Uly Makalah.docx

Tugas

PERALATAN TAMBANG DAN PENAMBANGAN MATERIAL

OLEH

NAMA : ESA UNGGUL NIM

: F3G212001

PROGRAM STUDI TEKNIK PERTAMBANGAN JURUSAN FISIKA FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAM UNIVERSITAS HALUOLEO KENDARI 2014

KATA PENGANTAR Puji dan syukur atas rahmat Tuhan Yang Maha Esa, sehingga kami dapat menyelesaikan makalah yang berjudul “PENCEMARAN AIR” tepat pada waktunya. Dalam penyelesaian makalah ini kami banyak mengalami kesulitan seperti dalam hal menentukan judul, apa yang kita tanam hari ini akan kita tunai hari esok “, membuat kami termotivasi untuk tetap bersemangat. Makalah ini dibuat sebagai salah satu persyaratan untuk mengikuti materi berikutnya. Dalam penyusunan makalah ini kami memperoleh banyak bantuan moril dan materil dari berbagai pihak dan untuk itu kami mengucapkan terimakasih,khususnya atas sumbang sarannya. Sebagai manusia biasa kami menyadari bahwa kami tidak terlepas dari kekurangan, oleh karena itu kami menantikan kritik dan saran yang bersifat membangun demi kesempurnaan makalah selanjutnya

Kendari, 12 juni 2013

Penulis

DAFTAR ISI HALAMAN JUDUL………………………………………………………………. KATA PENGANTAR……………………………………………………………… DAFTAR ISI………………………………………………………………………. BAB I PENDAHULUAN 1.1 latar belakang 1.2 rumusan masalah 1.3 tujuan BAB II PEMBAHASAN 2.1 Pengertian Continental Crush 2.2 Gejala Alam 2.3 Tenaga Pembentuk Muka Bumi 2.4 Pergerakan Lempeng Benua BAB III ASOSIASI BATUAN 3.1 Batu pasir 3.2 Batu andesit

3.3 Batu basalt BAB IV PENUTUP 4.1 Kesimpulan……………………………………………………………… DAFTAR PUSTAKA BAB 1 PENDAHULUAN 1.1 Latar Belakang Lempeng tektonik (dari bahasa Latin Akhir tectonicus, dari bahasa Yunani: τεκτονικός “berkaitan untuk membangun”) adalah sebuah teori ilmiah yang menjelaskan gerakan skala besar dari litosfer bumi. Teori ini dibangun di atas konsep-konsep yang lebih tua dari pergeseran benua, yang dikembangkan selama dekade pertama abad ke-20 (salah satu pendukung paling terkenal adalah Alfred Wegener), dan diterima oleh mayoritas masyarakat geoscientific ketika konsep dasar laut menyebar dikembangkan pada 1950-an dan awal 1960-an. Litosfer ini dipecah menjadi apa yang disebut lempeng tektonik. Dalam kasus Bumi, saat ini terdapat tujuh sampai delapan lempeng kecil utama (tergantung pada bagaimana mereka didefinisikan) dan banyak. Pelat litosfer naik astenosfer. Lempeng ini bergerak dalam hubungannya dengan satu sama lain di salah satu dari tiga jenis batas lempeng: konvergen batas, atau tumbukan, batas divergen, juga disebut pusat penyebaran; dan konservatif mengubah batas-batas. Gempa bumi, aktivitas vulkanik, pembentukan gunung, dan pembentukan palung samudera terjadi di sepanjang batas lempeng tersebut. Gerakan relatif lateral pelat bervariasi, meskipun biasanya 0-100 mm per tahun. Pelat tektonik terdiri dari dua jenis litosfer: benua lebih tebal dan tipis kelautan. Bagian atas disebut kerak, sekali lagi dari dua jenis (benua dan samudera). Ini berarti bahwa piring dapat dari satu jenis, atau kedua jenis. Salah satu poin utama teori mengusulkan bahwa jumlah permukaan (benua dan samudera) piring yang hilang dalam mantel sepanjang batas konvergen dengan subduksi lebih atau kurang dalam kesetimbangan dengan kerak (samudera) baru yang

dibentuk bersama margin berbeda dengan dasar laut menyebar. Hal ini juga disebut sebagai prinsip ban berjalan. Dengan cara ini, permukaan total dunia tetap sama. Hal ini berbeda dengan teori-teori sebelumnya yang dianjurkan sebelum paradigma Lempeng Tektonik, seperti yang kadang-kadang disebut, menjadi model ilmiah utama, teori-teori yang diusulkan bertahap menyusut (kontraksi) atau ekspansi bertahap dari dunia, dan yang masih ada dalam sains sebagai model alternative. Mengenai mekanisme penggerak dari piring, berbagai model berdampingan: lempeng tektonik bisa bergerak karena litosfer Bumi memiliki kekuatan yang lebih tinggi dan kepadatan rendah dari astenosfer yang mendasarinya. Lateral kepadatan variasi dalam hasil mantel di konveksi. Gerakan mereka dianggap didorong oleh kombinasi dari gerakan dasar laut jauh dari punggungan menyebar (karena variasi dalam topografi dan kepadatan kerak yang mengakibatkan perbedaan gaya gravitasi) dan tarik, hisap ke bawah, di zona subduksi. Sebuah penjelasan yang berbeda terletak pada kekuatan yang berbeda yang dihasilkan oleh rotasi kekuatan dunia dan pasang surut Matahari dan Bulan. Lapisan luar bumi dibagi menjadi litosfer dan astenosfer. Hal ini berdasarkan perbedaan sifat mekanik dan dalam metode untuk transfer panas. Mekanis, litosfer lebih dingin dan lebih kaku, sedangkan astenosfer lebih panas dan arus lebih mudah. Dalam hal perpindahan panas, litosfer kehilangan panas oleh konduksi sedangkan astenosfer juga memindahkan panas melalui konveksi dan memiliki gradien suhu hampir adiabatik. Divisi ini tidak harus bingung dengan pembagian kimia dari lapisan yang sama ke dalam mantel (terdiri baik astenosfer dan bagian mantel litosfer) dan kerak: bagian tertentu dari mantel dapat menjadi bagian dari litosfer atau astenosfer pada waktu yang berbeda kali, tergantung pada suhu dan tekanan.

1.2 Rumusan masalah Adapun yang menjadi rumusan masalah dari makalah ini yaitu: 1. Apa yang dimaksud dengan continental crast? 2. Tenaga yang pembentuk? 3. Apa saja macam-macam gejala alam yang terdapat dimuka bumi? 4. Penyebab terjadinya perenggangan lempeng benua?

1.3 Tujuan Tujuan dari pembuatan makalah ini adalah untuk mengetahui batuan yang terbentuk bila terjadi pertemuan continental crust dengan continental crust serta untuk mengetahui hubungan tektonifisik dan tektonik lempeng.

BAB II PEMBAHASAN 2.1 Pengertian continental crust Continental crast tersusun atas batu granit yang terdiri dari sebagian besar dasar-dasar yang membatu dari benua (Lantai Samudera terutama terdiri dari basal) yang memilki Ketebalan Kerak bervariasi 20-75 kilometer. Kerak benua terbentuk dari silikon dan aluminium sehingga kelihatan lebih muda. Salah satu lempeng benua menunjam ke bawah lempeng benua lainnya. Karena keduanya adalah lempeng benua, materialnya tidak terlalu padat dan tidak cukup berat untuk tenggelam masuk ke astenosfer dan meleleh. Wilayah di bagian yang bertumbukan mengeras dan menebal, membentuk deretan pegunungan non vulkanik (mountain range). Pegunungan Himalaya dan Plato Tibet adalah salah satu contoh pegunungan yang terbentuk dari proses ini. Pegunungan ini terbentuk dari konvergensi antara Lempeng India dan Lempeng Eurasia. 2.2 Gejala Alam Gejala alam yang terjadi apabila kedua lempeng saling bertemu yaitu:  Gempa bumi Subduksi antara dua lempeng menyebabkan terbentuknya deretan gunung berapi. Gempa bumi adalah getaran atau guncangan yang terjadi di permukaan bumi akibat pelepasan energi dari dalam secara tiba-tiba yang menciptakan gelombang seismik. Gempa Bumi biasa disebabkan oleh pergerakan kerak Bumi (lempeng Bumi). Frekuensi

suatu wilayah, mengacu pada jenis dan ukuran gempa Bumi yang di alami selama periode waktu. Gempa Bumi diukur dengan menggunakan alat Seismometer. Moment magnitudo adalah skala yang paling umum di mana gempa Bumi terjadi untuk seluruh dunia. Kebanyakan gempa Bumi disebabkan dari pelepasan energi yang dihasilkan oleh tekanan yang disebabkan oleh lempengan yang bergerak. Semakin lama tekanan itu kian membesar dan akhirnya mencapai pada keadaan dimana tekanan tersebut tidak dapat ditahan lagi oleh pinggiran lempengan.  Parit samudra

