan pada seluruh sisinya disebut anhedral; jika sebagian sisi kristal yang tidak beraturan disebut subhedral; dan jika seluruh sisi kristal beraturan disebut euhedral (Gambar II.3).

16

Px: subhedral

Px: subhedral

Px: anhedral

Gambar II.3.

Px: euhedral

Gambar atas: bentuk kristal subhedral pada piroksen dan anhedral pada horenblenda dan gambar bawah: bentuk kristal euhedral, subhedral dan anhedral pada mineral piroksen (HBL: horenblenda dan Px: piroksen).

II.4. Bentuk mineral Bentuk mineral tidak harus sama dengan bentuk kristal. Bentuk mineral adalah bentuk secara fisik, seperti takteratur (irregular), memanjang, prismatik, fibrous, membulat dan lain-lain (Gambar II.4). bentuk-bentuk mineral tersebut tidak 17

berhubungan dengan tingkat kristalisasinya. Bentuk mineral secara sempurna dapat mengikuti bentuk pertumbuhan kristalnya, namun tidak dapat digunakan sebagai parameter tingkat kristalisasi.

acicular anhedral/irregular bladed blocky elongate euhedral fibrous prismatic rounded tabular Gambar II.4.

Gambar atas: bentuk-bentuk mineral blocky, irregular; gambar bawah: bentuk mineral euhedral

II.5. Belahan Belahan adalah sifat mineral yang berhubungan dengan sistem kristalnya juga. Pada umumnya, suatu mineral memiliki bentuk kristal dari suatu sistem kristal tertentu, sesuai dengan pertumbuhan kristalnya. Pertumbuhan kristal sendiri dibentuk / dibangun oleh susunan atom di dalamnya. Dengan demikian, sisi-sisi susunan atomatom tersebut menjadi lebih lemah dibandingkan dengan ikatannya. Hal itu berpengaruh pada tingkat kerapuhannya. Saat mineral mengalami benturan / terdeformasi, maka pecahannya akan lebih mudah mengikuti arah belahannya.

18

Belahan lebih mudah diamati pada posisi nikol sejajar tetapi beberapa mineral juga dapat diamati pada posisi nikol silang. Tidak semua belahan mineral dapat diamati di bawah mikroskup, contoh: kuarsa dan olivin (Gambar II.5). Tetapi, sebenarnya keduanya memiliki pecahan yang jelas. Kuarsa, secara megaskopis memiliki pecahan konkoidal (seperti kaca) akibat bentuk kristalnya yang bipiramidal, namun di bawah mikroskup belahan konkoidal-bipiramidal sulit dapat diamati. Olivin kadang-kadang menunjukkan belahan dua arah miring, namun karena bentuknya yang membotol, jadi sulit diamati juga di bawah mikroskup.

a.

b. Gambar II.5.

a. Contoh mineral dengan susunan acak (belahan tidak jelas) atau tanpa belahan: olivin; b. Contoh mineral kuarsa tanpa belahan

19

o

belahan jelas 1 arah: kelompok mika

o

belahan jelas 2 arah: piroksen dan amfibol

o

mineral dengan sudut belahan 2 arah membentuk perpotongan

dengan sudut 60°/120°: amfibol / horenblende (Gambar II.6 atas) dan mineral dengan sudut belahan dua arah membentuk sudut 90° piroksen (Gambar II.6 bawah)

90O

120°

60°

miring

a. Belahan jelas pada 2 arah

90O

b. Belahan kurang jelas pada 2 arah Gambar II.6.

a. Belahan jelas pada dua arah miring; b. Belahan kurang jelas pada dua arah dengan sudut 90O

20

Tugas Latihan: 1. Sebutkan sifat-sifat optis meineral! Apa hubungan antara sifat optis mineral dengan sistem kristal? 2. Merangkum macam-macam mineral dengan sifat-sifat optisnya; sumber data bebas, boleh dari internet atau text book. Tugas wajib: komponen mineralmineral dalam deret reaksi Bowen, selengkap-lengkapnya dan dijilid serapirapinya.

21

BAB III. SIFAT OPTIS MINERAL PADA POSISI NIKOL SILANG Pengamatan nikol silang dilakukan jika sayatan berada pada diagonal sumbu C, yaitu dengan memasang prisma polarisasi bagian atas. Sifat-sifat optis mineral yang diamati pada posisi nikol silang adalah birefringence (interference ganda), twinning (kembaran): tipe kembaran dan arah orientasinya dan sudut gelapan: sejajar / miring pada sudut berapa. III.1. Sifat Birefringence (BF) Standardisasi sayatan tipis memiliki ketebalan 0,03 mm. Dalam sayatan tipis, interference mineral harus dapat diamati, yang hanya dapat dalam sayatan tipis 0,03 mm. Ct. warna interference kuarsa terrendah berada pada orde pertama putih (abuabu) atau mendekati warna kuning orde I. Warna interference dapat dilihat dari posisi horizontal sayatan. Setelah warna interference diketahui, pengamatan dilanjutkan melalui garis diagonalnya hingga didapatkan sifat birefringence (BF). Dari posisi birefringence, dengan meluruskan ke bawah melalui garis diagonal ke perpotongannya, akan diketahui ketebalan standarnya, apakah lebih tebal atau tidak dari 0,03 mm. Orde warna interference dan birefringence menggunakan tabel warna Michel-Levy (Gambar III.1). Birefringence ditentukan dari refraksi ganda pada pantulan sinar maximum (warna orde tertinggi). BF dapat dilihat jika posisi sayatan berada pada sudut pemadaman 45O terhadap nikol. BF dapat digunakan (bertujuan) untuk menguji ketebalan sayatan kristal. Sifat BF mineral dapat dilihat pada tabel sifat-sifat mineral (Bloss, 1961; Kerr, 1959; Larsen and Berman, 1964; Rogers and Kerr, 1942) yang disertai dengan perubahan antara indeks refraksi tertinggi dan terrendahnya. Sifat difraksi maximum biasanya juga dapat diperikan dalam sifat ini. Jika obyek memiliki belahan jelas atau bentuk kristalnya terorientasi pada keping gelas dasarnya, beberapa partikel harus disusun ulang hingga berorientasi baru, yaitu dengan membuka cover glass dan mineral didorong secara horizontal. Birefringence secara relatif sama pada setiap kelompok (kelas) mineral yang sama, ct. piroksen, 22

amfibol dan plagioklas. Indeks refraksi dan warna mungkin berbeda di antara satu kelompok mineral, namun warna BF-nya hampir sama. BF dapat diamati di bawah mikroskup dengan memasang lensa Bertrand (keping gipsum). Lensa Bertrand keberadaannya sering terpisah dari mikroskop. Lensa ini dapat dilepaskan. Sifat BF dapat diamati pada posisi nikol silang, yaitu dengan memasang lensa Bertrand pada posisinya (yaitu di atas analyzer). Perubahan warna yang dihasilkan biasanya ditentukan oleh warna reliefnya dan ketebalan sayatannya Jika reliefnya rendah (tidak berwarna) maka memiliki sifat BF tinggi. Kanada balsam memiliki sifat BF tertinggi hitam.

Gambar III.1.

Diagram Michel-Levy untuk mengetahui orde warna BF pada mineral; yaitu warna interferene maksimum yang dapat dilihat setelah lensa Bertrand (keping/prisma gips) dipasang

23

24

25

Gambar III.2.

Warna interferene maksimum yang dapat dilihat setelah lensa Bertrand (keping/prisma gips) dipasang

Sifat BF juga bertujuan untuk mengetahui sifat anisotropi mineral. Latihan: Posisikan kristal anisotropi pada: D = 100 nm (abu-abu orde 1); sudut pemadaman 45o Jika indek bias keping gipsum sejajar indek bias kristal, maka terjadi PENJUMLAHAN 

Sinar yang sejajar terhadap indek bias keping gipsum tertanam

dalam keping gipsum pada 100 nm dan lebih jauh tertanam oleh keping gipsum 550 nm ---- tebal gips digambarkan pada grafik horizontal (bawah) dalam diagram Michel-Levy (Gambar III.1) 

100 + 550 = 650 nm



Tentukan warna mineral (pada tabel warna interference)



Yaitu Original 1o abu-abu menjadi 2o biru (Gambar III.3)

26

Nikol silang sebelum Gips dipasang

setelah Gips dipasang

N

Gambar III.3.

Contoh warna birefringence kuarsa pada sudut pemadaman diputar 45o

setelah didapatkan warna BF 1, lalu putar meja obyektif dan kristal pada sudut 90 o ® Ngyp || nxl (D masih = 100 nm) Ngyp || nxl ® PENGURANGAN  Sinar kristal yang parallel terhadap Ngyp dimajukan oleh gips 100nm dan dihambat oleh keping gypsum 550mm ® maka kristal berada pada 450nm di belakang  Warna BF menjadi 1o orange

27

N

Gambar III.4.

Contoh warna birefringence kuarsa pada posisi sudut pemadaman mineral 90o

Latihan: Deskripsikan warna BF mineral-mineral dalam sayatan tipis di bawah:

28

Gambar III.5.

Warna birefringence plagioklas pada berbagai kedudukan sudut pemadalam dalam suatu sayatan tipis

III.2. Sifat Kembaran (Twinning) Yaitu sifat yang ditunjukkan oleh mineral akibat pertumbuhan bersama kristal saat pengkristalannya. Berbentuk kisi-kisi yang dibentuk oleh orientasi pertumbuhan kristalografi. Sifat ini dapat diamati pada posisi pengamatan nikol silang. Berhubungan dengan sifat pemadamannya. Bentuk Kembaran berhubungan dengan bentuk simetri dari dua atau lebih bagianbagian (bayangan kembar, sumbu rotasi). Macam-macam kembaran: 1)

Refleksi (berbentuk bidang kembar); Ct: model kembaran gypsum “fishtail”, 102 dan 108

2)

Rotasi dengan memutar meja obyektif (biasanya 180o) memiliki bentuk kembaran sumbu: normal parallel. Ct: kembaran carlsbad, model 103

3)

Inversi (kembaran ke pusat)

29

 Kembaran Multiple (> 2 segmen memiliki kesamaan sifat optis yang terulang)  Kembaran

Cyclic

-

kembaran

berulang

yang

bidang-bidang

kembarannya tidak parallel; ct: kembaran polisintetik Albite pada plagioklas (Gambar III.6). Jenis-jenis kembaran lain yang umum dijumpai dalam beberapa mineral adalah: •

Kembaran Albit: terbentuk oleh pertumbuhan bersama feldspar plagioklas dengan sistem kristal: Triclinic; merupakan kembaran yang umum dijumpai pada plagioklas pada 010

Posisi nikol silang diputar 45o

30

Posisi nikol silang diputar 90o Gambar III.6.

•

Kembaran Polisintetik Albit pada Plagioklas Kembran polisintetis juga dapat diamati dalam pengamatan

megaskopis pada Chrysoberryl dan Aragonit membentuk kembaran cyclic (Gambar III.7)

Gambar III.7.

•

Kembaran polisintetik cyclic pada Chrysoberryl dan Aragonit

Kembaran sederhana, contoh pada piroksen posisi {100} 31

Gambar III.8.

Kembaran sederhana pada Clinopiroksen (augite) posisi {100}

Mineral-mineral prismatik panjang biasanya memiliki kembaran, sebagai contoh adalah plagioklas dan klinopiroksen. Kembaran yang umum dijumpai pada Plagioklas: •

Sederhana Carlsbad pada (010)

•

Polysynthetic albite pada (010)

•

Pericline pada (101)

Gambar III.9.

