-
1
01. Pendahuluan01. Pendahuluan
MFS 1810MFS 1810
SalahuddinSalahuddin HuseinHusein
Jurusan Teknik GeologiJurusan Teknik GeologiFakultas Teknik
Universitas Gadjah MadaFakultas Teknik Universitas Gadjah Mada
20092009
shddin 2009Pendahuluan: Krakatau 1883
Letusan puncak Krakatau pada bulan Agustus 1883 didahului oleh
beberapa letusan kecil. Foto ini diambil pada 27 Mei 1883, satu
minggu setelah letusan pertama. Tampak abu dan asap keluar dari
kawah di sisi selatan pulau.
-
2
(a)Krakatau terletak di Selat Sunda, antara pulau Jawa dan
Sumatra.
(b)Krakatau sebelum dan sesudah letusan 1883. Setelah letusan,
hanya sepertiga pulau yang tersisa.
shddin 2009Pendahuluan: Krakatau 1883
Abu letusan Krakatau tersebar di atmosfer Bumi, menghasilkan
warna lembayung seperti matahari tenggelam. Lukisan ini dibuat oleh
William Ascroft, London (26/11/1883, 4:40 sore).
shddin 2009Pendahuluan: Krakatau 1883
-
3
shddin 2008Ekosfer
Ekosfer adalah model miniatur planet Bumi, merupakan suatu
sistem tertutup yang tersusun udara, air, pasir, dan organisme.
Sistem ini adalah siklus penguraian dan pembaharuan. Jika ada
komponen yang hilang, atau terlalu dominan, sistem akan terganggu
dan seluruh biosfer planet kecil tersebut akan musnah.
shddin 2008Planet Bumi: hanya sebuah planet kecil
-
4
shddin 2008Sistem Planet Bumi
Atmosfer, biosfer, hidrosfer, litosfer, mantel, dan inti
merupakan sub-sistem Bumi. Interaksi mereka membuat Bumi menjadi
planet dinamis, yang terus berevolusi semenjak 4.6 milyar tahun
lalu.
shddin 2008Sistem Planet Bumi
-
5
shddin 2008Terbentuknya Tata Surya(a) ~15 milyar tahun
lalu, nebula terkondensasi,
(b) kontraksi, rotasi, (c) Terpipihkan
menjadi piringan, Matahari di pusat dan planet-planet di
tepi.
(d) Radiasi Matahari membersihkan sebagian gas dan debu.
(e) Planet menyempurnakan pembentukannya.
Gambar diambil dan diolah oleh Hubble Space Telescope
shddin 2008Eagle Nebula
-
6
shddin 2008Terbentuknya Bumi
(a)Mulanya tersusun oleh material dengan komposisi dan densitas
seragam.
(b)Titik leleh besi dan nikel tercapai, inti Bumi terbentuk.
Silikayang lebih ringan membentuk mantel dan kerak.
(c) Lapisan-lapisan Bumi terwujud.
Merkurius:planet yang telah mati, terlalu dekat dengan
Matahari.
Venus: masih hidup, atmosfer CO2 tebal (rumah kaca raksasa),
temperatur 500 oC dan tekanan 90x Bumi.
Mars: planet yang hampir mati, atmosfer CO2 tipis, sedikit air
dalam bentuk es.
shddin 2008Bumi yang UnikBumi: planet yang sangat hidup,
atmosfer nitrogen + oksigen yang cukup dan air dalam 3 fase yang
melimpah.
-
7
shddin 2008Penampang Bumi
shddin 2008Struktur Dalam Bumi
-
8
shddin 2008Litosfer
Lapisan terluar Bumi, berdasarkan sifat fisik, adalah
astenosferdan litosfer. Astenosfer bersifat panas, mendekati titik
leleh, dan mampu bergerak plastis. Litosfer bersifat dingin dan
kaku, mencakup bagian paling atas mantel dan dua jenis kerak: kerak
samudera yang tipis dan berat, dan kerak benua yang tebal dan
ringan.
shddin 2008Ketebalan Kerak dan Prinsip Isostasi
Isostasi adalah kecenderungan universal bagian kerak Bumi untuk
berada dalam keseimbangan gravitasi, yaitu untuk mengatasi
perbedaan densitas dan ketebalan.
-
9
shddin 2008Ketebalan Kerak dan Prinsip Isostasi
shddin 2008Tektonik Lempeng
Sistem tektonik lempeng digerakkan oleh panas dalam Bumi. Arus
konveksi yang sangat lambat bergerak di dalam mantel. Sebagian
material mantel bawah bergerak ke atas membentuk tiang (plume)
mantel.
-
10
shddin 2008Tektonik Lempeng
Analogi arus konveksi pada mantel adalah seperti arus konveksi
pada sepanci sup. Panas dari dasar menyebabkan material mengembang
dan lebih ringan. Material hangat tersebut bergerak ke atas secara
konvektif dan menyebar ke arah lateral. Ketika kembali dingin dan
menjadi lebih berat, material tersebut tenggelam.
shddin 2008Tektonik Lempeng
-
11
shddin 2008Tektonik Lempeng
Gempabumi dan volkanisme menandai batas tepi lempeng. Volkanisme
yang terisolasi disebabkan oleh mantle plume.
shddin 2008Tektonik Lempeng
Penampang ideal hubungan tiga jenis batas lempeng: divergen,
konvergen, dan transform.