2.3 Tenaga Pembentuk Bentuk-bentuk permukaan bumi terbentuk lewat proses pembentukan dan perombakan permukaan bumi yang berlangsung cukup lama. Perubahan permukaan bumi terjadi oleh tenaga geologi yang terdiri dari tenaga endogen dan tenaga eksogen. a. Tenaga endogen Tengaga Endogen juga bisa disebut juga tenaga tektonik. Tenaga Endogen adalah tenaga yang berasala dari dalam bumi. Tenaga Endogen terdiri dari proses diatropisme dan proses vulkanisme. Tenaga Endogen sering menekan di sekitar lapisan-lapisan batuan pembentuk kulit bumi (litosfer). a) Proses Diastropisme adalah proses strutual yang mengakibatkan terjadinya lipatan dan patahan tanpa dipengaruhi magma tapi tenaga dari dalam bumi. b) Proses lipatan adalah Jika tenaga endogen yang menekan litosfer arahnya mendatar dan bertumpukan yang mengakibatkan permukaan bum melipat menybabkan terbentuknya puncak dan lembah.Bentuk permukaan bumi dari hasil proses ini ada dua, yaitu :puncak lipatan (antiklin) dan lembah lipatan (sinklin) c) Proses Patahan adalahProses datropisme juga dapat menyababkan truktur lapisan-lapian batuan retak-retak dan patah. Lapiasan batuan yang mengalami proses patahan ada yang mengalami pemerosotan yang membentuk lemdh patahan dan ada yang terangkat

membentuk puck patahan. Lembah patahan disebut slenk atau graben sedangkan puncak patahan dinamakan horst. d) Vulkanisme adalahTenaga tektonik dapat mengakibatkan gejala vulaknisme. Gejala vulkanisme berhubungan dengan aktivtas keluarnya magma di gunungapi. Proses keluarnya magma ke permukaan bumi disebut erupsi gunungapi. Proses vulkanisme terjadi karena adanya magma yang keluar dari zona tumbukan antarlampang. Beberapa gunugapi ditemukan berada di tengah lempeng yang disebsbkan oleh tersumbatnya panas di kerak bumi gejala ini disebut titik panas (hotspot).Para ilmuan menduga aliaran magma mendesak keluar membakar kerak bumi dan melutus di permukaan.

b. Tenaga eksogen Tenaga eksogen adalah merombak bentuk permukaan bumi hasil bentukan dari tenaga endogen. Bukit atau tebing yang terbentuk hasil tenaga endogen terkikis oleh angin, sehingga dapat mengubah bentuk permukaan bumi. Secara umum tenaga eksogen berasal dari 3 sumber, yaitu:  Atmosfer, yaitu perubahan suhu dan angin.  Air yaitu bisa berupa aliran air, siraman hujan, hempasan gelombang laut, gletser, dan sebagainya.  Organisme yaitu berupa jasad renik, tumbuh-tumbuhan, hewan, dan manusia. Tenaga eksogen terdiri dari proses pelapukan dan erosi. a) Pelapukan merupakan tenaga perombak (pengkikisan) oleh media penghancur. Proses pelapukan dapat dikatakan sebagai proses penghancuran massa batuan melalui media penghancuran, berupa: Sinar matahari, Air, Gletser, Reaksi kimiawi, Kegiatan makhluk hidup (organisme). Pelapukan terdiri atas tiba bagian yaitu:  Pelapukan Mekanik Pelapukan mekanik (fisik) adalah proses pengkikisan dan penghancuran bongkahan batu jadi bongkahan yang lebih kecil,tetapi tidak mengubah unsur kimianya. Proses ini disebabkan oleh sinar matahari, perubahan suhu tiba-tiba, dan pembekuan air pada celha batu  Pelapukan Kimiawi Pelapukan adalah penghcuran dan pengkikisan batuan dengan mengubah susunan kimiaai batu yang terlapukkan. Jenis pelapukan kimiawi terdiridari dua macam, yaitu proses oksidasi dan proses hidrolisis  Pelapukan Organik Pelapukan organik dihasilkan oleh aktifitas makhluk hidup, seperti pelapukan

oleh akar tanaman (lumut dan paku-pakuan) dan aktivitas haewn (cacing tanah dan serangga).

c. Erosi adalah tenaga perombak (pengkikisan). Tapi yang membedakan erosi dengan pelapukan adalah erosi adalah pengkikisan oleh media yang bergerak, seperti air sungai, angin, gelombang laut, atau gletser. Erosi dibedakan oleh jenis tenaga perombaknya yaitu :Erosi air, Erosi angin (deflasi), Erosi gelombang laut (abarasi / erosi marin ), Erosi gletser (glasial)’.

Di permukaan laut, bagian litosfer yang muncul akan mengalami penggerusan oleh tenaga eksogen yaitu dengan jalan pelapukan, pengikisan dan pengangkutan, serta sedimentasi. Misalnya di permukaan laut muncul bukit hasil aktivitas tektonisme atau vulkanisme. Mula-mula bukit dihancurkannya melalui tenaga pelapukan, kemudian puing-puing yang telah hancur diangkut oleh tenaga air, angin, gletser atau dengan hanya grafitasi bumi. Hasil pengangkutan itu kemudian diendapkan, ditimbun di bagian lain yang akhirnya membentuk timbunan atau hamparan bantuan hancur dari yang kasar sampai yang halus. Contoh lain dari tenaga eksogen adalah pengikisan pantai. Setiap saat air laut menerjang pantai yang akibatnya tanah dan batuannya terkikis dan terbawa oleh air. Tanah dan batuan yang dibawa air tersebut kemudian diendapkan dan menyebabkan pantai menjadi dangkal. Di daerah pegunungan bisa juga ditemukan sebuah bukit batu yang kian hari semakin kecil akibat tiupan angin.

2.4 Pergerakan Lempeng Benua Sebagai akibat dari pergerakan lempeng - lempeng di bumi, terbentuklah relief. Tidak hanya di daratan yang memiliki relief namun juga di lautan. Berikut bentuk relief - relief atau morfologi di dasar laut : 1. Continental Shelf (Paparan Benua) Paparan benua (continental shelf) merupakan kelanjutan wilayah benua (kontinen). Kedalamannya ±200 m. Paparan benua ini terdiri dari lereng curam suatu dataran yang diikuti oleh kenaikan secara mendatar dari dataran itu. Lebar Paparan Benua

sangat bervariasi. Lebar rata-rata Paparan Benua adalah sekitar 80 km (50 mil). Kedalaman Paparan Benua juga bervariasi, tetapi umumnya terbatas pada air dangkal dari 150 m (490 kaki). Kemiringannya biasanya cukup rendah, pada urutan 0,5 °; bantuan vertikal juga minim, kurang dari 20 m (66 kaki). Paparan benua merupakan suatu sistem dinamik yang dikontrol oleh tiga faktor: (1) laju sedimentasi bahan-bahan yang dari daratan ke laut (2) laju energi yang cukup untuk menggerakkan sedimen ke, di sekitar dan keluarpaparan (3) erosi dan naik-turunnya muka laut. Contoh paparan benua adalah Paparan Siberia di Samudera Arktik dan Dangkalan Sunda.

2. Continental Slope (Lereng Benua) Merupakan kelanjutan dari continental shelf. Daerah continental slope bisa mencapai kedalaman lebih dari 200 meter menukik hingga sekitar kedalaman 1000 m. Lebar dari lereng ini mencapai 100 km. Dengan sudut kemiringan biasanya tidak lebih dari 5 derajat. Karakteristik dasarnya merupakan akumulasi sedimen hasil erosi dari benua.