Kembarran sederhana Carlsbad, Polisintetik albit dan Pericline pada Plagioklas

III.3. Sifat Gelapan (Extinction)

32

Adalah fungsi hubungan orientasi indikatrik dan orientasi kristalografik. Mineral anisotropik menunjukkan gelapan pada posisi nikol silang dengan rotasi tiap 90O. Gelapan muncul ketika kedudukan salah satu vibrasi sejajar polarizer bawah. Dampaknya adalah seluruh sinar datang ditahan oleh polarizer atas sehingga tidak membentuk getaran. Seluruh sinar yang melalui mineral terserap pada polarizer atas, dan mineral terlihat gelap. Pada putaran posisi 45°, komponen maximum dari sinar cepat dan sinar lambat mampu dirubah menjadi vibrasi pada polarizer atas. Hanya perubahan warna interference saja yang menjadi lebih terang atau lebih gelap saja, warna sebenarnya tidak berubah. Banyak mineral secara umum membentuk butiran memanjang dan dengan mudah dikenali kedudukan belahannya, ct. biotit, horenblenda, plagioklas. Sudut pemadaman adalah sudut antara panjang atau belahan mineral dan kedudukan vibrasi mineral. Nilai sudut pemadaman masing-masing mineral bervariasi mengikuti arah orientasi butirannya. Tipe Pemadaman  Pemadaman Parallel; Mineral menjadi gelap ketika belahannya atau sumbu panjang searah terhadap salah satu benang silangnya. Sudut pemadaman (EA) = 0°; contoh:  Orthopiroksen dan Biotite  Pemadaman Miring; mineral gelap ketika belahan membentuk sudut dengan benang silang, (EA) > 0° ; contoh:  Klinopiroksen dan Horenblenda  Pemadaman Simetri; mineral menunjukkan belahan 2 arah atau dua perbedaan muka kristal---- memungkinkan untuk mengukur dua sudut gelapan antara masing-masing belahan atau muka dan kedudukan vibrasi. Jika 2 sudut sama maka akan dijumpai pemadaman simetri, (EA1 = EA2); contoh:  Amfibol dan Kalsit  Tanpa belahan: mineral yang tidak memanjang atau tidak memperlihatkan belahan yang mencolok, akan memberikan pemadaman setiap diputar 90°, tetapi tidak dapat diukur sudut pemadamannya; contoh: 33

 Kuarsa dan olivin a. Pemadaman Paralel •

semua mineral uniaxial menunjukkan pemadaman parallel

•

mineral-mineral orthorhombik menunjukkan pemadaman parallel (hal itu karena sumbu kristal dan sumbu indicatrik serupa)

b. Sudut Pemadaman Miring •

Mineral-mineral Monoclinic dan Triclinic memiliki sumbu indikatrik yang tidak serupa dengan subu kristalnya ---- memiliki pemadaman miring

•

sudut pemadaman dapat membantu memerikan nama mineralnya

Z

c

c=Z

nε nω

a=X

b Y

b=Y

a Pemadaman paralel

X

Pemadaman miring

Gambar III.10. Ilustrasi pemadaman paralel (kiri) dan pemadaman miring (kanan)

34

Pemadaman orthopiroksen

X N

PPL Sudut pemadaman

Klinopiroksen

Pemadaman Klinopiroksen

Gambar III.11. Contoh mineral dengan pemadaman paralel pada ortopiroksen (atas)

dan pemadaman miring pada klinopiroksen (bawah) Tugas Latihan: Memerikan mineral-mineral di bawah ini

35

BAB IV. PENGAMBILAN CONTOH BATUAN

IV.1. Teknik Pengambilan Contoh Batuan Keberhasilan pembuatan sayatan tipis ditentukan oleh benar-tidaknya prosedur pengambilan contoh di lapangan dan teknik preparasinya. Pembuatan sayatan tipis juga harus mengikuti petunjuk si pengamat. Apa tujuan pengamatan sayatan tipis, apakah ditujukan untuk mengetahui sifat optis mineral, komposisi batuan (eksplorasi kandungan mineral tertentu), tingkat sifat deformasi batuan atau ada tujuan yang lain. Untuk itu diperlukan koordinasi yang baik antara si pengambil, pemotong / penyayat dan pengamat. Jika tujuan pengamatan adalah untuk mengetahui sifat optis mineral, komposisi dan sifat fisik batuannya, maka diperlukan contoh batuan yang segar. Ciri-ciri batuan yang segar adalah: •

Warnanya segar, tidak dijumpai warna alterasi (lapuk). Contoh: andesit dan diorit berwarna abu-abu terang-agak gelap; warna lapuk keputih-putihan, kemerah-merahan, kekuning-kuningan atau kecoklat-coklatan. Warna segar dasit abu-abu agak keunguan; warna lapuk abu-abu terang bintik-bintik hijau, putih dan merah. Batupasir kuarsa segar warna putih dengan butiranbutiran transparan; warna lapuk putih terang agak kecoklatan hingga kekuningan. Batugamping dolomit warna segar abu-abu kemerahan cerah dengan pecahan tajam dan sangat keras; warna lapuk abu-abu kekuningankecoklatan (merah bata) dengan pecahan tumpul dan mudah hancur.

•

Jika dipukul berbunyi “cling”; batuan yang lapuk jika dipukul berbunyi “bug” atau “blug”; pada batuan beku luar (bersifat gelasan) batuan yang segar sangat keras tetapi lebih mudah pecah, pecahannya runcing-runcing tajam, tetapi batuan yang lapuk tidak tajam feldsparnya (putih) mengembang sehingga ukurannya menjadi lebih besar.

•

Tidak terdeformasi, massif (inti lava / intrusi); batuan yang segar tidak dijumpai

rekahan-rekahan baik

akibat deformasi saat pembekuan, 36

pembebanan, tektonik maupun pelapukan; usahakan mengambil batuan yang betul-betul masif (tak-terdeformasi). Singkapan batuan yang dapat direkomendasikan untuk lokasi pengambilan contoh batuan yang ditujukan untuk pengamatan sayatan tipis tersebut adalah: •

Pada singkapan tanpa deformasi; kalau sekiranya tidak dapat dihindari, maka diusahakan pada singkapan yang paling bebas dari deformasi.

•

Pada singkapan yang telah diledakkan (quarry): akan banyak dijumpai batuan yang sangat segar, karena bagian yang lapuk telah dibersihkan pada saat penggalian (Gambar IV.1).

•

Mencari batuan yang segar juga dapat dilakukan pada tebing-tebing dan badan sungai / jalan, terutama pada musim kemarau.

Gambar IV.1.

Contoh singkapan yang direkomendasikan untuk pengambilan contoh batuan; yaitu pada lokasi penambangan (quarry)

Singkapan batuan yang tidak direkomendasikan untuk pengambilan contoh batuan adalah: •

Singkapan dengan struktur geologi, seperti sesar, kekar dan lipatan

(Gambar

IV.2.kanan);

kecuali

jika

pengamatan

ditujukan

untuk

mikrotektonik. Jika pengamatan sayatan tipis batuan ditujukan untuk 37

mikrotektonik, maka contoh harus ditandai arah pengambilannya (N …. O E) dan arah pemotongan yang diinginkan •

Lapuk; saran: sebaiknya jika tidak ada singkapan lain dicari batuan

yang paling masif; kecuali jika tujuan pengamatan batuan adalah untuk mengetahui tingkat pelapukan. •

Tidak insitu : bongkah yang tidak jelas asalnya (Gambar IV.2 kiri);

kecuali jika telah jelas dketahui asalnya dari mana dan kondisinya segar. Saran: lakukan pengambilan bongkah hanya di daerah quarry yang sedang digali

Gambar IV.2.

Contoh singkapan yang pengambilan contoh batuan

tidak

direkomendasikan

untuk

IV.2. Pemilihan Contoh Batuan 38

Pengambilan contoh batuan juga dapat dilakukan pada inti bor: 1. Pilih batuan yang paling segar 2. Jangan mengambil bagian kontak (ditunjuk pena), karena ada kemungkinan mengandung fragmen lain (batuan yang lebih tua atau lebih muda) dan biasanya tidak segar

Gambar IV.3.

Contoh batuan yang diambil dari inti bor; yaitu pada bagian yang paling segar (dilingkari), bukan pada bagian yang ditunjuk pena

Sifat contoh batuan yang dapat disayat untuk analisis petrografi: •

Contoh betul-betul segar

•

Besarnya setangan (segenggam)

•

Setelah contoh diambil, sesegera mungkin agar dikirim ke lab

praparasi sayatan tipis

39

Gambar IV.4.

Contoh diorit yang direkomendasikan untuk penyayatan (segar dan masif)

IV.3. Preparasi Batuan Contoh batuan yang telah di dapatkan dari lapangan dilabeli, meliputi no lokasi pengambilan, tahun pengambilan dan kode tujuan pengambilan. Untuk contoh yang ditujukan untuk analisis petrografi dengan tujuan pengamatan tertentu, diberi tanda khusus seperti arah penyayatan, posisi utara / timur dan kode-kode pendukung yang lain. Contoh selanjutnya dibawa ke bengkel untuk dilakukan pemotongan, penyayatan dan preparasi selanjutnya seperti yang dapat dilihat pada Gambar IV.5 dan IV.6.

40

Gambar IV.5.

Contoh diorit yang telah dipotong berukuran 10-15x10x2,5 cm, pemotongan bertujuan untuk menghilangkan bagian yang lapuk.

Gambar IV.6.

Contoh diorit yang telah disayat berukuran 4x2,5x0,003 cm dan dipoles selanjutnya ditempelkan di atas gelas obyek, dan ditutup dengan gelas penutup (deg glass). Sayatan siap untuk dianalisis.

Tugas: Membuat sayatan tipis batuan; dibagi menjadi 3 kelompok: batuan beku, sedimen dan metamorf !

41

BAB V. SIFAT-SIFAT OPTIS MINERAL PLAGIOKLAS V.1. Sifat-Sifat Umum •

Rumus kimia: (Na,Ca)(Si,Al)4O8

•

Berat molekul = 270,77 gram Sodium

4,25 %

Na 5,72 % Na2O

Calcium

7,40 %

Ca 10,36 % CaO

Aluminum

9,96 %

Al 18,83 % Al2O3

Silicon

31,12 %

Si 66,57 % SiO2

Oxygen

47,27 %

O

100,00 %

00,00 101,48 % = total oksida

•

Rumus empiris: Na 0,5Ca 0,5Si 3AlO8

•

Keterdapatannya: pada batuan beku dan metamorf. Masuk dalam kelompok Na, Ca feldspar.

•

IMA Status: Not Approved IMA

•

Locality: Common world wide occurrences.

•

Asal Nama: dari bahasa Yunani “plagios” ~"oblique" dan “klao” ~ "I cleave" berarti mudah membelah ~ memiliki sudut belahan yang baik.

V.2. Sifat-Sifat Fisik Gambar V.1 adalah sifat-sifat secara fisik mineral plagioklas, terdiri dari albit, oligoklas, andesin, bitownit, labradorit dan anortit. •

Belahan : [001] baik, [010] baik

•

Warna: putih, abu-abu, putih kebiruan, putih kemerahan dan putih kehijauan.

•

Density: 2,61 – 2,76, rata-rata = 2,68

•

Diaphaniety: Transparent sampai translucent

•

Pecahan: Brittle – umumnya mirip dengan gelas dan mineral-mineral non-metallik.

•

Perlakuan: Massive - Granular – banyak dijumpai dalam granit dan batuan beku lainnya.

•

Kekerasan: 6-6,5 - Orthoclase-Pyrite 42

•

Luminescence: Non-fluorescent.