-
12
shddin 2008Siklus Batuan
shddin 2008Batuan Beku
(a) Granit, batuan beku intrusif.(b) Basal, batuan beku
ekstrusif.
(a) (b)
-
13
shddin 2008Batuan Sedimen
(a) Konglomerat, terbentuk dari konsolidasi fragmen batuan.(b)
Batugamping, terbentuk dari ekstraksi mineral dari airlaut oleh
organisme.
(a) (b)
shddin 2008Batuan Malihan
(a) Genis, batuan malihan berfoliasi.(b) Kuarsit, batuan malihan
non-foliasi.
(a) (b)
-
14
shddin 2008Tektonik Lempeng dan Siklus Batuan
shddin 2008Hidrosfer
Hidrosfer adalah selubung tipis Bumi yang sangat penting untuk
kehidupan. Mengambil energi dari sinar Matahari, air bergerak dalam
lingkaran besar dari samudera ke atmosfer, melalui daratan dan
kembali ke samudera.
-
15
shddin 2008Siklus Hidrologi
shddin 2008Kecepatan Proses Geologi
-
1
02. Mineral02. Mineral
MFS 1810MFS 1810
SalahuddinSalahuddin HuseinHusein
Jurusan Teknik Geologi Jurusan Teknik Geologi Fakultas Teknik
Universitas Gadjah MadaFakultas Teknik Universitas Gadjah Mada
20082008
shddin 2008Pendahuluan
Mineral intan kualitas permata. Kekerasan, kecemerlangan,
kecantikan, keawetan, dan kelangkaan membuat mereka menjadi batu
permata paling dicari.
-
2
shddin 2008Struktur Atom
Inti yang padat tersusun oleh proton dan neutron serta
dikelilingi oleh awan orbit elektron.
shddin 2008Ion Atom disebut bersifat netral apabila memiliki
jumlah proton dan
elektron yang sama.
Karena letak yang berada di luar dan geraknya yang dinamis
mengorbit inti, elektron berpotensi untuk berpindah-pindah,
sehingga elektron dapat bertambah dan dapat pula berkurang.
Atom-atom yang kelebihan atau kekurangan elektron disebut
bermuatan listrik. Mereka dinamakan ion.
Sebuah atom yang kehilangan elektron memiliki muatan positif,
disebut kation.
Sebuah atom yang memperoleh elektron memiliki muatan negatif,
disebut anion.
-
3
shddin 2008Isotop
Isotop karbon: sebuah atom karbon memiliki nomer atom 6 dan
nomer massa atom 12, 13, dan 14, tergantung pada jumlah neutron di
intinya.
shddin 2008Tabel Periodik Unsur
-
4
shddin 2008Mineral
terbentuk alamiah senyawa anorganik komposisi kimiawi tertentu
struktur kristal tertentu sifat fisik yang konsisten
shddin 2008Mineral : Terbentuk Alamiah
Terbentuk alamiah artinya material kristalin sintetis adalah
bukan mineral.
-
5
Mineral terbentuk oleh atom-atom yang saling mengikat.Ada dua
jenis ikatan yang banyak terbentuk di alam: ikatan ion dan ikatan
kovalen.
Pembentukan ikatan ion antara sodium dan klor dilakukan oleh
pertukaran elektron kulit terluar dari atom sodium kepada atom
klor; proses ini menghasilkan kulit terluar yang stabil bagi kedua
atom tersebut.
shddin 2008Mineral : Terbentuk Alamiah
Ikatan kovalen terbentuk ketika dua atom berbagi elektron.
Ikatan antara silikon dan oksigen, yang banyak jenis mineralnya,
adalah terutama terbentuk oleh ikatan ini.
shddin 2008Mineral : Terbentuk Alamiah
-
6
Gambar sebelah kiri menunjukkan pola kerangka 3-dimensi
atom-atom karbon dalam mineral intan (diamond) yang terbentuk dari
ikatan kovalen.
Gambar sebelah kanan memperlihatkan ikatan kovalen pada grafit
(graphite), tetapi di sini atom-atom karbon membentuk
lapisan-lapisan yang diikat oleh ikatan van der Waals. Lapisan itu
sendiri sangat kuat, namun ikatan antar lapisan sangat lemah.
shddin 2008Mineral : Terbentuk Alamiah
shddin 2008Mineral : Senyawa Anorganik
Senyawa anorganik tersusun sepenuhnya oleh komponen-komponen
non-organik.
Organik: dominan C, N, O, H
-
7
shddin 2008Mineral : Komposisi Kimiawi TertentuBeberapa mineral
sebetulnya adalah kelompok mineral.Semua anggota kelompok umumnya
memiliki jenis struktur yang sama, sifat fisik yang sama, dan
secara kimia saling terkait, namun mereka juga memiliki perbedaan
kimia tertentu.
Contoh: mineral piroksen sebetulnya sebuah kelompok yang
tersusun oleh augit, diopsit, hedenbergit, pigeonit, enstatit,
ferrosilit, dan masih ada beberapa lagi
Gambar mikroskopis dari permukaan kristal grafit. Setiap titik
berwarna kuning adalah atom karbon.
shddin 2008Mineral : Struktur Kristal Tertentu
Struktur kristal suatu mineral adalah pola susunan 3 dimensi
dari atom-atom penyusunnya.