3. Continental Rise Continental Rise adalah dasar laut dengan sudut kemiringan landai sekitar 0.1% dan merupakan bagian batas benua yang sesungguhnya yang langsung berbatasan dengan dasar samudera. Continental rise memiliki lebar hingga ratusan kilometer dari dasar slope hingga ke dataran abisal. Relief continental rise umumnya kurang dari 20 m kecuali di sekitar gunung laut. Continental rise tersusun dari sedimen yang diturunkan dari benua dan batas yang bersebelahan. Arus membawa sedimenmenuruni slope dan menumpuk di dasarnya. Lebar continental rise dapat hanya beberapa kilometer hingga ratusan kilometer. 4. Abyssal Plains (Dataran Abisal)

Dataran abisal (bassin floor) adalah dasar laut yang luas setelah tebing benua, dan mengarah ke laut lepas. Dataran abisal merupakan bagian dari paparan benua. Dataran abisal merupakan kenampakan topografi yang sangat datar, dan kemungkinan kawasan ini merupakan tempat yang paling datar pada permukaan bumi. Topografi yang datar ini kadang-kadang di selingi dengan puncak-puncak gunung bawah laut yang tertimbun. Dataran abisal adalah dasar laut dengan gradien kurang dari 0,1 %. Dataran abisal merupakan kerak batuan dasar (bedrock crust) yang tertutup oleh sedimen yang disebarkan dari darat oleh arus dan juga tersusun dari sedimen pelagis dan oozes. Di sini juga terdapat bukit-bukit abisal dengan tinggi dari beberapa meter hingga beberapa ratus meter dengan diameter antara 8 – 10 km. 4. Submarine Canyon (Ngarai Bawah Laut) Relief terbesar pada pinggiran benua (continental margin) berada pada ngarai bawah laut (submarine canyon). Submarine canyon berbentuk seperti lembah yang memotong lereng benua (continental slope) dan membentang pada bagian landasan benua (continental shelf) dan continental rise. Lembah dari submarine canyon biasanya berbentuk V, dengan sisi lembah curam. Jalur dari lembah submarine canyon mungkin bisa lurus atau mungkin juga berliku-liku. Submarine canyon adalah jalur utama dari sedimen untuk dibawa atau mengalami transportasi dari benua ke lingkungan laut dalam. Gradien dari lantai ngarai ini cukup terjal, pada lembah pendek berkisar 60 m/km dan pada lembah yang panjang berkisar 10-15 m/km. Meskipun terlihat tidak terlalu curam, namun kemiringan yang dimiliki lembah ini adalah 5 sampai 30 kali gradien lereng benua (continentalslope). Submarine canyon biasanya terdapat 2 km dibawah permukaan laut. Ekstensi lembah relatif lurus, menebang sekitar 200 meter ke landas kontinen, dan melebar dari sekitar tiga kilometer di garis pantai sekitar 15 mil ke arah laut yang akhir.

BAB III ASOSIASI BATUAN 3.1 Batu Pasir Batupasir menempati 20-25% dari total batuan sedimen yang ada di bumi. Batupasir ini penting keberadaanya di alam, karena ia telah menyumbangkan air, minyak, gas, dan bahan tambang (endapan placer). Batupasir adalah batuan sedimen dengan komposisi penyusun butiran berupa material material klastika terigen berukuran dominan rata-rata 1/16-2 mm. ukuran partikel ini adalah material sedimen pasir dalam skala wentworth. 3.1.1 Komposisi Batu Pasir Sebagaimana diketahui batupasir ini disusun oleh material ukuran pasir (sebagai fragmen penyusun utama) kemudian campuran matrik (fragmen sedimen lebih halus dari pasir) dan semen (sebagai perekat semua fragmen yang ada, biasanya berupa mineral sangat halus berupa karbonat, silika. secara umum fragmen ukuran pasir ini bisa berupa mineral ataupun fragmen batuan (seukuran pasir tentunya dapat berasal dari batulanau, batulempung, atau batuan beku halus/bertekstur afanitik, dan batuan metamorf bertekstur halus). mineral-mineral paling umum pengisi batupasir adalah kuarsa, feldspar, dan beberapa jumlah minor dari mienral asesoris. sementara fragmen batuan (rock fragmen or lithic fragmen) disusun oleh fragmen batuan beku bertekstur halus (andesit, basalt, tuf, dll), batuan metamorf (metakuarsit, sekis, filit, slate, dan argilit), dan batuan sedimen bertekstur halus (pasir sangat halus, silststone, shale, dan chert,

batugamping. kebanyakan butiran dalam batuan sedimen silisiklastik berasal dari berbagai tipe batuan yaitu beku, metamorf, dan sedimen, dan mineralogi ditambah dengan komposisi kimia dari batuan sedimen silisiklastik maka dengan pendekatan- pendekatan yang ada bisa dipakai untuk menentukan source rock yang membawa batupsir tersebut (provenance analysis). sebagai contoh batupasir yang cenderung kaya akan besi, magnesium, kalsium sodium, dan potasium maka dapat dibandingkan tipe source rocknya seperti apa (kemungkinan batuan mafic). sebaliknya ada batupasir yang kaya kuarsa, alkali feldspar, dan mineral felsik lainnya kemungkinan mungkin adalah batuan induknya adalah pluton granit dan lain sebagainya. Berdasarkan analisis kimia silikon yang hadir dalam oksida silika (SiO2) merupakan komposisi terbanyak yang ada di batupasir. semetnara alumunium (Al2O3) memiliki kelimpahan sedang dalam batupasir yang mengandung kaya feldspar atau rock fragment serta batupasir kaya matrik lempung. dan urang banyak dalam batupasir kaya kuarsa, yang umumnya tidak memiliki matrik. Rata rata besi, magnesium, kalsium, sodium, dan potasium kurang banyak dalam batupasir dibandingin kandungan alumunium. konsentrasi relatif dari unsur unsur ini sebagai fungsi darimineralogi butiran ukuran pasir dan tipe lempung dan semen produk diagensis dalam batuan. sebagai contoh batupasir kaya semen kalsium karbonat atau fosil karbonat yang dapat secara anomali memberikan pengayaan (menyumbangkan) unsur kalsium dalam analisis kimia. Fragmen penyusun batu basir berupa mineral Ada tiga mineral dominan yang menyusun batu pasir yaitu :  Kuarsa Mineral memiliki resistensi tinggi terhadap pelapukan dan jumlahnya melimpah di alam. karena perilaku fisiknya yang tahan abrasi (skala mohs 7) dan resisten terhadap reaksi kimia (sukar bereaksi yang mengakibatkan disintegrasi) menjadikan kuarsa sebagai material tabah tahan banting yang paling survive terhadap multiple recycling. kuarsa ini dapat berasal dari batuan pltuonik, khususnya yang felsik seperti granit (karena kaya kuarsa), batuan metamorf, dan batupasir yang lebih tua.  Feldspar