•

Luster: Vitreous (Glassy)

•

Streak: putih

albit

albit

anorthite

andesine

labradorit bitownite oligoclase

oligoclase

Gambar V.1.

Sifat-sifat fisik mineral plagioklas dari anorthit hingga albit (www.webminerals.com/specimens)

V.3. Sifat-Sifat Optis •

NCalc= 1,56 - dari Gladstone-Dale hubungannya (KC = 0,2101), Ncalc=Dmeas*KC+1

•

Plagioclase * (Na,Ca)(Si,Al)4O8 C1 1 •

Albite NaAlSi3O8 C1 1

•

Oligoclase (Na,Ca)(Si,Al)4O8 C1 1

•

Andesine* (Na,Ca)(Si,Al)4O8 C1 1

•

Labradorite* (Ca,Na)(Si,Al)4O8 C1 1

•

Bytownite* (Ca,Na)(Si,Al)4O8 C1 1

•

Anorthite CaAl2Si2O8 P1,I1 1 43

Gambar V.2 adalah mineral plagioklas dalam sayatan tipis

Gambar V.2.

Kenampakan plagioklas dalam sayatan tipis nikol silang; identifikasi mineral plagioklas lebih mudah dilakukan pada posisi nikol silang

V.3.1. Menentukan Nama Mineral Berdasarkan Sifat dan Komposisi Optisnya  Orientasi optis plagioklas bervariasi, tergantung pada komposisinya.  Konsekuensinya, sudut pemadaman terhadap sistem kristalografinya juga bervariasi, sesuai dengan komposisi kimiawinya.  Ada dua metode dalam penamaan komposisi plagioklas berdasarkan sudut pemadamannya, yaitu: 1. Metode Michel-Levy 2. Metode gabungan Carlsbad-Albite. 1. Metode Michel-Levy  Ditentukan dengan berdasarkan besarnya sudut pemadaman yang dibentuk oleh kembaran albit dalam plagioklas 44

 Kembaran albit memiliki bidang (010) dalam kembaran polysynthetik Prosedurnya adalah: 1. Pertama-tama tentukan kembaran polisintetik pada bidang (010), tegak lurus terhadap meja obyektif mikroskup (pada sumbu vertikal). •

Perilaku kristal dapat diidentifikasi dengan memfokuskan bidang kembaran lamelae gelap maksimum, selanjutnya diputar perlahan untuk mencari gelap maksimum / terang maksimum berikutnya.

•

Jika bidang kembaran pada kedudukan vertikal (sejajar sb C), maka akan terlihat sama.

•

Jika bidang kembaran pada kedudukan miring (membentuk sudut dengan sb. C), maka akan nampak bergerak dari sisi yang satu ke sisi yang lain, seakan-akan pada bidang/bagian sayatan yang lain.

2. Selanjutnya putar kembali bidang kembaran ke arah utara-selatan. 3. Putar meja obyektif berlawanan arah jarum jam hingga garis-garis kembaran albit pada kondisi gelap maksimum, dan catat sudut putarannya. 4. Teliti kembali sudut putaran tersebut, dengan mengukur sudut sinar cepat (fast ray) dengan memutar meja obyektif 45o searah jarum jam dari posisi awalnya. Pada kondisi sinar cepat (fast ray), kristal berwarna kuning orde I. 5. Putar kembali bidang kembaran pada arah orientasi utara-selatan. 6. Putar meja obyektif searah jarum jam, hingga lamelae gelap maksimum, catat kembali sudut putarannya; jika kedua hasil pencatatan sudut putaran bidang kembaran memiliki perbedaan ~ 4o, maka hitung rata-ratanya. 7. Ulangi prosedur nomor (6-10) untuk mendeterminasi sudut gelapan maksimum. 8. Gunakan sudut gelapan maksimum untuk mengetahui jenis plagioklasnya dengan menggunakan diagram Michel-Levy Contoh: Michel-Levy (Gambar V.3)

45

Gambar V.3.

Kembaran polisintetik albit pada plagioklas yang akan digunakan sebagai dasar untuk mengetahui jenis plagioklasnya menggunakan metode Michel-Levy

1. Pada Gambar V.3 kiri; meja obyektif telah diputar berlawanan arah dengan jarum jam, sehingga nampak kembaran polisintetik albit. Sudut kembaran didapatkan 24,9o. 2. Pada gambar kanan nampak kristal yang sama setelah diputar searah jarum jam hingga lamelae gelap maksimum, didapatkan sudut gelapan 26,2o. 3. Diketahui, bahwa selisih dari kedua data sudut gelapan adalah 2o, sehingga dapat menggunakan metode Michel-Levy untuk mengetahui jenis plagioklasnya. Sudut pemadaman rata-rata 25,55o. 4. Plot besarnya sudut pemadaman tersebut pada sumbu vertikal diagram Michel-Levy, dan ketahui nama mineralnya dengan menarik secara lateralnya hingga memotong garis lengkung (Gambar V.4). Didapatkan nilai An-44, sehingga nama mineralnya andesin. •

Untuk plagioklas dari batuan beku plutonik, kurva suhu rendah

(garis tegas) didapatkan An-44: Andesin •

Untuk batuan vulkanik, berlaku kurva suhu tinggi (garis putus-

putus), didapatkan angka An-38: Andesin Michel-Levy Diagram

46

Albit (An-0-10) Oligoklas (An-10-30) Andesin (An-30-50) Labradorit (An-50-70) Bitownit (An-70-90) Anortit (An-90-100)

Gambar V.4.

Determinasi mineral plagioklas menggunakan metode Michel-Levy

2. Metode Kombinasi Carlsbad-Albite Gambar V.5 menunjukkan kristal plagioklas dengan kembaran sederhana Carlsbad (kuning). Ada dua sisi yang berbeda dalam satu mineral, pada sisi kiri berlaku kembaran Carlsbad, sisi kanan kembaran polisintetik albit.

Gambar V.5.

Kembaran Carlsbad pada mineral plagioklas; sisi kanan garis kuning memiliki kembaran polisintetik dan sisi kiri kembaran sederhana Carlsbad.

1. Di sebelah kiri kembaran Carlsbad, ukur sudut gelapan maksimum pada bidang (010) fast ray sebagaimana pada metode Michel-Levy. Rata-ratakan kedua sudut gelapan. 2. Pada sisi kanan kembaran Carlsbad, ukur sudut gelapan (010) sebagaimana metode di atas, rata-ratakan. 3. Kedua sudut gelapan yang telah dirata-rata tersebut akan tidak sama, salah satu akan lebih besar dari yang lainnya. Gunakan diagram Carlsbad-Albite untuk mendeterminasi nama mineralnya (lihat halaman 275 pada text book: Introduction to Optical Mineralogy, 2nd Ed. by W.D. Nesse): garis putus47

putus untuk batuan vulkanik dan garis tegas untuk batuan plutonik atau metamorfik.

Gambar V.6.

Kembaran albit pada plagioklas

V.3.2. Struktur Zoning dalam Plagioklas Secara normal, suatu mineral yang terbentuk secara sempurna tanpa adanya gangguan percepatan, akan membentuk sistem kristal dengan bentuk mineral yang sempurna homogen. Struktur zoning adalah struktur mineral (biasanya plagioklas) yang dari luar ke dalam (inti mineral) terjadi gradasional komposisi dari mineral plagioklas kaya An ke mineral plagioklas kaya Ab. Ada tiga jenis struktur zoning, yaitu Reverse Zoning, Oscillatory Zoning, Discontinuous Zoning, Sector Zoning dan Patchy Zoning. 1. Reverse zoning (zoning terbalik) tersusun atas mineral yang makin ke dalam (inti) makin kaya An-. 2. Oscillatory Zoning; zoning yang terbentuk dari osilasi repetitif bersekala halus, antara 1-2 sampai 20-25 mol % An. 3. Discontinuous Zoning; suatu runtunan zona-zona lembut yang konsentris (secara tak-menerus) dengan komposisi mol % An berubah (10-30 mol % An) dari inti ke luar rim. 4. Sector Zoning; zoning yang terletak pada tepian-tepian orientasi kristalografi dengan komposisi yang berbeda pada masing-masing sektornya. 5. Patchy Zoning; zoning secara lokal dalam beberapa bagian mineral, tanpa mengikuti sistem kristalografinya. 48

a. Reverse zoning

b. Reverse zoning dan sector zoning

c. Sektor zoning Gambar V.7.

Beberapa contoh struktur zoning pada mineral plagioklas

49

BAB VI. SIFAT-SIFAT OPTIS PADA MINERAL-MINERAL UNCONTINUS FORM BIAKSIAL VI.1. Mineral Biaksial dan Uniaksial Secara umum, ada dua jenis mineral di alam, yaitu biaksial dan uniaksial. Mineralmineral biaksial adalah suatu mineral yang memiliki dua sumbu optis dan tiga indeks bias utama; yaitu monoklin, triklin dan ortorhombik. Lawannya biaksial adalah uniaksial, yaitu mineral yang memiliki satu sumbu optis, seperti tetragonal dan heksagonal. Mineral-mineral yang termasuk ke dalam kelompok mineral biaksial adalah Olivin; Piroksen (Orthopiroksen dan Klinopiroksen); Amphibole (Hornblenda dan Actinolit); Mika (Biotit, muskovit, chlorit) dan Feldspar (Plagioklas, Microclin, orthoclas dan sanidin). Mineral-mineral yang termasuk kelompok uniaksial adalah Apatit, Kalsit, Nephelin, Kuarsa, Tourmalin, Zirkon VI.2. Mineral Olivin a) Komposisi Kimia  Terdiri dari tiga mineral dengan komposisi kimia:  Forsterite = Mg2SiO4  Olivine (Chrysolite) = (Mg,Fe)2SiO4  Fayalite = Fe2SiO4  Olivin jarang / tidak pernah ditemukan dalam batuan beku intermediet.  Mineral Tephroite (Mn2SiO4), merupakan seri Forsterite. Komposisi: Magnesium iron silicate, seri magnesium Forsterite, seri menengah Chrysolite), dan seri fero Fayalite. b) Sifat-Sifat Fisik  Warna: hijau-oliv, kuning-hijau, hijau terang, hijau, hijau-coklat, abu-abu  Pertumbuhan dan bentuk kristal: orthorombik, prismatik. Ditemukan sebagai butiran, dalam agregat padatan dan massa yang terrekahkan.  Transparansi Transparan sampai translucent  Specific Gravity 3,2 – 4,2  Luster Vitreous 50

 Belahan 2,1 ; 3,1- membentuk sudut 90º ; pecahan: Conchoidal  Pecahan Brittle Macam batuan yang mengandung olivin:  Peridotit – hijau-transparant  Chrysolite – kuning-kuning kehijauan olivin disebut batu olivin.  Dunite – masif, massa butiran Olivin, diklasifikasikan sebagai batuan.  Olivinoid – terbentuk dari meteorit  Dalam kelompok mineral silikat dan nesosilikat  Larut dalam asam HCl Yang berhubungan dengan Olivin  Kerena secara fisik memiliki sifat dan kenampakan yang sama, kelompok olivin sering hanya disebut "Olivin“ saja.  Olivin sangat melimpah di alam, tetapi hanya ditemukan sebagai mineral yang hanya dapat diamati di bawah mikroskop.  Pembeda dengan mineral lain: Tourmaline – lingkungannya berbeda Apatite – lebih lunak (5) Garnet – ditemukan dalam kristal yang berbeda, belahan tidak ada Willemite - fluoresce hijau •

Biasanya ditemukan dengan: Feldspar, Serpentin, Horenblenda, Augite, Spinel, Diopsid, Chromite, Fe-nikel