-
8
Struktur kristal sodium klorida, mineral halit (halite). Diagram
sebelah kiri menunjukkan ukuran ion sodium dan klorin, sedangkan
diagram sebelah kanan menunjukkan lokasi setiap ion di dalam
struktur kristal.
shddin 2008Mineral : Struktur Kristal Tertentu
shddin 2008Mineral : Sifat Fisik yang KonsistenIdentifikasi
sifat fisik dipergunakan untuk menentukan jenis mineral tanpa
bantuan peralatan kristalografis atau kimia.
Sifat fisik banyak ragamnya, sebagian meliputi kekerasan,
bentuk, warna, belahan, dan lain-lain..
-
9
Skala Mohs
shddin 2008Sifat Fisik Mineral : Kekerasan
shddin 2008Sifat Fisik Mineral : BelahanBelahan adalah pecahan
yang teratur dan sistematis di sepanjang bidang yang dapat
diperkirakan. Bidang belahan terkontrol secarakristalografis:
mereka berasal dari bidang ikatan lemah dan struktur kristal.
-
10
(a) Belahan 1 arah pada mica.
(b) Belahan 2 arah saling tegak lurus pada feldspar.
(c) Belahan 3 arah saling tegak lurus pada halite.
(d) Belahan 3 arah tidak saling tegak lurus pada calcite.
shddin 2008Sifat Fisik Mineral : Belahan
Gambar ini adalah sayatan tipis dari mineral amfibol (amphibole)
berukuran ~1 cm, memperlihatkan dua bidang belahan yang bertemu
pada sudut lancip.
Semua mineral amfibol akan memperlihatkan pola belahan seperti
ini.
shddin 2008Sifat Fisik Mineral : Belahan
-
11
shddin 2008Sifat Fisik Mineral : BelahanIni adalah contoh
berukuran beberapa cm dari mineral yang sama, amfibol. Tampak bahwa
menentukan belahan pada contoh mineral tidak selalu mudah.
Perhatikan dimana contoh tersebut pecah untuk kehadiran
bidang-bidang belahan yang berulang.
shddin 2008Sifat Fisik Mineral : BelahanPenting untuk
diperhatikan:- Jumlah bidang belahan- Kualitas belahan- Sudut
belahan
Kalsit adalah mineral yang mudah pecah dalam 3 bidang yang tidak
saling tegak lurus.
-
12
shddin 2008Sifat Fisik Mineral : Bentuk KristalKristal
seringkali memiliki bentuk tertentu. Contohnya: garnet (garnet)
memiliki bentuk dodekahedra (12 sisi), pirit (pyrite) memiliki
kubik (6 sisi).
Perhatikan bahwa tidak satu pun dari kedua mineral tersebut
memiliki bidang belahan yang jelas. Meskipun struktur
kristalnyamembuat kristal dengan bentuk bangun yang berkembang
baik, jika pecah kedua mineral tersebut tidak akan membelah pada
bidang yang teratur.
Kristal suatu mineral berkembang dalam berbagai bentuk, beberapa
diantaranya adalah:(a) Kristal kubik (6 sisi), misal: halit
(halite), galena (galena), dan
pirit (pyrite).(b) Kristal dodecahedral (12 sisi), misal: garnet
(garnet).(c) Kristal oktahedral (8 sisi), misal: intan
(diamond).(d) Kristal prisma terpancung piramida, misal: kuarsa
(quartz).
shddin 2008Sifat Fisik Mineral : Bentuk Kristal
-
13
shddin 2008Sifat Fisik Mineral : Bentuk Kristal
Semua kristal turmalin (tourmaline) memiliki penampang trigonal
membulat.
shddin 2008Sifat Fisik Mineral : Bentuk KristalSebagian menyebut
bentuk kristalnya sebagai acicular(seperti jarum), radiating,
prismatic (seperti tongkat), fibrous (seperti serat), globular
(seperti balon), dan lain-lain
-
14
shddin 2008Sifat Fisik Mineral : Bentuk KristalBeberapa mineral
cenderung tidak memiliki bentuk kristal yang baik.
Malasit (malachite) atau hydrous Cu-carbonate cenderung
membentuk agregasi kristal fibrous. Kenampakan bergelombang
tergantung pada bagaimana cara memotong sampel.
shddin 2008Sifat Fisik Mineral : Bentuk Kristal
Perak (silver) dan emas (gold) memiliki bentuk tidak beraturan,
bahkan kadang berbentuk kawat yang tersusun oleh kristal-kristal
kecil.
-
15
shddin 2008Sifat Fisik Mineral : Bentuk KristalSuatu mineral
dapat memiliki banyak bentuk kristal, contoh: kalsit (calcite).
Intan : telah dibentuk (dipotong, dihaluskan, dipoles).
Intan : original.
shddin 2008Sifat Fisik Mineral : Bentuk Kristal
-
16
shddin 2008Sifat Fisik Mineral : Sudut Antar Muka KristalSemua
kristal kuarsa (quartz), apa pun bentuk dan ukurannya, memiliki
sudut antar muka (interfacial angles) tertentu dan konstan.
Tampak samping dan penampang 3 kristal kuarsa (quartz) yang
memperlihatkan konsistensi sudut antar muka:(a) Kristal yang
terbentuk sempurna,(b) Kristal berukuran besar,(c) kristal yang
tidak berkembang baik.
shddin 2008Sifat Fisik Mineral : Sudut Antar Muka Kristal
-
17
shddin 2008Sifat Fisik MineralWarna : cahaya yang diteruskan
dan
yang dipantulkan.Cerat : warna mineral yang telah
dihancurkan dalam bentuk bubuk.