Mineral ini mudah terdisintegrasi, feldspar termasuk sebagai mineral yang melimpah dalam batupasir sedangkan di batuan lain selalu saja feldspar (plagioklas) menjadi komposisi utama dalam parameter klasifikasiK-feldspar (atau dikenal juga sebagai potasium feldspar) sedikit berbeda dengan kelompok feldspar lain (plagioklas). memiliki rumus kimia KALSi3O8, memiliki kekerasan cukup) maka dia jumlahnya juga melimpah di batupasir sementara Plagioclase feldspar (anortit-albit) memiliki rumus kimia (Na, Ca) (Al,Si)Si2O8. memiliki skala mohs 6-6.5 dan jumlahnya yang sangat melimpah di alam dari sejak olivin kebentuk terus sampai deret mineral felsik habis plagioklas masih aja diproduksi (deret kontinu di seri bowen).  Meneral asesoris Mineral asesoris tidak banyak hanya sekitar 2-3% mengisi komposisi batupasir. mineral silikat dalam deret bowen (deret olivin, piroksen, hondblenda, biotit, muskovit) maupun mineral asesoris berupa mineral berat serpeti zirkon, apatit, turmalin, korundum, atau intan dan logam ekonomis nativ. Mineral- mineral ini hadir bukan dibawa oleh transportasi bersama butiran terigen klastik lainnya, melainkan hadir secara insitu akibat kondisi kimia tertentu pada daerah tersebut. glaukonit, klorit, zeolit dan mineral mineral lainnya dapat hadir melalui proses diagentik atau proses tertentu. Fragmen Penyusun Berupa Fragmen Batuan (Fragmen Litik) Pecahan batuan sumber purba dapat lapuk tertransportkan berukuran berbagai jenis klastika sedimen (skala wentworth) bisa bongkah, kerakal, kerikil, dan pasir tentunya. nah ketika klastika lapuk dan seukuran pasir penyusun batupasir maka disebut litik fragmen.Litik fragmen ini dapat berasal dari semua jenis batuan syaratnya batuan asalnya haruslah bertekstur halus. lempung, silt, pasir sangat halus, matrik batuan lain, batuan beku afanitik-porfiritik, batuan metamorf halus.  Matrik Material butiran yang berukuran lebih halus yang menjadi tempat fragmen pasir tertanam disebut matrik, ukurannya tentu saja lebih halus dari pasir. ukuran matrik kurang dari 0.03 mm. kebanyakan mateiral penyusun matrik adalah lempung seperti illite (K2[Si6Al2]Al4O20(OH)4],

smectite (montmorillonite) [(Al, Mg)8(Si4O10)3(OH)10.12H2O], kaolinite (Al2Si2O5(OH)4], dan chlorite [(Mg, Fe)5 (Al, Fe3+)2Si3O10(OH)8]. montmorilonit merupakan jenis lempung berlayer dua, sebelumnya perlu diketahui bahwa mineral lempung adalah mineral mineral mika (kayak biotit dan muskovit tapi bukan originnya hasil kristalisasi magmatik kayak dua mineral itu dihasilkan dari proses kimia dan diagensis. Hampir semua mineral lempung dibentuk hasil pelapukan subaerial dan hidrolisis, meskipun pada kondisi pelapukan subaqueous (dalam air) juga dapat menghasilkan mineral lempung dan diagenesis akibat burial. Keberadaan matrik dalam batupasir ini menurut pettijohn, Potter, dan Siever, 1987) dikontrol oleh tiga faktor: 1. pelapukan dan erosi dari batuan provenance yang mana matrik berasal. Dua jenis dari material detrital diketahi mampu menjadi matrik batupasir ketikalapuk,yaitu kelomok filosilikat-lempung, mika, dan klorit yang secara prmer dapat menjadi matrik-dan fragmen batuan yang labil, rock fragmen ini secara mudah teralterasi oleh proses diageneis dan metamorfisme bergrade rendah. 2. dipengaruhi oleh kombinasi proses kimia pada lingkungan pengendapan, sebagai contoh, kecepatan arus dan dansitas mengontol jumlah material matrik berbutir halus yang tertransportasikan dan diendapkan bersama pasir. Sealin itu kontrol keasaman (pH), potensial Oksidasi (Eh), stabilitas berbagai fase mineral selama dan setelah pengendapan, stabilitas filosilikat, secara khusus dikontrol oleh kimia dari dasar dan air pori. 3. keberadaan matrik dalam batupasir adalah proses diagensis. Proses proses rekristalisasi, neokristalisasi, dan deformasi ringan, fragmen batuankaya lempung semuanya memainkan peranan penting dalam produksi matrik dari butiran detritus yang telah ada (sedimen pasir yang diendapkan). Feldspar akan teralterasi digantikan oleh mineral lempung atau mika; klorit baru dan lempung terbentuk dari hasil presipitasi larutan intergranular (antar butir) dan air laut; mineral lainnya, bahkan kuarsa, dapat digantikan oleh lempung (W.F. Galloway, 1974; Morad, 1984; Michalopoullus dan Aller, 1995). Karena kebanyakan pasir mengandung 10-30% matrik tidak berasal dari hasil deposisi langsung (C.D Hollister dan Heezen, 1964), dan proses diagenetik memiliki peranan penting penambahan material matrik dalam wacke. Whetten (1966) dan J.W. Hawkins dan Whetten

(1969), pernah melakukan percobaan untuk mengetahui pengaruh distribusi fragmen batuan dalam proses pembentukan graywacke melalui mekanisme diagenesis yang menyumbangkan banyak matrik. Enam jenis material matrik dan semen yang terdapat dalam batu pasir (Dickinson, 1970) yaitu: a. detrital, mud kaya lempung atau disebut protomatriks (terbawa langsung saat pengendapan), b. protomatrix yang terreksritalisasi atau disebut orthomatrix, c. deformasi dan reksritaslisasi dari fragmen litik disebut pseudomatrix, d. kemudian ada juga polimineralik yang terbentuk dari hasil neokristalisasi saat diagnesis terjadi dan alterasi dari butiran framework yang menyusun batupasir disebut juga epimatrix, e. semen filosilikat homogen, termasuk smektit, klorit, klorit-vermikulit, kaolinit, cheladoniteillite, dan muscovite, f. semen nonfilosilikat, menagndung mineral mineral seperti kalsit, uarsa, dolomit, hematit, mineral mineral fosfat, oksida mangan, dan zeolit. Membedakan berbagai tipe matrik dan semen dari berbagai jenis batuan mungkin akan cukup sulit. Tapi analisis tekstural, kimia, dan petrografi yang detil dapat digunakan untuk membedakan mana kandungan detritus dan non detritus (Almon, Fullerton, dan Davies, 1976). Karena matrik merupakan hasi dari pengendapan (protomatrik) dan diageneisis (ortomatrik, epimatrik, dan pseudomatrik), masalah yang cukup besar terjadi ketika kita ingin membedakan batuan dengan protomatrik dari batuan dengan matrik diagenetik. Maka, jika memungkinkan, batuan dengan epimatrik kaolinit berasal dari alterasi diagentik dari feldspar yang secara tekstural sebenernya arenit, dimana batuan dengan suatu detritus protomatrik illite+klorit akan dianggap sebagai wacke. Perbedaan ini seringkali sult untuk diamati karena dalambanyak kasus sulit untuk dibedakan.  Semen

Dua kelompok utama material penyusun semen adalah silika dan karbonat. semen silika hadir dari hasil overgrowth (saling tumbuh). misalnya dua partikel kuarsa yang bersentuhan dan tumbuh kemudian merekat pada kedua sisinya akibat aktivitas pelarutan oleh air tanah selama proses diagenesis. atau proses proses lain yang kompleks. Overgrowth yang mempertahankan kontinuitas kristalografi dinamakan syntaxial. berbagai macam tekstur dapat hadir, seperti tekstur mosaic muncul ketika semen disusun oleh mikrokristalin kuarsa yang hadi rmngisi urang pori. ketika overgrowth terjadi dapat mudah dibedakan dengan kristal aslinya sebelum overgrowth pada tepi kristal. adanya pengotor dan garis batas sebelum kristal ini tumbuh pada permukaan butir. tapi gak semua sandstone memiliki struktur overgrowth yang bersemen silika umum pada batupasir kaya kuarsa (quartz arenite sanstone). Semen silika tidak selalu berasal dari kuarsa, hasil larutan mineral mineral silikat yang lain juga ikut menymbangkan silika pada semen (karena sifatnya yang lebih mudah terdisintegrasi oleh proses kimia dibandingkan kuarsa yang lebih resisten). Kelompok semen kedua yang banyak dijumpai pada batupasir adalah semen karbonat, seperti kalsit dan dolomit. tentu saja semen karbonat in berasal dari larutan garam kalsium karbonat yang kemudian terpresipitasi membentuk semen, semen- semen lain berupa mineral autogenik klorit, zeolit, dan glaukonit juga bisa hadir sebagai pengganti semen silika dan karbonat pada kondisi tertentu. apapun semennya yang jelas semua semen ini adalah mineral sekunder yang terbentuk setelah pengendapan terjadi atau berhubungan dengan proses postdepositional (diagenesis). 3.1.3 Klasifikasi Batu Pasir untuk klasifikasi batupasir ini secara fundamental dibagi berdasarkan pengamatan tekstural dan minerlogi, yaitu framework kandungan persentase fragmen penyusunnya (entah mineral, entah fratmen litik entah feldspar yang merupakan komponen paling dominan dalam batupasir).