Tipe Lokasinya: 1. Peridotit Olivin dari St. Johns Island (Zebirget), Laut Merah (Mesir), Mogok (Myanmar), Burma; Soppat, Kohistan, Pakistan; Pegunungan Ural (Russia); Snarum, Norway; Mt. Vesuvius (Italy); dan daerah Eifel (Jerman) 2. San Carlos (San Carlos Indian Reservation), Gila dan Graham, Arizona. 3. Butiran yang lebih besar dijumpai di Fort Defiance (Buell Park dan Garnet Ridge), d) Klasifikasi Olivin 51

 Merupakan mineral jenis Orthosilikat – SiO4  Rumus kimia umum – (Mg,Fe)2SiO4  Terdiri dari 2 kelompok:  Forsterite – Mg2SiO4  Fayalit – Fe2SiO4  Pembentukannya di alam mengikuti diagram fasa Gambar VI.1.  Ditemukan dalam basalt dan gabbro, serta dalam batuan metamorf ekuivalennya terutama batuan ultramafik dan marmer  Teralterasi menjadi serpentin  Karena komposisi olivin bervariasi, maka sifat fisik dan optisnya pun juga berbeda

Gambar VI.1. Diagram fasa pembentukan olivin

c) Sifat Optik Olivin secara Umum  Relief tinggi  Warna interference-nya menengah-kuat  Pecahan irregular  Tidak ada belahan  Pada batuan plutonik dijumpai sebagai butiran anhedral  Dalam batuan vulkanik dijumpai berbentuk euhedral

52

 Belahan sangat buruk, tidak terlihat pada sayatan tipis sehingga tidak dapat menghubungkannya dengan sumbu indikatrik kristalografinya  Indeks refraksi: Forsterit

Fayalit

nα

1.636

1.827

nβ

1.651

1.869

nγ

1.669

1.872

•

Birefringence antara 0,033 to 0,053

•

Sudut 2VX bervariasi 46 sampai 98°, kadang-kadang biaksial positif (2VX>90°) atau negatif (2VX<90°)

Gambar VI.2. Olivin dalam sayatan tipis pada posisi nikol silang dan warna BF-

nya Sifat Optis Fayalit (Gambar V.3)  Tidak berwarna  Pleokroisme  Berbutir membantal  Merupakan olivin kaya Fe  X = Z = kuning  Y = orange, kuning dan kuning kemerahan 53

Gambar VI.3. Fayalit dalam sayatan tipis pada posisi nikol silang dan warna BF-

nya VI.3. Sifat-Sifat Optis Piroksen a) Sifat umum •

Merupakan mineral inosilikat (single chain) – Si2O6

•

Memiliki dua kelompok besar, yaitu Orthopiroksen (Orthorhombik;

Piroksen miskin Ca) dan Klinopiroksen (Monoklinik; Piroksen kaya Ca) •

Keduanya memiliki sifat fisik, optis, kimia dan lingkungan

pembentukan yang berbeda Klasifikasi Piroksen didasarkan pada kandungan Ca, Mg dan Fe-nya Secara tektonik: •

Piroksen kaya Ca melimpah pada batuan-batuan Ca-alkalin

•

Piroksen kaya Ca dan Mg melimpah pada batuan-batuan alkalin

•

Piroksen kaya Fe melimpah pada batuan-batuan toleeitik

54

Gambar VI.4. Diagram klasifikasi mineral piroksen berdasarkan kandungan Ca, Fe

dan Mg (1) Orthopiroksen -OPX  Formula umum – (Mg,Fe)2Si2O6  Terdiri dari dua anggota besar:  Enstatit – MgSiO3  Orthoferrosilit – FeSiO3  Di alam, opx adalah campuran dari dua variabel komposisi sifat optis:  Birefringence bervariasi 0,007 sampai 0,020  Indeks bias: En

OFs

nα

1,649 1,768

nβ

1,653 1,770

nγ

1,657 1,788

 Sudut 2VZ bervariasi dari 50 - 132°, tergantung pada komposisinya, jadi sifat optisnnya menjadi negatif (2VZ>90°) atau positif (2VZ<90°), namun secara umum negatif

55

Gambar VI.5. Klasifikasi Ortopiroksen berdasarkan derajad kristalisasinya

Bentuk Kristal  Euhedral biasanya prismatik gemuk  Jika disayat memotong sumbu c memiliki 4 atau 8 sisi dengan belahan dua arah membentuk sudut 90°  Jika disayat memanjang sejajar sumbu c memiliki belahan searah Sayatan memotong sumbu c memperlihatkan: dua belahan 90° dan pemadaman simetri

56

Gambar VI.6. Bentuk kristal dan belahan mineral Ortopiroksen

Warna dan Pleochroisme  Kadang lemah warna – pink salmon sampai hijau 57

 Miskin En tak berwarna, tetapi dengan penambahan Fe, warnanya menjadi bervariasi  OPX kaya Fe pleochroisme  X = pink, coklat dan kuning pucat  Y = krem-coklat muda, kuning, kuning pinky  Z = hijau muda dan hijau keabu-abuan

Gambar VI.7. Birefringen mineral Ortopiroksen kaya Fe (pinky)

Belahan dan Pecahan  Sayatan yang dipotong parallel terhadap sumbu C akan menunjukkan belahan searah:  Jika belahan parallel terhadap polar bawah maka warnanya hijau  Jika belahan memotong polar bawah warnanya pink  Sayatan yang dipotong memotong sumbu C ---- belahan dua arah membentuk sudut 90°

58

Memotong sumbu c

Memotong sumbu a

Memotong sumbu b

Gambar VI.8. Belahan dan pecahan mineral Ortopiroksen

Sifat Optis Orthopiroksen  Warna interference lemah  Pemadaman parallel  Pleochroisme lemah hijau pucat  BF tinggi 2V sudut >75°  Menunjukkan sifat optis negatif (2) Klino-Piroksen  Komposisi kimia: ABSi2O6 Mineral

A

B

Diopside

Ca2+

Mg2+

Hedenbergite

Ca2+

Fe2+

Jadeite

Na+

Al3+

Acmite

Na+

Fe3+

Spodumene

Li+

Al3+

 Melimpah pada batuan beku ultra basa dan batuan metamorf tingkat menengah-tinggi 59

Gambar VI.9. Warna

interference, pleokroisme dan birefringence Pigeonit (klinopiroksen miskin Ca)

VI.4. Sifat-Sifat Optis Amfibol a) Sifat Optis  Warna pleokrosime: sangat jelas, hijau sejuk, kuning-hijau, biru-hijau, coklat X = kuning cerah, hijau cerah kekuningan, biru cerah kehijauan Y

=

hijau,

hijau

kekuningan,

hijau

keabu-abuan,

coklat

Z = hijau gelap, hijau gelap kebiruan, hjau gelap keabu-abuan, coklat gelap  Bentuk: prismatik panjang sampai menjarum, dengan 4 atau 6 sisi dan sudut belahan 56 dan 124°, berbentuk butiran anhedral irregular  Relief RI: Menengah sampai tinggi nα

= 1,60-1,70

nβ

= 1,61-1,71

nγ

= 1,62-1,73

 Dijumpai dalam bentuk fenokris Euhedral  Belahan pada {110} dengan sudut 56-124°  Birefringence 0.014-0.034  Interference biasanya orde 1 atas atau orde 2 bawah  Kembaran: sederhana dan lamellar pada {100} tetapi tidak umum  Sifat optis 2VX biaxial positif atau negatif 35 - 130° 60

 Orientasi optis X^a = +3 sampai -19°, Y = b, Z^c = +12 sampai +34°, bidang optis = (010)  Sayatan sejajar sumbu c memiliki pemadaman simetris: slow ray parallel terhadap panjang diagonal antara belahan, sayatan longitudinal: length slow  Alterasi: dapat teralterasi menjadi biotit, chlorite atau mineral silikat Fe-Mg yang lain  Kelimpahan: dalam batuan beku, metamof dan sedimen  Bentuk pembeda: belahan dan bentuk mineral membutir, pemadaman miring dan pleochroisme b) Klasifikasi Amfibol  Terdiri dari dua kelompok, yaitu:  Orthoamfibol  Klinoamfibol  Sama dengan piroksen, keduanya memiliki susunan rantai silica tetrahedra, bedanya:  Piroksen memliki susunan rantai tunggal  Amfibol bersusunan ganda memanjang ┴ sumbu c  Memperlihatkan susunan komposisi berangsur yang mempengaruhi sifat optisnya  Fe-Mg Amfibol  Anthophyllite (O) (Mg,Fe)7Si8O22(O H)2  Gedrite (O) (Mg,Fe)5Al2 (Al2Si6)O22(O H)2  Cummingtonite-grunerite (M) (Fe, Mg)7Si8O22(O H)2  Ca-Amfibol (M)  Tremolite-actinolite Ca2(Mg,Fe2+)5Si8O22(OH)2  Hornblende (Na,K)0-1Ca2(Mg,Fe2+,Fe3+,Al)5(Si,Al)8O22(OH)2  Oxyhornblende  (Na,K)0-1Ca2(Mg,Fe2+,Fe3+,Al)5(Si,Al)8O22(O,OH)2  Kaersutite NaCa2(Mg,Fe2+)4TiSi6Al2O22(OH)2  Na-Ca-Amfibol (M) 61

 Katophorite Na(Na,Ca)(Mg,Fe2+,Fe3+,Al)5(Si7AlO22(OH)2  Richertite Na(Na,Ca)(Mg,Fe2+)5Si8O22(OH)2  Na-Amfibol (M)  Glaucophane Na2(Mg,Fe2+)3Al2Si8O22(OH)2  Riebeckite Na2(Mg,Fe2+)3Fe3+  2Si8O22(OH)2  Arfedsonite-eckermanite NaNa2(Mg,Fe2+)4(Fe3+,Al)Si8O22(OH)2 Sifat Optis Kristal Amfibol secara Umum  Orthorombik  Anthophyllite (Mg,Fe)7Si8O22(O H)2  Dijumpai dalam batuan metamorf ekuivalen dengan basaltik  Karena orthorombik maka pemadamannya ║ pada sayatan memanjang (sejajar sumbu c)  Jenis amfibol yang lain bersistem monoklinik dengan pemadaman miring pada sayatan sejajar sumbu c  Amfibol Monoklinik  Paling banyak dijumpai di alam  Umumnya memiliki sifat optis negatif  Terdiri dari dua kelompok:  Tremolite - Actinolite  Ca2Mg5Si8O22(OH)2 - Ca2Fe5Si8O22(OH)2  Horenblenda (paling banyak dijumpai)  Ca2(Mg,Fe,Al)5Si8O22(OH)2  Keanekaragaman komposisi menyebabkan sifat optisnya bervariasi. Sifat Fisik Horenblende Indeks Refrasi:  nα = 1.60 - 1.70  nβ = 1.61 - 1.71  nγ = 1.62 - 1.73 Relief, Birefringence, Interference (Perlambatan):  Relief sedang sampai tinggi 62

 Birefringence 0.014-0.034  Warna Interference orange orde 1 sampai orange orde 2 – dan orde 3 bawah  Warna Interference rata-rata biru kehijauan orde 2 Sifat Optis lain:  Biaksial positif atau negatif  Sudut 2VX bervariasi 35-130°, tergantung pada komposisinya  Umumnya 2VX = 52 - 85° secara optis negatif Warna •

Horenblenda dibedakan dari mineral lainnya oleh perbedaan warna dan sifat pleokroisme dalam sayatan tipis. Memiliki garis tepi hijau, kuning-hijau, biru-hijau, biru-kuning dan coklat.