Kilap : kenampakan mineral dalam memantulkan cahaya.
shddin 2008Sifat Fisik Mineral
Hematit : kilap logam
Ortoklas : kilap non-logam.
-
18
shddin 2008Sifat Fisik Mineral
(a) Grafit, dapat untuk menulis.
(b) Magnetit, bersifat magnetik.
(c) Kalsit, transparan dan refraksi ganda.
shddin 2008Sifat Fisik Mineral
Retakan: bagaimana mineral pecah tidak mengikuti bidang belahan
tertentu (seperti pecahan konkoidal pada kuarsa (quartz) dan gelas
(glass)).
-
19
shddin 2008Sifat Fisik MineralMineral seperti sulfur (sulphur)
selalu berwarna kuning dan lembut.
shddin 2008PolimorfIntan (diamond) dan grafit (graphite)
terbentuk seluruhnya oleh karbon, namun keduanya memiliki sifat
fisik yang sangat berbeda.
Polimorf (polymorphs) adalah material dengan komposisi kimia
yang sama namun berbeda struktur kristalnya.
-
20
shddin 2008Mineral-Mineral Silikat Kelompok mineral yang
membentuk 95% kerak Bumi adalah
silikat, sehingga mereka merupakan mineral pembentuk batuan
(rock-forming minerals) yang paling penting.
Beberapa mineral yang paling penting dalam kelompok silikat
adalah:
- Kuarsa (quartz)- Feldspar (feldspar)- Mika (mica)- Amfibol
(amphibole)- Piroksen (pyroxene)- Olivin (olivine)- Garnet
(garnet)
shddin 2008Unsur dan Mineral yang Banyak Dijumpai
-
21
shddin 2008Rock Forming Minerals
silicon atom at center
schematic representation
oxygen atoms
Secara sistematis berbentuk piramida
shddin 2008Mineral-Mineral Silikat Bangun paling dasar dari
kelompok mineral silikat adalah
tetrahedron silika.
Setiap tetrahedron dibentuk oleh sebuah atom silikon
dikelilingioleh empat atom oksigen. Kelompok ini memiliki muatan
negatif -4, sehingga akan membuat ikatan dengan kation.
-
22
amphibole group
pyroxene group
mica group
tourmalineolivine, garnet
Increa
sing
comp
lexity
shddin 2008Mineral-Mineral Silikat
the triangles represent silica
tetrahedra, viewed from above
metal cations (Fe, Mg, Ca)
shddin 2008Mineral-Mineral Silikat : Struktur PiroksenSetiap
tetrahedron silika dalam piroksen saling terikat satu sama lainnya,
membentuk satu rantai panjang.
-
23
the triangles represent silica
tetrahedra, viewed from above
metal cations (Fe, Mg, Ca)
shddin 2008Mineral-Mineral Silikat : Struktur AmfibolJaringan
silikat dalam amfibol dibentuk oleh dua rantai saling
terhubung.
view from above at silica layer
side view
metal cations (Fe, Mg, Ca)interlayer cations (Na, K, H2O)
shddin 2008Mineral-Mineral Silikat : Struktur MikaMika adalah
silikat dengan struktur lembaran. Tetrahedra silikat bergabung
membentuk lembaran 2-D.
Masing-masing lembaran terikat secara lemah oleh lapisan
kation.
-
24
shddin 2008Mineral-Mineral Silikat : Silikat KompleksMineral
kuarsa (quartz) memiliki bentuk jaring silikat yang paling
kompleks, dimana setiap tetrahedron silika saling terhubungkan satu
dengan lainnya secara rumit.
shddin 2008Ferromagnesian Silicates
Common ferromagnesian silicates: (a) Olivine(b) Augite, a
pyroxene
group mineral; (c) Hornblende, an
amphibole group mineral
(d) Biotite mica.
-
25
shddin 2008Nonferromagnesian Silicates
Common nonferromagnesian silicates:(a) Quartz (b) Potassium
feldspar (orthoclase) (c) Plagioclase feldspar (d) Muscovite
mica
shddin 2008Mineral-Mineral Silikat : Feldspar & Kuarsa
Feldspar memiliki 2 belahan, berbentuk kristal balok.
Kuarsa tidak memiliki belahan, umumnya berbentuk kristal
prismatik.
-
26
shddin 2008Mineral-Mineral Silikat : Feldspar & Kuarsa
Struktur feldspar memiliki bidang-bidang ikatan lemah, yang
membentuk belahan.
Struktur kuarsa tidak memiliki bidang dengan ikatan lemah,
sehingga tidak ada belahan.
shddin 2008Ragam Kuarsa(a) colorless quartz(b) smoky quartz(c)
amethyst(d) agate(e) rose quartz
-
27
Plagioklas (plagioclase) = Ca,Na feldsparFeldspar alkali (alkali
feldspar) = K, Na feldspar
shddin 2008Mineral-Mineral Silikat : Feldspar
Feldspar plagioklas menunjukkan striasi pada satu bidang
belahnya, hal ini tidak pernah tampak pada feldspar alkali.
Beberapa jenis plagioklas juga tampak berkilau.
shddin 2008Mineral-Mineral Non-SilikatMeski mineral-mineral
kelompok silikat sangat penting, namun ada pula mineral-mineral
lain yang juga penting dalam membentuk batuan.