Tekstur

Material sedimen silisiklastik yang tidak terkonsolidasi dinamakan gravel (dominan > 2 mm, pasir (1/16-2 mm) dan mud (<1/16 mm) maka ketika material sedimen ini terlitifikasi akan membentuk batuan- batuan yang secara tekstural disebut konglomerat, batupasir, dan shale (mudrock). Terkadang dilapangan dijumpai percampuran dari material ini, artinya tidak eksklusif sastu jenis saja, maka dari itu dikenal nomenclature yang dibuat para geologis untuk menyikapi masalah ini. selanjutnya dikenal lah istilah batupasir lempungan, batupasir lanauan, batu lanau pasiran dan sebagainya. Tekstur batu pasir secara umum adalah epiklastik (istilah umum untuk tekstur batuan sedimen yang tersusun berupa yang terbentuk di permukaan dan mengandung akumulasi butiran (clast) baik dari membundar-menyudut yang terpaketkan bersama. Buran berasal dari proses normal hasil pelapukan permukaan). Batu pasir memiliki komposisi fragmen utama berupa kuarsa, feldspar, dan fragmen batuan. Terikat bersama pada batas kontak butir, atau antara kontak butiran dan matrik yang terikat oleh kristalisasi semen dalam pori batuan atau kombinasi proses proses ini. Struktur Struktur dalam batupasir hampir memborong semua jenis struktur sedimen. Struktur ini dapat bersifat mesoskopis sampai makroskopis (raksasa). Struktur mesoskopis yaitu seluruh struktur yang kita jumpai dilapangan baik secara internal dalam beds maupun pada skala antar bed. Sedangkan sturktur makroskpis dinsini menunjukan struktur tubuh formasi batu pasir secara menyeluruh dan bentuk fisik persebarannya terhadap formasi lain. Seperti berbentuk tabulra, leniticular, membaji (Wedge), Shoestring dan lain-lain. 3.1.4 Kematangan Batu pasir (Sandstone Maturity) Kematangan pada batupasir bergantung pada seberapa ‘tabah’ butiran butiran penyusunnya menalami recycle saat transportasi hingga terakumulasi dan membentuk batupasir. pada dasarnya kematangan pada batupasir diketahui berdasarkan dua parameter, kematangan secara komposisi dan kematangan secara tekstural. kematangan secara komposisi maksudnya adalah jenis komposisi dari batupasir apakah teridiri dari material stabil dan tidak stabil, tentunya bila butiran penyusun dominan mineral stabil (kuarsa) maka batuan dikatakan matang secara komposisi. adapun kematangan secara tekstural, sebagaimana dijelaskan diatas adalah tingkat

kelimpahan matrik serta kebundaran dari butiran dan pemilahan ukuran butir. batuan dikatakan supermature bila butiran membundar, terpilah baik, dan tidak ada clay (matrik) batuan tidak matang (immature) bila sebaliknya. 3.1.5 Jenis Jenis Batupasir Batupasir itu ada yang arenit dan wacke, wacke sejatinya adalah jenis batupasir yang halus dan sangat kompak menunjukan sifat tidak mature tapi beberapa sumber menyebutnya hasil produk diagenesis, meskipun banyak juga yang beranggapan bahwa wacke ini merupakan ciri sedime pada endapan turbidit, dan sedimen pada tepi continental shelves dan oceanic trench.  Quartz Arenite Batupasir arenit kuarsa memiliki komposisi siliceous grain sampai 90% dari total tiga komponen penyusun utamanya. dimana butiran ini berasal dari fragmen kuarsa, rijang, dan batuan quartzose. warnanya biasanya abu terang terkadang juga kemerahan, pink, kuning, atau coklat karena ada campuran oksida besi. biasnya terlitifiaski baik dan tersementasi baik oleh silika atau karbonat; tapi beberapa ada yang porous dan friable (dapat diremas). arenit kuarsa ini secara khas berasaosiasi dengan batuan yang diendapkan pada linkgungan kraton stabil seperti aeolian, beach, dan shelf. cenderung berselang seloing dengan karbonat laut dangkal, di beberapa kasus, dengan batupasir feldsfatik. kebanyakan arenit kuarsa secara tekstural matur sampai supermature, quartzwacke tidak umum keterdapatannya. struktur yang umum adalah cross bed (pernah nemu formasi bagusnya di pantai karang taraje banten selatan coba aja kesana oke banget cuma tempatnya deket warung remang remang O.O), ada juga struktur ripple mark tapi gak begitu sering (umum di daerah aeolian). fosil jarang kelimpahannya, fasies iknofosil skolithos dijumpai melimpah secara lokal di arenit kuarsa laut dangkal. Pettijohn (1963) memperkirakan bahwa kuarsa arenit ini menempati 1/3 dari total seluruh batupasir di bumi (berarti banyak juga nih keterdapatan batupasir jenis ini di bumi). kuarsa arenit ini bisa mengalami recycling sekali atau bahkan beberapa kali dari batuan source rocknya. menurut pettijohn et al (sand and sandstone 1984) bahwa first cycle terjadi pada daerah yang basah dimana pelapukan kimia dan fisika sangat intens dan mienral mineral tidak stabil tidak ikut terendapkan (karena ter transport atau terurari).

 Feldspathic Arenite Batupasir dikatakan feldspathic arenite (arkose arenite atau arkose) jika kuarsa persentasenya kurang dari 90% dan jumlah feldspar lebih banyak dari jumlah rock fragments. Beberapa batupasir feldspatik bewarna pink karena kehadiran potasium feldspar atau oksia besi, selain itu juga ada yang berwarna abu abu terang sampai keputih putihan. umumnya disusun oleh medium-coarse grained dan persentase tinggi dari butiran yang su menyudut sampai menyudut tanggung. kandungan matrik dapat lebih dari 15%. sortasi dari medium sampai buruk, secara tekstural immature atau submature. Arenti felspatik tidak dicirikan oleh struktur tertentu struktur sedimen yang hadir beragam sampai structureless. paralel bedding (umum dan biasa) struktur paralel lamiasi atau cross laminasi juga umum. fosil dapat hadir khususnya pada perlapisan yang terbentuk di laut. Feldspathic arenit umum dijumpai pada lingkungan kraton atau setting paparan stabil (stable shelf setting), meskipun aa juga sebagian kecil yang terbentuk pada daerah cekungan yang tidak stabil atau sisanya dapat terbentu pada laut dalam. jika feldspathic arenit ini dipenuhi matrik maka namanya akan disebut feldspathic graywacke. Pettijohn (1963) menyebutkan bahwa arkose ini menempati 15% dari total batupasir di nusantara. Beberapa arkos secara esensial hadir insitu ketika granit dan batuan berhubungan terdisintegrasi menghasilkan sedimen granular disebut ‘grus’. sisa material ini kemudian akan diangkut dalam jarak transportasi pendek ke arah bawah lareng dan diendapkan sebagai fan atau (bagian) apron dari akumulasi material,secara umum disebut clastic wedge. fan ini kemudian dapat berkembang lagi (diendpakan terus) hingga ke cekungan dan berinterkalasi dengan formasi batuan yang tersortasi lebih baik. arenit felspatik lainnya mengalami transport dan reworking di sungai ata laut sebelum mereka diendapkan. batupasir yang ter rework ni umumnya mengandung sedikit feldspar seperti pada sisa arkos (sebelum yang tidak mengalami rework lanjut), lebih tersortasi dengan baik dan butirannya lebih membundar. (jadi bila feldsparnya membundar baik baik di sayatan tipis kemungkinan ini hasil rework dari sebelumnya or transport lagi lebih jauh). Kebanyakan batupasir feldspatik berasal dari batuan kristalin bertipe granit, yaitu batuan batuan seperrti granit atau batuan metasomatik yang aksar dan mengandung banyak potasium feldspar untuk feldspatik arenit yang mengandung feldspar secara dominan plagioklas, maka kemungkinan source rocknya adalah batuan beku yang

kaya plagioklas feldpsar seperti pada batuan beku vulkanik dan plutonik diorit (berkomposisi intermediet). Preservasi dari jumlah besar feldspar selama pelapukan menghasilkan felsfatik arenit kemungkinan dikontrol oleh 1. kondisi eklim yang dingin atau sangat kering, dimana pelapukan kimia terhambat dengan baik, 2. daerah dengan iklim yang lebih hangat, atau lebih lembab, yang mencirikan relief uplift secara lokal akibat pengangkatan, memudahkan erosi feldspar sebelum mereka terdekomposisi (akibat pelapukan kimia).