•

Pleokroisme: Kuat pada x

y

z

kuning-hijau

olive-hijau

hijau tua

Coklat pucat

Coklat kemerahan

Merah-coklat

Coklat kemerahan

Merah-coklat

Coklat-kehijauan Ditemukan sebagai:

 Kristal berbentuk prismatik ramping hingga membilah  Memiliki 4 atau 6 sisi melintang, sudut belahan 56 dan 124°  Sering ditemukan sebagai butian anhedral irregular Sistem Kristal  Monoklinik  Orientasi optis:  X^a = +3 sampai -19°  Y=b  Z^c = +12 sampai +39°  OAP ║ pada 010 Bentuk Kristal 

Pada arah sayatan memotong sumbu c memiliki pemadaman simetri, rambat cahaya lambat pada ║ terhadap panjang diagonal antar belahannya 63

 Sayatan memanjang length slow, sudut pemadaman Z^c biasanya digunakan untuk memerikan hornblende

Gambar VI.10. Bentuk kristal dan sudut belahan mineral horenblenda, disayat

sejajar sumbu b, sumbu a dan sumbu c Sifat optis Horenblende Dipotong ┴ sumbu c:  Memiliki 4-6 sisi  Memiliki 2 belahan pada 56-124°  Pemadaman simetri

Gambar VI.11. Sifat optis mineral horenblenda, disayat tegak lurus sumbu c

Dipotong normal // sb.c  Memiliki 1 belahan  Pemadaman miring  Warna interference maksimum 64

 Sifat Optis: Normal Z^c = +12-34°

Gambar VI.12. Sifat optis mineral horenblenda, disayatsejajar sumbu c

Dipotong ┴ sb. a •

Pemadaman paralel

• ~ Bxa

Gambar VI.13. Sifat optis mineral horenblenda, disayat tegak lurus sumbu a

Sifat Lain Alterasi  Dapat teralterasi menjadi biotit, chlorite or silikat Fe-Mg yang lain 65

Limpahan  Melimpah pada:  Batuan beku (granit, gabbro, syenit ultramafik)  Batuan metamorfik  Hadir sebagai mineral asal primer maupun sekunder Ciri khusus / pembeda mineral lain:  Mirip dengan klinopiroksen memiliki 2 belahan miring  Bentuknya butiran  Pemadaman miring  Pleokroisme

Gambar VI.14. Warna interference, pleokroisme dan birefringence Horenblenda

(Amfibol Monoklinik)

66

BAB VII. SIFAT-SIFAT OPTIK MINERAL-MINERAL BIAKSIAL MIKA DAN FELDSPAR

VII.1. Kelompok Mineral Mika  Terdiri dari:  Biotite,  muscovite,  chlorite  Merupakan mineral jenis filosilikat  Silikat berlembar Si:O = 2:5  Berbentuk tetrahedra dengan mengikat 3 oxygen  Menghasilkan lembaran 2D:  Biotite: K2(Mg,Fe)2AlSi3O10(OH,O,F)2  Muscovite: KAl2(AlSi3O10)(O,H)2  Chlorite: (Mg,Fe,Al)3(Si,Al)4O10(OH)2*(Mg,Fe,Al)3(OH)

1. Sifat Optis Biotit Susunan kimia: K2(Mg,Fe)2AlSi3O10(OH,O,F)2  Komposisi yang bervariasi = sifat optis dan fisik yang bervariasi pula 67

Indeks refraksi:  nα = 1.522 - 1.625  nβ = 1.548 - 1.672  nγ = 1.549 - 1.696 Relief  Rendah pada sayatan tipis dan, jika kaya Mg Warna Birefringence dan Interference  0.03-0.07  Hingga orde 3 atau 4, warna kuat mineral dapat menutupi warna interference-nya Warna dan pleokroisme  Bervariasi dari coklat, coklat kemerahan, merah dan hijau  Pleokroisme kuat pada Z = Y > X.  Pada bentuk butiran membentuk warna yang lebih gelap pada belahan ║ polar bawah  Warna dapat mengacaukan warna interference-nya

68

Gambar VII.1. Sifat optis biotit (warna interference) tegak lurus sumbu C (atas)

dan sejajar sumbu C (bawah) pada sayatan tipis. Orientasi Optis:  Pemadaman parallel atau mendekati parallel, dengan sudut pemadaman maksimum beberapa derajad  Belahan searah length slow Bentuk kristal dan belahan  Kristal euhedral crystals sampai butiran anhedral  Belahan tabular parallel pada 001, memanjang sejajar 001  Pada sayatan yang dipotong memotong sumbu c berbentuk hexagonal

69

Gambar VII.2. Bentuk kristal dan belahan mineral biotit.

2. Sifat Optis Muskovit  Susunan kimia : KAl2(AlSi3O10)(O,H)2; untuk K dapat diganti dengan Na, Rb; untuk Al dapat disubstitutsi dengan Mg, Fe, Mn ----- variasi komposisi – variasi sifat optis  Indeks refraksi:  nα = 1.552 - 1.580  nβ = 1.582 - 1.620  nγ = 1.587 - 1.623  Relief: positif sedang  Birefringence: 0.036-0.049  Colour: tidak berwarna dan Pleokroisme: tidak pleokroisme 70

 Warna Interference: biru dan hijau hidup orde 2  Gambaran Interference biaksial, tanda optis 2V negatif 30-47°  Bentuk : serpih mika atau tablet dengan tepian irregular  Belahan: sempurna pada {001}  Orientasi Optis: pemadaman parallel, belahan searah length slow

Gambar VII.3. Bentuk kristal dan belahan mineral muskovit.

Pemadaman Muskovit

Gambar VII.4. Sifat optis muskovit pada nikol silang

Limpahan 

Segala jenis batuan metamorf, batuan beku felsik dan sebagai butiran detritus pada batuan sedimen

 Alterasi: tidak teralterasi

71

VII.2. Kelompok Feldspar  Alkali Feldspars  Terbagi atas 3 jenis mineral  Microcline -Triclinic  Orthoclase -Monoclinic  Sanidine -Monoclinic  Semuanya memiliki komposisi kimia yang sama KAlSi3O8  Beberapa mengalami substitusi dengan Na dan Ca hingga 5 mole %  Kini, terdapat mineral baru yaitu Anorthoclase, gabungan antara albite dan orthoclase (K,Na)AlSi3O8

Gambar VII.5. Klasifikasi mineral feldspar didasarkan pada kandungan unsur

kalium dan posisi K-feldspar dari mineral-mineral feldspar lainnya. Sifat Optis Feldspar  Indeks Refraksi; Semuanya memiliki indek refraksi sama:  nα = 1.514 - 1.526  nβ = 1.518 - 1.530  nγ = 1.521 - 1.533  Relief rendah negatif  Sifat-sifat optis  Semuanya tak-berwarna dan non-pleochroic 72

 Birefringence rendah, warna interference maksimal putih orde 1  Semuanya biaxial negatif, variabel 2V  Limpahan:  Microcline melimpah pada batuan plutonik: granitik, granodiorit, syenit; tidak dijumpai dalam batuan vulkanik  Orthoclase melimpah pada batuan beku plutonik granitik, biasanya pada batuan intrusi dangkal  Sanidin banyak dijumpai dalam batuan vulkanik riolitik dan trakitik  Belahan: semuanya memiliki dua belahan  1 sempurna ║ bidang 001  1 bagus ║ bidang 010  Microcline: 001^010 = 90° 41'  Orthoclase, sanidine: 001^010 = 90°  Sering dijumpai tekstur:  Perthite - eksolusi lamellae Albit dalam K-Feldspar.  Anti-perthite - exsolusi lamellae K-spar dalam albit.  Perbedaan mencolok masing-masing Alkali feldspar adalah pada susunan Si dan Al dalam bidang tetrahedral 1) Microcline  Triklinik  Dicirikan oleh sifat pola kembaran menetak / melintang (tartan plaid)  Bidang optis hampir ┴ bidang 010  Sifat optis negatif 2VX = 65-88°,

73

Gambar VII.6. Sifat optis mineral mikroklin dalam sayatan tipis

2) Ortoklas  monoclinic  Sifat optis negatif dengan 2VX = 40-~70°;  Bidang optis ┴ pada 010.

Gambar VII.7. Bentuk kristal dan belahan mineral ortoklas.

Gambar VII.8. Ortoklas pada nikol silang

3) Sanidin  Monoklinik 74

 Sifat optis negatif, 2VX - 0 - 40°  Bidang optis║pada 010  Sanidine sudut tinggi: monoklin optis negatif 2VX 0 - 47° dan bidang optis ┴ pada 010

Gambar VII.9. Bentuk kristal dan belahan mineral sanidin.

Gambar VII.10. Sanidin pada nikol silang

75

BAB VIII. PETROGRAFI BATUAN BEKU VIII.1. Klasifikasi Batuan Beku Batuan beku adalah batuan yang terbentuk dari hasil pembekuan magma. Karena hasil pembekuan, maka ada unsur kristalisasi material penyusunnya. Komposisi mineral yang menyusunnya merupakan kristalisasi dari unsur-unsur secara kimiawi, sehingga bentuk kristalnya mencirikan intensitas kristalisasinya. Didasarkan atas lokasi terjadinya pembekuan, batuan beku dikelompokkan menjadi dua yaitu betuan beku intrusif dan batuan beku ekstrusif (lava). Pembekuan batuan beku intrusif terjadi di dalam bumi sebagai batuan plutonik; sedangkan batuan beku ekstrusif membeku di permukaan bumi berupa aliran lava, sebagai bagian dari kegiatan gunung api. Batuan beku intrusif, antara lain berupa batholith, stock (korok), sill, dike (gang) dan lakolith dan lapolith (Gambar V.1). Karena pembekuannya di dalam, batuan beku intrusif memiliki kecenderungan tersusun atas mineral-mineral yang tingkat kristalisasinya lebih sempurna dibandingkan dengan batuan beku ekstrusi. Dengan demikian, kebanyakan batuan beku intrusi dalam (plutonik), seperti intrusi batolith, bertekstur fanerik, sehingga tidak membutuhkan pengamatan mikroskopis lagi. Batuan beku hasil intrusi dangkal seperti korok gunung api (stock), gang (dike), sill, lakolith dan lapolith umumnya memiliki tekstur halus karena sangat dekat dengan permukaan.