Kalsit calcite (CaCO3) penyusun batugamping dan marmer. Gipsum
gypsum (CaSO4.2H2O) mineral evaporit yang umum
dijumpai. Halit halite (NaCl) mineral evaporit yang umum
dijumpai. Magnetit magnetite (Fe3O4) mineral minor yang banyak
dijumpai dan sebagai bijih besi. Pirit pyrite (FeS2) mineral
minor yang banyak dijumpai. Galena galena (PbS) bijih timbal.
Grafit graphite (C) mineral minor yang banyak dijumpai.
-
28
shddin 2008Mineral Non-Silikat
(a) Calcite (CaCO3) adalah mineral karbonat yang utama. (b)
Galena (PbS) adalah mineral sulfida dan bijih timbal.(c) Gypsum
(CaSO4.2H2O) adalah mineral sulfat yang utama.(d) Halite (NaCl)
adalah contoh mineral kelompok halida.
shddin 2008Rock Forming Minerals
Batuan beku granit tersusun utamanya oleh feldspar alkali dan
kuarsa, sedikit feldspar plagioklas, dan mineral aksesoris seperti
mika biotit. (a) Sampel setangan. (b) Fotomikrograf.
-
1
03. Batuan Beku03. Batuan Beku
MFS 1810MFS 1810
SalahuddinSalahuddin HuseinHusein
Jurusan Teknik GeologiJurusan Teknik GeologiFakultas Teknik
Universitas Gadjah MadaFakultas Teknik Universitas Gadjah Mada
20082008
shddin 2008Magma Batuan beku (igneous rock;
dari Bahasa Latin: ignis = api) adalah batuan yang terbentuk
langsung dari pembekuan magma.
Magma adalah zat cair-liat-pijar yang merupakan senyawa silikat
dan ada di bawah kondisi tekanan dan suhu tinggi di dalam tubuh
bumi (kerak atau mantel).
-
2
shddin 2008Magma
> 65
53 - 65
45 - 52
Kandungan silika (%)
Non-ferromagnesian silicatesAsam (felsic)
Campuran dari mineral kelompok asam dan basa
Intermediate
Ferromagnesian silicatesBasa (mafic)
Kelompok mineralJenis Magma
shddin 2008
Unsur-unsur utama (total 98.03%) penyusun magma:Oksigen (O-2)
45.20%Silikon (Si+4) 27.20%Aluminium (Al+3) 8.00%Besi (Fe+2,+3)
5.80%Kalsium (Ca+2) 5.06%Magnesium (Mg+2) 2.77%Sodium (Na+1)
2.32%Potassium (K+1) 1.68%
Magma
Magma memiliki densitas lebih kecil daripada batuan di
sekitarnya, sehingga magma cenderung naik ke atas menuju
permukaan.
Sebagian magma mengalir di permukaan sebagai lava, sebagian lagi
dilontarkan dengan kuat ke udara sebagai material piroklastik
(pyroclastic; dari Bahasa Yunani: pyro = api dan klastos =
hancur).
-
3
shddin 2008Magma Lava yang keluar di permukaan tercatat memiliki
kisaran
temperatur 1000 1200 oC. Ketika St. Helens meletus di tahun
1980, material piroklastik yang dilontarkannya memiliki temperatur
sekitar 300 420 oC, diukur saat 2 minggu setelah letusan!
Magma memiliki sifat viskositas, atau resistensi untuk mengalir,
yang dikontrol oleh kandungan silika. Mineral silika tersusun oleh
jaringan tetrahedra dengan ikatan antar atom yang sangat kuat,
sehingga sulit untuk bersifat mengalir. Semakin asam magma, semakin
banyak mineral silika, semakin kental atau semakin tinggi
viskositasnya. Sebaliknya magma basa; dimana pada letusan 1783 di
Iceland pernah diukur pergerakan magmanya mencapai jarak 80 km.
shddin 2008Deret Reaksi Bowen Urutan
kristalisasi dari mineral-mineral pembentuk batuan beku
menyediakan kunci terhadap pemahaman sejarah pendinginan magma.
Asumsi dasar: semua magma berasal dari magma induk basa.
-
4
shddin 2008
Dalam deret diskontinyu (discontinuous branch), yang hanya
tersusun oleh mineral ferro-magnesian silicates, satu mineral
berubah menjadi mineral lainnya pada kisaran temperatur tertentu
dengan melakukan reaksi terhadap sisa larutan magma.
Bila pendinginan berlangsung terlalu cepat dimana mineral yang
telah ada tidak sempat bereaksi seluruhnya dengan sisa magma,
seringkali mineral tersebut memiliki rim (selubung) yang tersusun
oleh mineral yang terbentuk sesudahnya. Misalkan: olivin dengan rim
piroksen.
Ketika biotit telah mengkristal, pada dasarnya semua besi dan
magnesium di dalam larutan magma telah selesai dipergunakan untuk
membentuk mineral. Berakhir pula deret diskontinyu.
Deret Reaksi Bowen
shddin 2008
Demikian pula dengan deret kontinyu (continuous branch), yang
hanya dibangun oleh mineral fledspar plagioklas. Plagioklas kaya
kalsium terbentuk lebih dahulu, untuk kemudian ketika temperatur
turun akan bereaksi dengan sisa larutan magma membentuk plagioklas
yang sedikit kaya sodium. Demikian seterusnya hingga semua kalsium
dan sodium habis dipergunakan.