Lithic Arenite Kelompok ini dicirikan oleh dominasi fragmen batuan sebagai komposisi butiran penyusun pasir. fragmen batuan in dapat berasal dari batuan yang tidak stbil seperti batuan vulkanik dan klas batuan metamorf. namun, butiran fragmen batuan yang stabil juga ada seperti rijang, dan mengandung kurang dari 90 % quartzose kemudian jumlah fragmen batuannya tentu saja lebih banyak dari jumlah feldspar. warna berada pada kisaran abu abu trang, hingga abu abu gelap. Kebanyakan litharenite memiliki soratasi yang buruk, tapi soratasi ini berkisar mulai dari sortasi baik hingga sangat buruk. kuarsa membundar tanggung jika hadir. kematangan kemungkinan submature (lithic wacke) sampai immature. struktur sedimen yang sering muncul diantaranya evenly bedded (paralel bedding), iregularly bedded, cross stratified fluvial unit too evenly beded, laterally extensive, gradd, marine turbidite unit. dapat juga hadir berasosiasi dengan konglomerat fluvial dan endapan fluvial lainnya, atau berasosisi juga dengan konglomerat laut lebih dalam, pelagic shale, chert, dan submarine basalt. lithic arenite seca khas menunjukan komposisi immature dan barada pada kondisi deposisi dimana voulume material yang tidak stabil (feldspar) cukup banyak diproduksi. Secara mekanis karakter yang lemah dari kebanyakan litharenit pada batupasir menunjukan kemungkiannya berasal dari sumber berelief tinggi (pegunungan, gunung dll).

litharenite dapat diendapkan pada lingkungan non marin seperti pada bagain proksimal alluvial fans atau lingkungan fluvial lainnya. secara alternatif mereka diendapan pada foreland basin, berdekatan dengan fold-thrust belt, atau ditransprotasikan oleh sungai yan gbesar menjauhi kontinen ke delta dan lingkungan laut dangkal. sedimen litik diendapkan pada daerah coastal (pantai) mungkin saja dapat ter transport kembali ke laut dalam oleh arus trubdiit atau oleh mekansime sediment gravity flow lainnya. sedimen laut dalam ini secara khas akan mengalami deep burial (karena tentu saja selama dia masih laut maka sedimentasi akan terus berlangsung ketutup deh yang udah ngendap duluan otomatis itu..) metamorfisme dapat berkembang selanjutnya (kalo gak keangkat dan terus terusan tertimbun dan terjadi subsiden) atau bisa saja kebentuk greywacke bila ‘diagenesis’ terjadi dengan baik. Menurut Pettijohn (1963) batupasir litik arenit dan greaywacke bersama sama keduanya menempati setengah dari total seluruh batupasir yang ada di bumi. batupasir ‘volkaniklastik’ adalah endapan piroklastik. Batupasir ini hasil rombakan dari piroklastik ini. Batupasir ini seperti diketahui secara umum komposisinya berisi detritus vulkanik (material piroklastik) telah tertrasportasi dan mengalami rework, dicirakan secara khas oleh kehadiran kristal feldspar yang euhedral, fragmen pumice (batuapung), fragmen gelas, dan fragmen batuan vulkanik, dan secara umum memiliki kandungan karsa yang sangat kecil. Arenit terbentuk dari pasir hasil transportasi dan pengendapan oleh agen transportasi yang memilah sedimen dengan baik, memisahkan lumpur dan lanau menyisakan butiran butiran pasir. Selama proses ini, sedimen berbutir halus disapu keluar, sementara sedimen yang kasar tidak ditransportasikan lagi dan diendapkan pada depositional site.Agen- agen yang mampu melakukan hal diatas diantaranya aliran yang memiliki kecepatan seragam, longshore current, wave, dan angin. Selaini tu, jika sedimen yang ada pada source terrane merupakan well sorted sand, maka arus fluvial dan trubditi mungkin yang memainkan peranan dalam mentranspolrtasikan dan mengendapakan arenit ini. Arenit juga dapat berkembang dimana pelapukan, transportasi,dan diagenesis menghilangkan butiran halus dan melarutkan komponen sedimen yang mudah larut. Arenit mungkin mengandung lebih dari 5% matrik. Matrik ini menunjukan: a) kandungan minor ptorotomatrik yang diindepkan atau terinfiltrasi bersama pasir langsung atau sesaat ketika pengendapan terjadi.

b) merupakan epimatrik yang berasal dari modifikasi butiran detritus, khususnya feldspar, dan c) merupakan ortomatrik ataupun pseudomatrik. Kebanyakan arenit bertekstur epiklastik, equigranular, atau equigeranular mosaic. Berbagai jenis material semen dan matrik dapat mengikat butiran, tapi butiran juga dapat saling terikat melalui mekanisme saling mengunci (interlocking) yang kemudian menghasilkan rekrstalisasi pada bidang kontak antar butiran selama proses diagenesis terjadi. Tekstur mosaik ekigranular beberapa diantaranya terbentuk akibat mekanisme overgrowth, khususnya pada butiran framework kuarsa pada kuarsa lainnya. Tekstur pikilotopik juga umum dijumpai pada arenit dengan semen karbonat, sementara semen yang mengandung silika, zeolit, dan filosilikat membentuk tekstur radial fibrous, comb-textured, fibrous drussy, atau tekstur spherulitic. Hal yang paling mecolok dari arenit adalah jenis arenit yang murni arenit kuarsa, yangmana memiliki butiran lain selain kuarsa dengan porsi yang sangat sangat sedikit. Pasir kuarsa murni ini berkembang dari hasil antara lain : a) extensive working dari sedimen pada source terrane yang mengandung banyak kuarsa, b) reworking dari material sebelumnya yang tersortasi baik, dan merupakan mature sand, c) deep weathering dari batuan kaya kuarsa di wource terrane, atau d) kombinasi dari proses proses ini. Biasanya pasir ini umunya berupa dune sands, aeolian sand sheets, strandline stringer sand, dan blanket sand deposit dari marine shelves dan luat epikontinental. Secara lokal arenit hadir di estuarin dan endapan fluvial). Baik itu di marine maupun kontinen dapat menghadirkan arenit. Arenit kuarsa juga berkembang dimana pelapukan dan proses penghancuran secara diagenetis terjadi pada fragmen batuan, feldspar, dan butiranlainnya yang pada akhirnya akan menyisakan residu kaya kuarsa. Meski Proses ini kemungkinan terjadi sebelum atau selama transportasi, dibandingkan selama atau sesudah litifikasi (diagensisinya itu sendiri). Arenit litik dan feldpatik (arkose) kemungkinan melimpah secara lokal. Sesuai namanya arenit litik berarti kaya rock fragmen, arenit feldspathic kaya feldspar. Perihal kondisi khusus bagaimana keterbentukan arenit feldpatik ini masih diperdebatkan, tapi diluar itu detritus feldpar