76

Gambar VIII.1. Macam-macam morfometri intrusi batuan beku, yaitu batholith,

stock, sill dan dike Jenis dan sifat batuan beku ditentukan dari tipe magmanya. Tipe magma tergantung dari komposisi kimia magma. Komposisi kimia magma dikontrol dari limpahan unsur-unsur dalam bumi, yaitu Si, Al, Fe, Ca, Mg, K, Na, H, dan O yang mencapai hingga 99,9%. Semua unsur yang berhubungan dengan oksigen (O) disebut sebagai oksida, SiO2 adalah salah satunya. Sifat dan jenis batuan beku dapat ditentukan dengan didasarkan pada kandungan SiO2 (Tabel VIII.1). Tabel VIII.1. Tipe batuan beku dan sifat-sifatnya (Nelson, 2003) Batuan Batuan Vulkani Komposisi Kimia Plutonik k SiO2 45-55 %: Fe, Basaltic Basalt Gabbro Mg, Ca tinggi, K dan Na rendah SiO2 55-65 %, Fe, Andesitic Andesit Diorit Mg, Ca, Na, K sedang SiO2 65-75 %, Fe, Rhyolitic Rhyolit Granit Mg, Ca rendah, K dan Na tinggi Tipe Magma

Suhu

Kandungan Gas

Kekentalan

1000 - 1200 Rendah o C

Rendah

800 - 1000 Intermediat Intermediat o C 650 - 800 o C

Tinggi

Tinggi

Menurut keterdapatannya, berdasarkan tatanan tektonik dan posisi pembekuannya (Tabel VIII.2), batuan beku diklasifikasikan sebagai batuan intrusi plutonik (dalam) berupa granit, syenit, diorit dan gabro. Intrusi dangkal yaitu dasit, andesit, basaltik andesitik, riolit, dan batuan gunung api (ekstrusi: riolit, lava andesit, lava basal. Tabel VIII.2. Klasifikasi batuan beku berdasarkan letak / keterdapatannya. Keterdapatannya

Asam

Intermediet Basa

Plutonik (intrusi)

Granit, Syenit

Diorit

Gabro

intrusi dangkal

Dasit - Riodasit

Andesit

Basaltikandesitik

Busur magmatik

Riolitik

Andesitik

Basaltik

Belakang busur

Trakitik

Trakitik

Basalt trakitik

Vulkanik: Dengan Tatanan

77

tektonik

Mid oceanic ridges

-

-

Lava basalt

Berdasarkan komposisi mineralnya, batuan beku dapat dikelompokkan menjadi tiga, tergantung dari persentase mineral mafik dan felsiknya. Secara umum, limpahan mineral di dalam batuan, akan mengikuti aturan reaksi Bowen. Hanya mineral-mineral dengan derajad kristalisasi tertentu dan suhu kristalisasi yang relatif sama yang dapat hadir bersama-sama (sebagai mineral asosiasi; Tabel VIII.3) Tabel VIII.3. Bowen reaction series yang berhubungan dengan kristalisasi mineral penyusun dalam batuan beku

VIII.2. Klasifikasi Batuan Beku Berdasarkan Komposisi Mineralnya (a)

Kelompok batuan beku intrusi plutonik

1) Batuan beku basa dan ultra-basa: dunit, peridotit Kelompok batuan ini terbentuk pada suhu 1000-1200o C, dan melimpah pada wilayah dengan tatanan tektonik lempeng samudra, antara lain pada zona 78

pemekaran lantai samudra dan busur-busur kepulauan tua. Dicirikan oleh warnanya gelap hingga sangat gelap, mengandung mineral mafik (olivin dan piroksen klino) lebih dari 2/3 bagian; batuan faneritik (plutonik) berupa gabro dan batuan afanitik (intrusi dangkal atau ekstrusi) berupa basalt dan basanit. Didasarkan atas tatanan tektoniknya, kelompok batuan ini ada yang berseri toleeit, Kalk-alkalin maupun alkalin, namun yang paling umum dijumpai adalah seri batuan toleeit. Kelompok batuan basa diklasifikasikan menjadi dua kelompok besar dengan didasarkan pada kandungan mineral piroksen, olivin dan plagioklasnya; yaitu basa dan ultra basa (Gambar VIII.2). Batuan beku basa mengandung mineral plagioklas lebih dari 10% sedangkan batuan beku ultra basa kurang dari 10%. Makin tinggi kandungan piroksen dan olivin, makin rendah kandungan plagioklasnya dan makin ultra basa (Gambar VIII.2 bawah). batuan beku basa terdiri atas anorthosit, gabro, olivin gabro, troktolit (Gambar VIII.2. atas). Batuan ultra basa terdiri atas dunit, peridotit, piroksenit, lherzorit, websterit dan lain-lain (Gambar VIII.2 bawah).

79

Gambar VIII.2. Klasifikasi batuan beku basa (mafik) dan ultra basa (ultra mafik;

sumber IUGS classification)

2) Batuan beku asam - intermediet Kelompok batuan ini melimpah pada wilayah-wilayah dengan tatanan tektonik kratonik (benua), seperti di Asia (daratan China), Eropa dan Amerika. Kelompok batuan ini membeku pada suhu 650-800oC. Dapat dikelompokkan dalam tiga kelompok, yaitu batuan beku kaya kuarsa, batuan beku kaya feldspathoid (foid) dan batuan beku miskin kuarsa maupun foid. Batuan beku kaya kuarsa berupa kuarzolit, granitoid, granit dan tonalit; sedangkan yang miskin kuarsa berupa syenit, monzonit, monzodiorit, diorit, gabro dan anorthosit (Gambar VIII.3). Jika dalam batuan beku tersebut telah mengandung kuarsa, maka tidak akan mengandung mineral foid, begitu pula sebaliknya. 80

Gambar VIII.3. Klasifikasi batuan beku bertekstur kasar yang memiliki persentasi

kuarsa, alkali feldspar, plagioklas dan feldspathoid lebih dari 10% (sumber IUGS classification)

(b) Kelompok batuan beku luar Kelompok batuan ini menempati lebih dari 70% batuan beku yang tersingkap di Indonesia, bahkan di dunia. Limpahan batuannya dapat dijumpai di sepanjang busur vulkanisme, baik pada busur kepulauan masa kini, jaman Tersier maupun busur gunung api yang lebih tua. Kelompok batuan ini juga dapat dikelompokkan sebagai batuan asal gunung api. Batuan ini secara megaskopis dicirikan oleh tekstur halus (afanitik) dan banyak mengandung gelas gunung api. Didasarkan atas kandungan mineralnya, kelompok batuan ini dapat dikelompokkan lagi menjadi tiga tipe, yaitu kelompok dasit-riolit-riodasit, kelompok andesit-trakiandesit dan kelompok fonolit (Gambar VIII.4). 81

Gambar VIII.4. Klasifikasi batuan beku intrusi dangkal dan ekstrusi didasarkan atas

kandungan kuarsa, feldspar, plagioklas dan feldspatoid (sumber IUGS classification) Tata nama tersebut bukan berarti ke empat unsur mineral harus menyusun suatu batuan, dapat salah satunya saja atau dua mineral yang dapat hadir bersama-sama. Di samping itu, ada jenis mineral asesori lain yang dapat hadir di dalamnya, seperti horenblende (amfibol), piroksen ortho (enstatit, diopsid) dan biotit yang dapat hadir sebagai mineral asesori dengan plagioklas dan feldspathoid. Pada prinsipnya, feldspatoid adalah mineral feldspar yang terbentuk karena komposisi magma kekurangan silika, sehingga tidak cukup untuk mengkristalkan kuarsa. Jadi, limpahan feldspathoid berada di dalam batuan beku berafinitas intermediet hingga basa, berasosiasi dengan biotit dan amfibol, atau biotit dan 82

piroksen, dan membentuk batuan basanit dan trakit-trakiandesit. Batuan yang mengandung plagioklas dalam jumlah yang besar, jarang atau sulit hadir bersamasama dengan mineral feldspar, seperti dalam batuan beku riolit. VIII.3. Struktur Batuan Beku •

Masif: padat dan ketat; tidak menunjukkan adanya lubang-lubang keluarnya gas; dijumpai pada batuan intrusi dalam, inti intrusi dangkal dan inti lava; Ct: granit, diorit, gabro dan inti andesit

•

Skoria: dijumpai lubang-lubang keluarnya gas dengan susunan yang tidak teratur; dijumpai pada bagian luar batuan ekstrusi dan intrusi dangkal, terutama batuan vulkanik andesitik-basaltik; Ct: andesit dan basalt

•

Vesikuler: dijumpai lubang-lubang keluarnya gas dengan susunan teratur; dijumpai pada batuan ekstrusi riolitik atau batuan beku berafinitas intermediet-asam.

•

Amigdaloidal: dijumpai lubang-lubang keluarnya gas, tetapi telah terisi oleh mineral lain seperti kuarsa dan kalsit; dijumpai pada batuan vulkanik trakitik; Ct: trakiandesit dan andesit

83

Gambar VIII.5. Struktur batuan beku masif; terbentuk karena daya ikat masing-

masing mineral sangat kuat, contoh pada granodiorit dengan komposisi mineral plagioklas berdiameter >1 mm (gambar atas) dan granit (gambar bawah) dengan komposisi kuarsa dan ortoklas anhedral dengan diameter >1 mm

84

rongga rongga

rongga

rongga rongga

rongga

Gambar VIII.6. Struktur batuan beku skoria; dijumpai rongga-rongga bekas

keluarnya gas saat pembekuan yang sangat cepat. Contoh pada andesit basaltik porfirik pada posisi nikol sejajar (atas) dan nikol silang (bawah). Batuan tersusun atas fenokris plagioklas berdiameter >1 mm dan piroksen klino berdiameter 0,5-1,5 mm, dan tertanam dalam massa dasar gelas, kristal mineral (plagioklas dan piroksen) dan rongga tak beraturan berdiameter <1 mm

85

VIII.4. Tekstur Batuan Beku Tektur batuan menggambarkan bentuk, ukuran dan susunan mineral di dalam batuan. Tektur khusus dalam batuan beku menggambarkan genesis proses kristalisasinya, seperti intersertal, intergrowth atau zoning. Batuan beku intrusi dalam (plutonik) memiliki tekstur yang sangat berbeda dengan batuan beku ekstrusi atau intrusi dangkal. Sebagai contoh adalah bentuk kristal batuan beku dalam cenderung euhedral, sedangkan batuan beku luar anhedral hingga subhedral (Tabel VIII.4.) Tabel VIII.3. Tekstur batuan beku pada batuan beku intrusi dalam, intrusi dangkal dan ekstrusi dan pada batuan vulkanik Jenis batuan

Intrusi dalam (plutonik)

Intrusi dangkal dan Batuan Vulkanik Ekstrusi

Fabrik

Equigranular

Inequigranular

Inequigranular

Bentuk kristal

Euhedral-anhedral

Subhedralanhedral

Subhedral-anhedral

Ukuran kristal

Kasar (> 4 mm)

Halus-sedang

Halus-kasar

Porfiritik-poikilitik Ofitik-subofitik Pilotaksitik

Porfiritik: intermedietbasa Vitroverik-Porfiritik: Asam-intermediet

Hipokristalin Holokristalin

Hipokristalin Holokristalin

Perthit-perlitik

Zoning pada plagioklas, tumbuh bersama antara mineral mafik dan plagioklas dan intersertal

Tekstur

Tekstur khusus

Derajad Kristalisasi

Tekstur khusus

-

Holokristalin

-

a) Tekstur trakitik •

Dicirikan oleh susunan tekstur batuan beku dengan kenampakan adanya orientasi mineral ---- arah orientasi adalah arah aliran 86

•

Berkembang pada batuan ekstrusi / lava, intrusi dangkal seperti dike dan sill

•

Gambar VIII.7 adalah tekstur trakitik batuan beku dari intrusi dike trakit di G. Muria; gambar kiri: posisi nikol sejajar dan gambar kanan: posisi nikol silang

Gambar VIII.7. Tekstur trakitik pada traki-andesit (intrusi dike di Gunung Muria).

Arah orientasi dibentuk oleh mineral-mineral plagioklas. Di samping tekstur trakitik juga masih menunjukkan tekstur porfiritik dengan fenokris plagioklas dan piroksen orto.

b) Tekstur Intersertal •

Yaitu tekstur batuan beku yang ditunjukkan oleh susunan intersertal antar kristal plagioklas; mikrolit plagiklas yang berada di antara / dalam massa dasar gelas interstitial.

87

Gambar VIII.8. Tekstur intersertal pada diabas; gambar kiri posisi nikol sejajar dan

gambar kanan posisi nikol silang. Butiran hitam adalah magnetit

c) Tekstur Porfiritik •

Yaitu tekstur batuan yang dicirikan oleh adanya kristal besar (fenokris) yang dikelilingi oleh massa dasar kristal yang lebih halus dan gelas

•

Jika massa dasar seluruhnya gelas disebut tekstur vitrophyric .