Bila pendinginan terlalu cepat, akan terbentuk zoning pada
plagioklas, dimana plagioklas kaya kalsium dikelilingi plagioklas
kaya sodium.
Deret Reaksi Bowen
-
5
shddin 2008
Bila kedua deret tersebut telah selesai dan semua besi,
magnesium, kalsium, dan sodium telah habis, idealnya yang tersisa
di dalam larutan magma hanyalah potassium, aluminium, dan
silika.
Semua unsur sisa tersebut akan bergabung membentuk ortoklas
potassium feldspar (KAlSi3O8).
Jika tekanan air cukup tinggi, lembaran silika dalam bentuk
mikamuskovit akan terbentuk.
Sisanya, larutan magma didominasi oleh silika dan oksigen, akan
membentuk mineral kuarsa (SiO2).
Kristalisasi feldspar potassium dan kuarsa bukanlah deret
reaksi, karena mereka terbentuk saling independen.
Deret Reaksi Bowen
shddin 2008Deret Reaksi Bowen
-
6
shddin 2008Deret Reaksi Bowen
Fotomikrograf dari kristal plagioklas terzonasi, inti kaya
kalsium dikelilingi secara gradual oleh material kaya sodium. Magma
yangmengandung kristal seperti ini mengalami proses pendinginan
yang terlalu cepat untuk membiarkan transformasi sempurna dari
plagioklas kaya kalsium menjadi plagioklas kaya sodium.
shddin 2008Proses Pembentukan Magma Secara global, magma muncul
di permukaan pada dua zona: (1)
zona pemekaran lempeng samudera, dan (2) zona penunjaman lempeng
samudera.
Gradien panas bumi (geothermal gradient) bertambah bila semakin
dalam. Nilainya rata-rata 25 oC/km. Sehingga semakin dalam batuan
semakin panas, namun tetap bersifat padat, karena suhu lelehnya
juga meningkat dengan bertambahnya tekanan.
Tetapi dibawah zona pemekaran lempeng, temperatur melebihi suhu
leleh, karena tekanan berkurang akibat terbukanya lempeng.
Ditambah lagi dengan adanya air laut yang masuk lewat retakan
batuan turut mengurangi suhu leleh di bawah zona pemekaran, karena
air membantu energi panas dalam memecahkan ikatan kimia dalam
mineral.
-
7
shddin 2008
(a) Suhu leleh meningkat dengan bertambahnya tekanan, sehingga
penurunan tekanan pada suatu tubuh batuan panas dapat menyebabkan
pelelehan.
(b) Kurva leleh bergeser ke kiri ketika terdapat air yang
membantu lepasnya ikatan kimia didalam mineral.
Proses Pembentukan Magma
shddin 2008Proses Pembentukan Magma di Zona Pemekaran Magma yang
terbentuk di zona pemekaran bersifat basa (45
52 % silika).
Tetapi batuan mantel atas darimana magma berasal bersifat
ultrabasa (
-
8
shddin 2008Proses Pembentukan Magma di Zona Pemekaran Mengacu
pada reaksi Bowen, urutan mineral-mineral tersebut
meleleh adalah terbalik dengan urutan kristalisasinya. Sehingga
kuarsa, feldspar potassium, dan plagioklas kaya sodium, meleleh
terlebih dahulu sebelum silika ferromagnesian dan plagioklas kaya
kalsium.
Sehingga ketika batuan ultrabasa mulai meleleh, mineral-mineral
kaya silika meleleh terlebih dahulu, diikuti oleh yang kurang
kandungan silikanya. Sehingga jika pelelehannya tidak sempurna,
akan terbentuk magma basa yang lebih banyak kandungan silikanya
daripada batuan induknya.
shddin 2008Proses Pembentukan Magma di Zona Penunjaman Magma
yang terbentuk di zona pemekaran bersifat menengah
(53 65 % silika) dan asam (>65 % silika), berasal dari batuan
penyusun kerak samudera yang bersifat basa (45 52 % silika).
Perubahan komposisi dari batuan induk basa menjadi magma
menengah dan asam dapat dijelaskan dengan proses pelelehan sebagian
(partial melting).
Partial melting terjadi ketika lempeng samudera yang menunjam
mencapai kedalaman tertentu dimana temperaturnya cukup tinggi untuk
memulai pelelehan sebagian.
Air laut yang sebagian terbawa oleh batuan kerak samudera hingga
kedalaman tertentu menjadi terpanaskan dan mempercepat proses
pelelehan dan pembentukan magma.
-
9
shddin 2008Proses Pembentukan Magma di Zona Penunjaman Pengayaan
kandungan silika bukan hanya karena proses partial
melting pada batuan kerak samudera yang basa, namun juga terjadi
pada batuan sedimen kaya silika yang ikut terseret bersama-sama
penunjaman lempeng samudera.
Selain itu ketika magma naik menembus kerak benua, pengayaan
(enrichment) karena reaksi magma dengan batuan sekitar yang kaya
silika, semakin menambah asam magma yang terbentuk.
shddin 2008Proses Pembentukan Magma di Zona Penunjaman
-
10
shddin 2008Perubahan Komposisi Magma Komposisi magma dapat
berubah oleh pengendapan kristal
(crystal settling), suatu proses yang melibatkan pemisahan
mineral oleh pengendapan akibat gaya gravitasi.