terbentuk melalui berbagai mekanisme entah erosi, transportasi, dan dan pengendapan yang belum terabrasi (hancur, rusak) selama transportasi. Kondisi juga kondisi lain yang diperlukan yaitu butiran feldspar tidak hancur dalam proses diagensis selama litifikasi terjadi. Dekomposisi tidak intens, dan transportasi singkat, serta sejarah single-cycle transportation diperlukan untuk mengendapkan butiran feldspar, tapi kehadiran second-cycle juga hadir pada kondisi iklim tropis (Krynine, 1935) mengindikasikan bahwa kondisi ini tidak merupakan kondisi satu satunya yang menghasilkan feldspar (dekomposisi di daerah tropis pelapukan mudah sekali terjadi). Relief yang tinggi serta ersoi yang cepat juga brkontribusi dalam perservasi feldspar. Maka Pettijohn, Potter, dan Siever (1987 hal, 155) menyimpulkan bahwa pasir feldspatik dapat hadir baik melalui kondisi ‘iklim tertentu’ (rigoroud climate) yang memungkinkan dekomposisi tidak terjadi, atau melalui percepatan erosi pada area berrelief tinggi. Lithic arenite menggambarkan suatu provenance berupa batuan sedimen, metamorf, volkanik, atau kombinasi dari ketiganya yang tersingkap di permukaan. Transport fluvial umumnya bekerja dalam transportasi dan sortasi butiran, tapi arus trubidit juga dapat menghasilkan endapan arenit litik. Beberapa batupasir dikelompok Great Valley California merupakan contoh yang oke buat arenit litik yang dibentuk oleh arus trubditi dan grain flow. Graywacke Ciri batupasir ini biasanya sangat kompak (karena umumnya umur tua tua dan telah mengalami deep burial diagenesis). karakterisitiknya dicirikan oleh kaya matrik (pasir halus, lanau, dan lempung) sebagai matrik (dalam klasifikasi tobleron antara 15-75%, dalam guilbert dan dott antara 5-50. secara tekstural batupasir ini tidak matang (immature) karena banyak lempungnya. dan karena banyak lempung pasti sortasinya buruk (matriknya 50% fragmennya juga 50%). maka kemungkinan tempat kehadiran batupasir ini di alam sekitar laut dalam (daerah trench), kontinental shelves (stable continental crust), hingga lingkungan turbidite (laut dalam). Wacke dapat hadir di sikuen kontinental, transisi, dan marin. Pada lingkungan kontinental dapat terbentuk pada alluvial fan, di fluvial channel dan pada floodplains, dan lacustrine delta. Lingkungan transisi yang mana wacke ini dapat juga berkembang pada esturarin, delta, dan pada tidal flat-strandline type beberapa (gak banyak). Pada lingkungan marine, wakce mungkin dapat

terbentuk pada shelf, tapi juga pada slope (laut dalam) melalui arus contourite dan bassin plain turbidite (endapan turbidit banyak wackenya). Turbidit (endapan trubditi) terbenk akibat arus turbdiity yang berkembang ketika akumulasi sedimen menjadi tidak stabil (pada lereng atau atas lereng) kemudianbergerak kebawah lereng melalui aliran turbidit. Wacke juga bisa hadir pada lingkungan shelf dan contourite pada lereng. Contourite seperti telah dijelaskan pada postingan sebelumnya adalah suatu jenis akumulasi batuan sedimen yang terdiri dari material sedimen yang diendapkan melalui ars yang paralel sepanjang kontur lereng dan bukan ke arah bawah lereng (seperti pada arus gravitasi yang umum bekerja). Arus ini bisa disebabkan karena gesekan gempa laut (yang juga disertai dengan likuifaksi dan arus gravitasional) atau karena rotasi bumi dimana tubuh air laut dapat menggerus tubuh lereng. Arus ini juga dapat hadir melalui bottom current yang mengalir sejajar dengan lereng (sejajar lateral) dan mengggerus sediemn yang telah diendapkan sebelumnya. Kontorit batupasir dicirikan oleh perlapisan tipis, laminasi silang siur, dan strutktur bioturbasi. Kontorit dapat berkembang pada berbagai tubuh dari air air yang dalam yang mana bottom current dapt berkembang. Secara khas, mereka hadir pada sikuen marein, tapi juga dapat hadir pada endapan danau. Pada lingkung shelf, offshore bar mengandung batupasir lempungan yang juga menghasilkan wacke. Endapan ini terbentuk dari hasil transport sedimen oleh longshore current dan strom (arus lepas pantai dan badai).

3.2 Asosiasi Batuan Andesit Andesit adalah batuan vulkanik yang bertekstur afanitik-porfiritik, dengan kandungan fenokris barupa sodik plagiklas, piroksen, dan/atau hondblenda. karena analsiis modal terkadang bisa menyesatkan (apalagi kalau andesitnya udah keubah dan mineral-mineral yang ingin di observasi banyak yang ‘hilang’) maka andeist menurut Raymond (2002) secara definitif adalah batuan vulkanik afanitik sampai porfiritik dengan kandungan silika 52-63 %, dengan kombinasi alkali (Na2O+K2O) kurang dari 7% dan Na2O>K2O. etimologi namanya berasal diambil dari nama pegunungan andes di amerika selatan. Sodic plagioclase (An) bersama hornblende merupakan fase phyric yang mengisi andesit. Andesit termasuk batuan intermediet maka seri bowen pun yang berada ditengah- tengah antara deret kontinu dan diskontinu). tapi secara

mineralogi komposisi mineral yang ngisi andesit bisa bervariasi (utk deret kontinu bisa dari sodic-calcic An30-80), ortopiroksen, augit, horndblenda, dan biiotit bisa hadir mengisi fenokris. fase oksida biasanya diisi oleh magnetit dan ilmenit, juga bisa hadir sebagai fase firik tapi biasanya cuma sebagai matrik (bareng groundmass). Secara umum isinya plagioklas, piroksen, gelas, atau kombinasi ketiga material ini. beberapa fase lain yang biasanya bisa hadir dalam andesit termasuk olivin, kuarsa dan trakadang (jarang) ada potasium feldspar. senokris sebagai fase yang tidak umum, dan alterasi yang hadir (jika ada) ada aegirin, kkordierit, apatit, sfene, anortoklas, berbagai jenis zeolit, kalsit, celadonite, epidot, pumpellyte, klorit, hematit, dan pirit. Secara tekstural andesit hadir sebagai batuan afirik gelas (gak punya fenokris) hingga holokristalin bertekstur afanitik-porfiritik. tekstur vitrphyric (intersertal) bisa muncul dan trachyidal (seperti basalt yang menunjukan adanya aliran, tapi intergranular-porfiritik adalah yang paling khas , breksi hadir umumnya diantara batuan andesit dan yang berhubungan, serta batuan lain. tekstur plagioklas yang hadir biasanya punya zoning. struktur yang hadir hampir sama seperti basalt dan endapan aliran lava vulkanik lainnya: bisa scoria, vesikular, pillow, atau columnar. Andesit berbeda dengan batuan volkanik yang lain (basalt dan ryolit) karena dia berada diantara agak lebih dalam (dibawah permukaan) dan dia sudah banyak berubah sehingga tidak jelas

saat analisis. Tidak jelas ini maksudnya kehadiran pengotor (xenokris dan xenolit)

umumnya hadir dalam singkapan intrusi andesit, dan yang kedua karena banyaknya alterasi yang terjadi pada batuan. petrogenesis berarti berbicara asal muasal magmanya, dimana memeiliki 8 model petrogenesis dari magma andesit ini. model-model ini kebanyakan berhubungan langsung dengan arc (busur di di zona subduksi). proses yang terjadi dalam formasi magma andesit termasuk didalamnya: anateksis, kristalisasi fraksional, magma mixing, assimilation, dan kombinasi dari proses ini. Berbagai jenis model baik arc dan non arc yang menyatukan proses proses diatas berbeda dalam setting tektoniknya. nature dari sumber magma, dan proses ini mempengaruhi perbedaan jenis magma yang diproduksi. Metamorfisme (perubahan tekstur, minralogik dan kimia batuan) yang terjadi