•

Jika fenokris yang berkelompok dan tumbuh bersama, maka membentuk tekstur glomeroporphyritic.

Gambar VIII.9. Gambar kiri: Tektur porfiritik pada basalt olivin porfirik dengan

fenokris olivin dan glomerocryst olivin (ungu) dan plagioklas yang tertanam dalam massa dasar plagioklas dan granular piroksen berdiameter 6 mm (Maui, Hawaii). Gambar kanan: basalt olivin porfirik yang tersusun atas fenokris olivin dan glomerocryst olivin (ungu) dan plagioklas dalam massa dasar plagioklas intergranular dan piroksen granular berdiameter 6 mm (Maui, Hawaii) d) Tekstur Ofitik Yaitu tekstur batuan beku yang dibentuk oleh mineral plagioklas yang tersusun secara acak dikelilingi oleh mineral piroksen atau olivin (Gambar VIII.10). Jika plagioklasnya lebih besar dan dililingi oleh mineral ferromagnesian, maka membentuk tekstur subofitic (Gambar VIII.11). Dalam suatu batuan yang sama kadang-kadang dijumpai kedua tekstur tersebut secara bersamaan. Secara gradasi, kadang-kadang terjadi perubahan tektur batuan dari intergranular menjadi subofitik dan ofitik. Perubahan tektur tersebut banyak dijumpai dalam 88

batuan beku basa-ultra basa, contoh basalt. Perubahan tekstur dari intergranular ke subofitic dalam basalt dihasilkan oleh pendinginan yang sangat cepat, dengan proses nukleasi kristal yang lebih lambat. Perubahan terstur tersebut banyak dijumpai pada inti batuan diabasik atau doleritik (dike basaltik). Jika pendinginannya lebih cepat lagi, maka akan terjadi tekstur interstitial latit antara plagioclase menjadi gelas membentuk tekstur intersertal.

Gambar VIII.10. Tekstur ofitik pada doleritik (basal); mineral plagioklas dikelilingi

oleh mineral olivin dan piroksen klino

Gambar VIII.11. Tekstur subofitik pada basal; mineral plagioklas dikelilingi oleh

mineral feromagnesian yang juga menunjukkan tekstur poikilitik

VIII.5. Komposisi Mineral pada Batuan Beku 89

Komposisi mineral pada batuan beku ditentukan dari komposisi kimiawinya. Didasarkan atas komposisi mineral mafik dan felsik yang terkandung di dalamnya, batuan beku dapat dikelompokkan dalam tiga kelas, yaitu asam, intermediet dan basa. Batuan beku asam tersusun atas mineral felsik lebih dari 2/3 bagian; batuan beku intermediet tersusun atas mineral mafik dan felsik secara berimbang yaitu felsik dan mafik 1/3 hingga 2/3 secara proporsional; dan batuan beku basa tersusun atas mineral mafik lebih dari 2/3 bagian (Tabel VIII.4). Tabel VIII.4. Nama-nama batuan beku baik intrusi, ekstrusi dan batuan gunung api yang didasarkan atas kandungan mineral mafik dan felsiknya; mineralmineral mafik: piroksen (olivin, klino- dan ortho-piroksen, amfibol dan biotit) dan mineral-mineral felsik: K-Feldspar, kuarsa Nama batuan

Afinitas batuan Mafik

Felsik

Asam

<1/3

>2/3

Gabro, diabas Basalt

Intermediet

1/3-2/3

1/3-2/3

Diorit

Basa

>2/3

<1/3

Granit, syenit Riolit, trakit

Intrusif

Ekstrusif

Vulkanik Basalt

Andesit,

Andesit,

trakit

trakit Riolit, trakit

Komposisi mineral juga dapat menunjukkan seri magma asalnya, yaitu toleeit, kalkalkalin atau alkalin. Batuan-batuan dengan seri magma toleeit biasanya banyak mengandung mineral rendah Ca, batuan-batuan seri kalk-alkalin biasanya mengandung mineral tinggi Ca (seperti augit, amfibol dan titanit), sedangkan batuan seri alkalin banyak mengandung mineral-mineral tinggi K (seperti mineral piroksen klino). Tabel V.6 menunjukkan sifat-sifat mineral penyusun dalam seri batuan toleeit, kalk-alkalin dan alkalin. Ketiga seri batuan tersebut hanya dapat terbentuk pada tatanan tektonik yang berbeda; seri toleeit berkembang pada zona punggungan tengah samudra (MOR); seri kalk-alkalin berkembang dengan baik pada busur magmatik; dan seri alkalin berkembang pada tipe gunung api rifting.

90

Tabel VIII.6. Tiga tipe seri magmatik batuan beku dengan limpahan mineral penunjuknya SERI MAGMATIK

NORMS

Tipe Toleeitik

Tipe Kalk-alkalin

Tipe Alkalin

Ortopiroksen

Ortopiroksen

Tanpa Ortopiroksen

Sebagai fenokris

Jarang

Terbentuk di awal

Bervariasi

Piroksen

Sebagai fenokris

rendah Ca

dan massa dasar

Magnetit

Terbentuk di akhir

Oksida Fe-Ti

Biasanya ilmenit

Amfibol

Bervariasi

Melimpah, kecuali

diferensiasi silika

dari magma primitif jenis

Ol, OPX dan CPX)

MOR

ilmenit

Hanya berasal dari

Mg > Ca (Mg untuk

Sifat kimia

Magnetit dan

Ca > Mg (Ca pada augit, amfibol, titanit)

Dijumpai di semua Ca+Na > Mg (Ca+Na pd CPX, amfibol, aegirin, dll)

Ya

Tidak

Tidak

Ya

Tidak

Tidak

Ya

Ya

Ya

Busur kepulauan/ busur magmatik Gunung api di belakang busur magmatik

Tabel V.7. Beberapa tipe magma dari batuan gunung api berdasarkan kandungan silika dan keterdapatannya dari tatanan tektoniknya SiO2

Tipe magma

(%)

Nama batuan seri

Tatanan tektoniknya

gunung api

< 50

Basa / mafik

Basal

50-65

Intermediet

/ Andesit

menengah

Mid oceanic ridge basalt Busur kepulauan dan busur magmatik dangkal 91

65-70 >70

Asam / felsik Dasit

Busur magmatik: lempeng benua

rendah Si

dengan dapur magma tengah (B)

Asam / felsik Riolit

Busur magmatik: segregasi pada

kaya Si

lempeng benua dengan dapur magma dalam (A)

Tugas: Kelompok I: Menyiapkan bahan untuk presentasi petrografi batuan beku didasarkan pada hasil pengamatan sayatan tipis batuan tugas sebelumnya

92

BAB IX. PETROGRAFI BATUAN VULKANIK, SEDIMEN DAN METAMORF IX.1. Batuan Vulkanik Lebih dari 80% permukaan bumi, baik di dasar laut hingga daratan tersusun atas batuan gunung api. Di Indonesia saja, terdapat 128 gunung api aktif yang tersebar dari Sabang sampai Merauke, dan sebanyak 84 di antaranya menunjukkan aktivitas eksplosifnya sejak 100 tahun terakhir. Di samping itu, batuan gunung api berumur Tersier atau yang lebih tua juga samgat melimpah di permukaan, bahkan jauh lebih banyak dari pada batuan sedimen dan metamorf. Didasarkan atas komposisi materialnya, endapan piroklastika terdiri dari tefra (pumis dan abu gunung api, skoria, Pele's tears dan Pele's hair, bom dan blok gunung api, accretionary lapilli, breksi vulkanik dan fragmen litik), endapan jatuhan piroklastika, endapan aliran piroklastika, tuf terelaskan dan endapan seruakan piroklastika. Aliran piroklastika merupakan debris terdispersi dengan komponen utama gas dan material padat berkonsentrasi partikel tinggi. Mekanisme transportasi dan pengendapannya dikontrol oleh gaya gravitasi bumi, suhu dan kecepatan fluidisasinya. Material piroklastika dapat berasal dari guguran kubah lava, kolom letusan, dan guguran onggokan material dalam kubah (Fisher, 1979). Material yang berasal dari tubuh kolom letusan terbentuk dari proses fragmentasi magma dan batuan dinding saat letusan. Dalam endapan piroklastika, baik jatuhan, aliran maupun seruakan; material yang menyusunnya dapat berasal dari batuan dinding, magmanya sendiri, batuan kubah lava dan material yang ikut terbawa saat tertransportasi. Pada dasarnya batuan gunung api (vulkanik) dihasilkan dari aktivitas vulkanisme. Aktivitas vulkanisme tersebut berupa keluarnya magma ke permukaan bumi, baik secara efusif (ekstrusi) maupun eksplosif (letusan). Batuan gunung api yang keluar dengan jalan efusif mengahasilkan aliran lava, sedangkan yang keluar dengan jalan eksplosif menghasilkan batuan fragmental (rempah gunung api). Sifat-sifat batuan gunung api yang dihasilkan secara efusif telah dijelaskan pada Bab VIII 93

sebelumnya, jadi pada Bab ini membahas batuan gunung api fragmental yang dihasilkan dari aktivitas gunung api secara eksplosif. Menurut Pettijohn (1975), endapan gunung api fragmental bertekstur halus dapat dikelompokkan dalam tiga kelas yaitu vitric tuff, lithic tuff dan chrystal tuff. Menurut Fisher (1966), endapan gunung api fragmental tersebut dapat dikelompokkan ke dalam lima kelas didasarkan atas ukuran dan bentuk butir batuan penyusunnya. Gambar IX.1 adalah klasifikasi batuan vulkanik menurut keduanya.

Gambar IX.1. Klasifikasi batuan gunung api fragmental menurut Pettijohn (1975;

kiri) dan Fisher (1966; kanan) Contoh batuan gunungapi 1) Tuf: merupakan material gunung api yang dihasilkan dari letusan eksplosif, selanjutnya terkonsolidasi dan mengalami pembatuan. Tuf dapat tersusun atas fragmen litik, gelas shards, dan atau hancuran mineral sehingga membentuk tekstur piroklastika

94

plagioklas

plagioklas Litik teralterasi

Litik teralterasi

Gambar IX.2. Batuan tuf gunung api dalam sayatan tipis (kiri: nikol silang dan

kanan: nikol sejajar). Dalam sayatan menunjukkan adanya fragmen litik dan kristal dengan sifat kembaran pada hancuran plagioklas, dan klastik litik teralterasi berukuran halus. 2) Lapili: adalah batuan gunung api (vulkanik) yang memiliki ukuran butir antara 2-64 mm; biasanya dihasilkan dari letusan eksplosif (letusan kaldera) berasosiasi dengan tuf gunung api. Lapili tersebut kalau telah mengalami konsolidasi dan pembatuan disebut dengan batu lapili. Komposisi batu lapili terdiri atas fragmen pumis dan (kadang-kadang) litik yang tertanam dalam massa dasar gelas atau tuf gunung api atau kristal mineral. Gambar IX.3 adalah batu lapili yang tersusun atas fragmen pumis dan kuarsa yang tertanam dalam massa dasar tuf.

Gambar IX.3. Breksi pumis (batu lapili) yang hadir bersama dengan kristal kuarsa

dan tertanam dalam massa dasar tuf halus..

95

3) Batuan gunung api tak-terelaskan (non-welded ignimbrite): Glass shards, dihasilkan dari fragmentasi dinding gelembung gelas (vitric bubble) dalam rongga-rongga pumis. Material ini nampak seperti cabang-cabang slender yang berbentuk platy hingga cuspate, kebanyakan dari gelas ini menunjukkan tekstur simpang tiga (triple junctions) yang menandai sebagai dinding-dinding gelembung gas. Dalam beberapa kasus, walaupun gelembung gas tersebut tidak terelaskan, namun dapat tersimpan dengan baik di dalam batuan (Gambar IX.4).