Olivin, mineral silikat feromagnesian pertama terbentuk dan
berat jenis paling besar, cenderung tenggelam ke bagian bawah
magma, membuat magma bagian atas lebih kaya silika, sodium, dan
potassium.
Observasi pada sill menunjukkan bagian dasarnya memang lebih
banyak mengandung olivin dan piroksin dibandingkan bagian atas.
Proses pengendapan kristal ini tidak efektif untuk menghasilkan
magma asam, karena diperkirakan untuk membentuk suatu volume magma
asam dibutuhkan magma basa 10 kali lebih banyak. Hal ini tidak
dijumpai pada tubuh-tubuh batuan intrusi.
shddin 2008Perubahan Komposisi Magma Komposisi magma juga dapat
berubah oleh asimilasi
(assimilation), suatu proses dimana magma bereaksi dengan batuan
di sekitarnya (disebut country rock).
Bukti adanya asimilasi datang dari inklusi (inclusion), yaitu
fragmen country rock yang masuk ke dalam suatu batuan beku yang
menerobosnya.
Meski asimilasi betul terjadi, namun proses ini diperkirakan
tidak efektif untuk menghasilkan magma asam, karena proses
asimilasi juga mempercepat dinginnya magma. Sehingga hanya sedikit
saja jumlah batuan sekitar yang dapat berasimilasi dan merubah
komposisi magma.
-
11
shddin 2008Perubahan Komposisi Magma
shddin 2008Pembentukan Magma dan Tektonik Lempeng
-
12
shddin 2008Batuan Beku Semua batuan beku intrusif dan hampir
semua batuan beku
ekstrusif terbentuk ketika mineral mengkristal dari magma.
Proses kristalisasi melibatkan pembentukan inti
kristal(nucleation) dan pertumbuhannya.
Atom-atom di dalam magma bergerak secara konstan, namun ketika
pendinginan terjadi beberapa atom bergabungmembentuk kelompok kecil
(disebut inti atau nuclei). Dengan bertambahnya atom yang bergabung
dalam urutan yang tertentu, nuclei akan tumbuh menjadi kristal
mineral.
Dalam pendinginan yang cepat, kecepatan pembentukan nuclei
melampaui kecepatan pertumbuhannya, menghasilkan kumpulan
mineral-mineral berukuran halus.
Dalam pendinginan yang lambat, kecepatan pertumbuhan nuclei
melampaui kecepatan pembentukannya, menghasilkan mineral-mineral
yang berukuran besar.
shddin 2008Tekstur Batuan BekuEfek kecepatan pendinginan magma
terhadap pembentukan dan pertumbuhan kristal:(a) pendinginan
yang
cepat menghasilkan butiran kristal kecil dan tekstur
afanitik.
(b) pendinginan yang lambat menghasilkan butiran kristal yang
besar dan tekstur faneritik.
-
13
shddin 2008Tekstur Batuan Beku
Aphanitic, tekstur butiran halus dimana mineral terlalu kecil
untuk dilihat mata telanjang tanpa kaca pembesar.
shddin 2008Tekstur Batuan Beku
Phaneritic, tekstur berbutir kasar dimana mineral dapat mudah
terlihat mata telanjang tanpa kaca pembesar.
-
14
shddin 2008Tekstur Batuan BekuPorphyritic, tersusun oleh
mineral-mineral dengan berbagai ukuran, dengan mineral berukuran
besar yang disebut kristal sulung (phenocryst) dikelilingi mineral
berukuran kecil yang disebut massa dasar (ground mass).
shddin 2008Tekstur Batuan Beku
Tekstur gelasan (glassy texture) berkembang ketika magma
mendingin dengan cepatnya sehingga perpindahan ion-ion untuk
membentuk kristal terhambat. Tekstur gelasan umumnya terbentuk pada
kerak aliran lava dan dalam magma cair.
-
15
shddin 2008Tekstur Batuan Beku
Tekstur vesikular(vesicular texture) terbentuk ketika magma
mengandung sejumlah gas dan uap air yang terperangkap ketika
pendinginan magma berlangsung.
shddin 2008Tekstur Batuan Beku
Tekstur piroklastik (pyroclastic texture) terbentuk ketika
kristal, bongkah batuan dan gelas disemburkan dari kawah gunungapi
sebagai abu panas. Material tersebut kemudian diendapkan sebagai
jatuhan abu (ash fall) atau sebagai aliran abu (ash flow).
-
16
shddin 2008Klasifikasi Batuan Beku
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Batuan ultra basa: peridotite, tersusun sebagian besar oleh
mineral olivine dan pyroxene.
Peridotit diduga merupakan batuan penyusun mantel atas.
Lava ultrabasa paling muda berumur 2.5 milyar tahun.
-
17
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Basalt, tersusun oleh plagioclase, pyroxene, dan olivine.
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Basalt
-
18
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Porphyritic Basalt
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Gabbro, tersusun oleh pyroxene, plagioclase, dan olivine.
-
19
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Gabbro
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Andesite, tersusun oleh plagioclase, pyroxene, dan
amphibole.
-
20
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Porphyritic Andesite
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Diorite, tersusun oleh plagioclase, amphibole, quartz, dan
biotite.
-
21
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Diorite
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Porphyritic Diorite
-
22
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Rhyolite, tersusun oleh K-feldspar, plagioclase, quartz, dan
biotite.
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Rhyolite
-
23
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Granite, tersusun oleh K-feldspar, quartz, plagioclase, dan
biotite.