di zona subduk seiring dengan menunjammnya lempeng dipengaruhi oleh beberapa faktor: temperatur awal lempeng, temperatur dari mantle wedge yang ada diatasnya, panjang/lamanya waktu subduksi yang terjadi, jumlah litosfer yang tersubduksi (kurang jelas yang ini nih.. volumenya kali yah), tingkat subduksi (subduction rate), sudut subduksi/penujaman (angle of subduction), jumlah frictional heating dan shear stress yang hadir sepanjang batas zona subduksi. kurva hubungan tekanan, kedalaman, temperatur tleah dibuat oleh Wyllie (1983), kurva istoerm (Marsh) yang juga menghiutng ‘corner flow’ dari zona subduct. sementara para petologis lain seperti Hamilton (1969), raleigh dan Lee (1969), Ringwood (194), Fyfe (1975), dan lain lain lempeng yang menunjam ini (yang turun kebawah) akan mengalami dehidrasi progresif (gambar ke tiga dari ilustrasi 8.6 dibawah). pada kedalman yang dangkal pada tekanann yang tinggi dan temperatur yang tinggi juga akan memlai terjadinya reaksi pada sedimen dan batuan vulkanik di lempeng (Aizawa et al 1999), reaksi metamorfismde yang terjadi disini menghasilkan CO2 dan H2O juga gas metana (CH4). fase fluida akan berevolusi dan mengingkat ke atas lempeng. karena lempeng mendekati kedalman dekat 30 km, bsalt dan gabbro dari plat yang menunjam ini akan mulai berubah menjadi eclogite, suatu jenis batuan anhidrous. selama waktu subduksi, fluida C-O-H akan berlanjut terbentuk dan keluar ke lempeng bagian atas. ketika lempeng tersubduksi bagian atasnya jadi kering, namun defluidalisasi dari lempeng bagian bawah akan ditingalkan karena fluida ini bermigrasi secara paralel atau keatas mengikuti gradien termal. isotherm curve in subduction zone Pada kedalaman 80-120 km, serpentin dan amfibol pada bagian basal (bawah) dari kerak dan subcrustal mantel akan mengalami dehidrasi, dengan resultan fluida yang bergerak ke atas lempeng atau diatas mantle wedge. unsur yang ditransportasikan oleh fluida ini mengubah kimia dari batuan yang diterobosnya. fluida ini dihasilkan oleh reaksi dehidrasi yang menggambarkan temperatur melting dari lempeng oseanik yang tersubduksi, namun masih diperdebatkan apkah hasil dari reduksini ini cukup untuk menyebabkan melting di bawah kisaran gradien geotermal berdasarkan studi geofisika yang telah dilakukan. beberapa sedimen akan mengalami lmeltign. sementara fluida yang memasuki mantle wedge akan memicu terjadinya metamorfisme dan anteksis. Model dari Formasi magma andesit

Batuan andesit terbentuk memerlukan: (1) subduksi; (2) dehidrasi, (3) metasomatisme dari fluida aktif yang akan merubah komposisi mantel, (4) flux melting, yang dipicu (diinduksi) oleh fluida plate yang tersubduksi, yang merupakan bagian penting dari magma perimer yang membentuk lava, (5) mantle flow, merupakan bagian penting juga untuk proses generasi magma dan dapat memudahkan generasi melalui proses kompresi atau dekompresi dan (6) modifikasi dari berbagai arc magma, melalui mixing, fractionaniton, dan assimilation, yang hadir saat magma tererupsi. 3.4 Asosiasi Batuan basalt Basalt adalah jenis batuan beku vulkanik yang magma pembawanya basalt. Berdasarkan kandungan silika basalt punya range silika 45-50 % (kurang lebih) klasifikasi diagram TAS-aka Total Alkali Silica (normatifnya/kandungan senyawa oksida or kimianya saja bukan modal atau persentasi mineral) kalo berdasarkan persentasi kandungan mineralnya (modal) dominasi plagioklas cukup dominan (IUGS streckeisen).

Tekstur dikytaxitic Struktur yang umum dijumpai pada lava basalt diantaranya vesikular, skoria, dalam dimensi yang lebih besar lagi ada kolumnar joint, lava bantal, flood basalt, basalt plateu dan sebagainya. vesikular dan scoria terbentuk akibat terbebasnya gas gas dalam lava ke udara (mengingat basalt ini merupakan lava yang berviskositas rendah (encer) maka gas gelembung gas di dapat dengan mudah. struktur interserta seperti groundmass halus bertekstur variolitic ternukleasi (terkumpul) menggelembung dan keluar dari dalam lava. adapaun perbedaan etimologis antara keduanya hanya pada struktur rongga dimana scoria memiliki intensitas rongga yang lebih rapat dan mungkin saling terhubung. umum dijumpai pada permukaan aliran lava atau pada lava di permukaan. ketika lava keluar menerobos rekahan pada lingkungan dengan kolom air yang tinggi (tekanan di dasarnya pasti cukup kuat) maka aliran lava akan sedikit terhambat karena impuls tekanan dari kolom air cukup merata maka lava tadi akan menggumpal membentuk struktur seperti gundukan lonjong (bantal) struktur ini dikenal dengan lava bantal (pillow lava) umum

dijumpai pada lingkungan Mid oceanic ridge, atau dasar danau (rift) dengan tekanan kolom air yang tinggi. jadi tidak selalu lava bantal berkaitan dengan lingkungan berair.

Tekstur ophitic (kebetulan contohnya di gabbro) Untuk struktur lain yang lebih spektakuler lagi dikenal dengan kolumnar joint struktur ini terbentuk akibat mekanisme pendinginan mendadak dari aliran lava pada permukaan atau intrusi dangkal (dengan kondisi massa lava yang besar tentunya) dan akibat pendingian mendadak ini maka terjadi gaya regangan pada tubuh lava (tensile stress) rekahan-rekahan tidak dapat diteruskan secara lateral karena mungkin massa tubuh lava lain belum terkonsolidasi tapi diteruskan secara vertikal keatas. bentuk heksagonal dari penampang tubuh joint mungkin mengindikasikan mekanisme dari proses aksi massa cairan lava yang kehilangan kekentalan (seperti halnya mudcrack dan formasi gelembung sabun yang membentuk sudut 60 derajat). telah banyak model yang Teksur subophitic pada gabbro Mineral yang umum dijumpai dalam basalt diantaranya: tentu saja plagioklasnya sangat melimpah, ortopiroksen, olivin, magnetit (minor), dan augit (klinopiroksen). selain itu juga dalam basalt dapat dijumpai mineral asesoris seperti apatit, sfen, ilmenit, pirit, pirotit, pentlandite dan lain lain tergantung kondisi. pada endapan lava basalt yang lebih tua terkadang mineralmineral ini agak berkurang jumlahnya karena rusak akibat alterasi. terutama pada daerah dengan aktivitas hidrotermal yang intens. tekstur trachytic (pada basalt trachyte) terlihat plagioklas menunjukan lineasi arah aliran struktur collumnar joint pada lava basalt perkembangan teori plate tectonic memudahkan praktisi untuk memberikan nama basalt berdasarkan lokasi keterjadiannya seperti MORB basalt (mid oceanic ridge), OIB (oceanic island basalt), BABB (Back arc basin basalt). basalt bisa hadir dari tiga lokasi berdasarkan setting tektoniknya: (1) rift vulcanism, (2) volcanism in subduction zone compressional setting, dan (3) intraplate volcanism. secara kimiawi, MORB memiliki 54% SiO2, dengan nilai K2O yang

rendah (0.1-0.25); dan nilai rasio isotop Sr yang rendah (0.702-0.705); memiliki pola pengayaan REE. juga memiliki nilai rendah dari usnur yang ‘tidak kompatibel’ seperti Rb, Ba, Pb, dan Zr juga hadir. nilai magnesiumnya juga tinggi, nilai magnesium bervariasi mulai dari 0.3 sampai 0.76. nilai rasio isotop Nd bervariasi namun tinggi pada kisaran 0.5122 dan 0.5134 (Raymond, 2002 hal 111). selanjutnya terkdang ditemui perbedaan antara satu tipe basalt MORB yang satu dengan yang lain karena perbedaan karatker kimianya yang signifikan.

BAB IV PENUTUP 4.1 Kesimpan Adapun kesimpulan yang dapat diambil dari makalah ini adalah apabila kedua lempeng saling bertemu dapat menyebabkan berbagai macam gejala alam yang terjadi akibat dari tenaga eksogen da endogen, serta terdapatnya beberapa batuaan yakni berupa batu pasir, andesit, dan batu basalt.

Daftar pustaka http://sessionpresent.blogspot.com/2011/11/gimana-proses-terjadinyagempa.html#ixzz2POpOKWz2 http://www.earth.ox.ac.uk/~oesis/micro/medium/greensand_pm13-30.jpg http://en.wikipedia.org/wiki/Folk_classification) :upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/4/41/Feldspathic-wacke.jpg/371pxFeldspathic-wacke.jpg