Gambar IX.4. Tuf tak-terelaskan dari letusan Gunung Krakatau tahun 1883 dengan

glass shards yang sedikit terkompaksi.

96

Gambar IX.5. Tuf Rattlesnake, berasal dari Oregon pusat, menampakkan shards

yang sedikit memipih dan gelembung gelas yang telah hancur membentuk garis-garis oval. 4) Batuan gunung api yang terelaskan (welded ignimbrite): yaitu gelas shards dan pumis yang mengalami kompaksi dan pengelasan saat lontaran balistik hingga pengendapannya. Biasanya pumis dan gelas tersebut mengalami deformasi akibat jatuh bebas, yang secara petrografi dapat terlihat dengan: (1) bentuk Y pada shards dan rongga-rongga bekas gelembung-gelembung gas / gelas, arah jatuhnya pada bagian bawah Y, (2) arah sumbu memanjang kristal dan fragmen litik, (3) lipatan shards di sekitar fragmen litik dan kristal, dan (4) jatuhnya fragmen pumis yang memipih ke dalam massa gelasan lenticular yang disebut fiamme (Gambar IX.6.c). Derajad pengelasan dalam batuan gunung api dapat diketahui dari warnanya yang kemerahan akibat proses oksidasi Fe. Pada kondisi pengelasan tingkat lanjut, massa yang terelaskan hampir mirip dengan obsidian. Batuan ini sering berasosiasi dengan shards memipih yang mengelilingi fragmen litik dan kristal.

a.

b.

c.

Gambar IX.6. a. Tuf terelaskan dari Idaho, b. Tuf terelaskan dari Valles, Mexiko

utara, c. tuf terelaskan dengan cetakan-cetakan fragmen kristal IX.2. Batuan Sedimen Terbentuk dari proses sedimentasi. Di dalam proses sedimentasi berlangsung proses erosi, transportasi, sedimentasi dan litifikasi. Batuan vulkanik tidak termasuk di dalam kelompok batuan sedimen, karena dihasilkan langsung dari aktivitas gunungapi, tidak ada proses erosi. Terdiri dari: 97

•

Batuan sedimen klastik; didiskripsi berdasarkan komposisi dan fraksi butirannya

•

Batuan sedimen non-klastik --- menyesuaikan dengan kondisi batuannya

a. Batuan sedimen klastik fragmental •

Struktur sedimen: –

Masif: tidak dijumpai struktur yang lain dalam >40 cm

–

Gradasi: diameter butir fining up (menghalus ke atas atau gradasi normal) dan gradasi terbalik jika diameter butir coarsing up (mengasar ke atas)

–

Berlapis: memiliki struktur perlapisan >2 cm

–

Laminasi: perlapisan dengan tebal lapisan < 2 cm

–

Silangsiur: struktur lapisan saling memotong dengan lapisan yang lain, jika tebal silangsiur <2 mm disebut crosslammination

•

•

Antidune: berlawanan arah dengan arah sedimentasi

•

Dune: searah dengan sedimentasi

Tekstur sedimen –

Hubungan antar butir (kemas): terbuka / tertutup

–

Pemilahan/keseragaman ukuran butir (Sortasi): baik, buruk atau sedang

–

Diameter butir (dengan menggunakan parameter Wentworth grain size analizer)

•

Komposisi: –

Fragmen: litik / kristal mineral

–

Matriks: lempung / lanau / pasir

–

Semen: silika / karbonat / oksida besi

98

Gambar IX.7. Klasifikasi batuansedimen (Dott, 1964 dan Raymond, 1995)

99

CONTOH SAYATAN TIPIS BATUAN SEDIMEN (Gambar IX.8-11)

Gambar IX.8. Foto sayatan tipis batugamping kalkarenit pada nikol silang

Gambar IX.9. Foto sayatan tipis batugamping Ooid pada nikol silang

Gambar IX.10. Foto sayatan tipis batugamping pada nikol silang

100

Gambar IX.11. Foto sayatan tipis batupasir kuarsa pada nikol sejajar (atas) dan nikol

silang (bawah)

101

Gambar IX.12. Foto sayatan tipis Ooid (kiri) dan ilustrasinya (kanan)

IX.3. Batuan Metamorf IX.3.1 Sifat Umum Batuan Metamorf Batuan metamorf terbentuk dari proses metamorfisme. Kata "Metamorfisme" berasal dari bahasa Yunani yaitu: Meta = berubah, Morph = bentuk, jadi metamorfisme berarti berubah bentuk. Dalam geologi, hal itu mengacu pada perubahan susunan / kumpulan dan tekstur mineral, yang dihasilkan dari perbedaan tekanan dan suhu pada suatu tubuh batuan. •

Walaupun diagenesis juga merupakan perubahan bentuk dalam batuan sedimen, namun proses ubahan tersebut berlangsung pada suhu di bawah 200oC dan tekanan di bawah 300 MPa (MPa: Mega Pascals) atau sekitar 3000 atm.

•

Jadi, metamorfisme berlangsung pada suhu 200oC dan tekanan 300 Mpa atau lebih tinggi. Batuan dapat terkenai suhu dan tekanan tersebut jika berada pada kedalaman yang sangat tinggi. Sebagaimana kedalamannya pusat subduksi atau kolisi.

Pertanyaannya adalah: mungkinkah batas atas metamorfisme tersebut terjadi pada tekanan dan suhu yang sama dengan proses lelehan batuan (wet partial melting). Saat pelelehan terjadi, justru proses ubahan yang terjadi adalah pembentukan batuan beku ketimbang metamorfik. a. Batuan dalam Derajad Metamorfisme 102

1. Serpih – terbentuk pada derajad metamorfik rendah, ditandai dengan pembentukan mineral klorit dan lempung. Orientasi lembaran silikat menyebabkan batuan mudah hancur di sepanjang bidang parallel yang disebut belahan menyerpih (slatey cleavage), slatey cleavage berkembang pada sudut perlapisan asal (Gambar IX.13).

Gambar IX.13. Foliasi menyerpih pada tingkat metamorfisme rendah (Nelson,

2003) 2. Sekis – makin tinggi derajad metamorfisme makin besar mineral yang terbentuk. Pada tahap ini terbentuk foliasi planar dari orientasi lembaran silikat (biasanya biotit dan muskovit). Butiran-butiran kuarsa dan feldspar tidak menunjukkan penjajaran; ketidak-teraturan foliasi planar ini disebut schistosity (Gambar IX.14).

Gambar IX.14. Bentuk ketidak-teraturan foliasi planar (schistosity) (Nelson, 2003)

3. Gneiss – tingkat metamorfisme yang lebih tinggi, lembaran silikat menjadi tak-stabil, mineral-mineral horenblende dan piroksen mulai tumbuh. Mineral-mineral tersebut membentuk kumpulan gneissic banding dengan penjajaran tegaklurus arah gaya maksimum dari differential stress (Gambar IX.15).

103

Gambar IX.15. Mineral-mineral dengan tekstur gneissic banding, orientasi mineral

tegak lurus dengan arah gaya maksimum (Nelson, 2003) 4. Granulite – adalah metamorfisme tingkat tertinggi, semua mineral hydrous dan lembaran silikat menjadi tidak stabil sehingga muncul penjajaran beberapa mineral. Batuan yang terbentuk menghasilkan tekstur granulitik yang sama dengan tekstur faneritik pada batuan beku.

e. Metamorfisme Basal dan Gabbro (a)

Greenschist - Olivin, piroksen, dan plagioklas dalam basal berubah

menjadi amfibol dan klorit (hijau). (b)

Amphibolite – pada metamorfisme tingkat menengah, hanya mineral

gelap (amfibol dan plagioklas saja yang bertahan), batuannya disebut amfibolit. (c)

Granulite – pada tingkat metamorfisme tinggi, amfibol digantikan

oleh piroksen dan garnet, tekstur foliasi berubah menjadi tekstur granulitik.

f. Metamorfisme Batugamping dan Batupasir (a)

Marmer – tidak menunjukkan foliasi

(b)

Quartzite - metamorfisme batupasir yang asalnya mengandung

kuarsa, rekristalisasi dan pertumbuhan kuarsa menghasilkan batuan nonfoliasi yang disebut kuarsit. VI.3.2. Teknik Pemerian Batuan Metamorf secara Petrografi a) Struktur Batuan 104

1. Foliasi: struktur pemipihan akibat pembebanan 2. Non foliasi: tanpa adanya pemipihan b) Tekstur Batuan 1.

Tekstur Poikiloblastik: sama seperti porfiroblastik, namun dicirikan

oleh adanya inklusi mineral asing berukuran halus. Gambar IX.16 adalah tektur poikiloblastik; warna orange tourmalin dan abu-abu K-feldspar, mineral berukuran halus adalah butiran-butiran kuarsa dan muscovit. Biasanya berada pada sekis mika-tourmalin.

Gambar IX.16. Tekstur poikiloblastik pada batuan metamorf

2.

Tekstur Porfiroblastik: tekstur batuan metamorf yang dicirikan oleh

adanya mineral berukuran besar dalam matriks / massa dasar berukuran lebih halus. Sering berada pada sekis mika-garnet.

Gambar IX.17. Tekstur porfiroblastik pada batuan metamorf

105

3.

Tekstur Porphyroklas: tekstur batuan metamorf yang dicirikan oleh

adanya kristal besar (umumnya K-feldspar) dalam massa dasar mineral yang lebih halus. Bedanya dengan porphyroblastik adalah, porphyroklastik tidak tumbuh secara in-situ, tetapi sebagai fragment sebelum mineralmineral tersebut hancur / terubah saat prosesn metamorfisme, contoh: blastomylonit dalam gniss granitik.

Gambar IX.18. Tekstur porfiroklastik pada batuan metamorf

4.

Retrogradasi eklogit: tekstur batuan metamorf yang dibentuk oleh

adanya mineral amfibol (biasanya horenblende) yang berreaksi dengan mineral lain. Dalam Gambar IX.19 adalah retrogradasi klinopirosen amfibole pada sisi kanan atas.

Gambar IX.19. Tekstur retrogradasi eklogit pada batuan metamorf

5. Tekstur Schistose: foliasi sangat kuat, atau terdapat penjajaran butiran, terutama mika, dalam batuan metamorf berbutir kasar.

106

Gambar IX.20. Tekstur schistose pada batuan metamorf

6. Tekstur Phyllitik: foliasi kuat dalam batuan metamorf berbutir halus.

Gambar IX.21. Tekstur phylitik pada batuan metamorf

7. Tekstur Granoblastik: massive, tak-terfoliasi, tekstur equigranular dalam batuan metamorf.

107

Gambar IX.22. Tekstur granoblastik pada batuan metamorf

Tabel IX.1. adalah beberapa batuan metamorf dan sifat-sifatnya.

Tabel IX.1 Sifat-sifat batuan metamorf

108

Tugas: Kelompok II dan III Menyiapkan bahan presentasi dari Tugas sebelumnya

109

DAFTAR BACAAN WAJIB

1. W.D. Nesse, Introduction to Optical Mineralogy, 2nd Ed. 2. William, et al, Petrography 3. Craig and Vaughan, Ore Microscopy & Ore Petrography 4. Ramdohr, Ore Minerals and Their Intergrowths 5. http://www.wwnorton.com/college/geo/egeo/flash/3_2.swf 6. http://met.open.ac.uk/vms/dualviewj.html

110