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Granite
-
24
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Porphyritic Granite
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Pegmatite adalah istilah secara tekstur untuk batuan beku asam
yang ukuran mineralnya sangat besar. Komposisi mineralnya mendekati
granite, dengan ukuran butir mineralnya dapat mencapai lebih dari 3
cm.
-
25
shddin 2008Klasifikasi Batuan Beku Lainnya
ObsidianGelasan(glassy)
Volcanic brecciaTuff
Piroklastik(pyroclastic)
Pumice ScoriaVesikular(vesicular)
Tekstur
Asam BasaKomposisi
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Obsidian
-
26
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Obsidian
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Pumice
-
27
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Pumice
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Scoria
-
28
shddin 2008Contoh Batuan Beku
Tuff
shddin 2008Klasifikasi Batuan BekuBerdasarkan atas letak
membekunya magma:1. Batuan beku dalam (intrusive igneous rocks)
concordant vs
discordant2. Batuan beku luar (extrusive igneous rocks)
-
29
shddin 2008Klasifikasi Batuan Beku
Dike
Sill
-
1
03. Volkanisme dan Batuan Beku03. Volkanisme dan Batuan Beku
MFS 1810MFS 1810
SalahuddinSalahuddin HuseinHusein
Jurusan Teknik GeologiJurusan Teknik GeologiFakultas Teknik
Universitas Gadjah MadaFakultas Teknik Universitas Gadjah Mada
20082008
shddin 2008Pendahuluan
Legenda suku Indian Cheyenne tentang asal terbentuknya Devil's
Tower.
-
2
shddin 2008Klasifikasi Batuan BekuBerdasarkan atas letak
membekunya magma:1. Batuan beku dalam (intrusive igneous rocks)
concordant vs
discordant2. Batuan beku luar (extrusive igneous rocks)
shddin 2008Volkanisme
-
3
shddin 2008Lava
Pahoehoe lava
Aa lava
shddin 2008Lava
Kilauea Volcano, Hawaii, USA
-
4
shddin 2008Lava
Kekar tiang (columnar joint)
shddin 2008Letusan Gunungapi dan Terbentuknya Kaldera
-
5
shddin 2008Monitoring Aktifitas Gunungapi
shddin 2008Dampak Letusan Gunungapi
Kota St. Pierre, Martinique, setelah hancur akibat terjangan
awan panas (nue ardente) hasil letusan Gunung Pelee di tahun 1902.
Hanya 2 orang dari 28.000 penduduk yang selamat.
-
6
shddin 2008Volkanisme dan Tektonik Lempeng
shddin 2008G. Merapi
-
7
Nue ardente - G. Merapi, Jawa Tengah
shddin 2008G. Merapi
Top 10 Letusan Gunungapi shddin 2008
1. Siberia, Rusia (250 jtl) : 3 juta km3 flood basalt
2. Deccan, India (65 jtl) : 1.5 juta km3 flood basalt
3. Toba, Indonesia (75 rtl) : 2800 km3 kaldera
4. Yellowstone, USA (2 jtl) : 2500 km3 kaldera
5. Yellowstone, USA (600 rtl) : 1000 km3 kaldera
6. Yellowstone, USA (1.3 jtl) : 280 km3 kaldera
7. Tambora, Indonesia (1815) : 150 km3 kaldera
8. Mazama, USA (7,6 rtl) : 40 km3 kaldera
9. Santorini, Yunani (1628 SM) : 30 km3 kaldera
10. Krakatau (1883) : 18 km3 kaldera
Catatan: Letusan Tambora (1815) menempati peringkat teratas
(level 7) dalam rangking VEI (volcanic explosivity index; skala 0
8), yaitu suatu peringkat letusan gunungapi dunia tercatat semenjak
tahun 1500 M. Letusan Krakatau (1883) berada dibawah Tambora, yaitu
pada level 6.
-
8
Volcanic Explosion Index (VEI) shddin 2008
Diduga menyisakan
10.000 manusia di dunia
Toba 73,000 yaUltra-Plinian >1000 km3>25 km 8
12.000 meninggal (lokal), 80.000 kelaparan &
meninggal (dunia), "Year without
Summer"
Tambora 1815Ultra-Plinian >100 km3>25 km 7
36.000 meninggal, sebagian besar akibat tsunami
Krakatau 1883Plinian / Ultra-Plinian >10 km3>25 km 6
57 meninggal (lokal)St. Helens 1980 Plinian >1 km
3>25 km 5
4.000 meninggal (lokal)Galunggung 1822 Volcanian / Plinian
>100 juta m
310 - 25 km 4
Ruiz 1985 Volcanian >10 juta m33 - 15 km 3
Galeras 1992 Strombolian /Volcanian >1 juta m31 - 5 km 2
Stromboli, berulang
Hawaiian / Strombolian >10.000 m
3100 - 1000 m 1
Kilauea, berulangHawaiian >1000 m3
-
9
Toba Supervolcano shddin 2008
Toba Supervolcano shddin 2008
-
10
Toba Supervolcano shddin 2008
1. Sibandung caldera (73,000 ya): Young Toba Ash event.
2. Haranggaol caldera (500,000 ya): Middle Toba Ash event.
3. Sibandung caldera (800,000 ya): Old Toba Ash event.
Present-Day Toba Volcanic Landforms shddin 2008
Grey area : topographic depressions.
Green area : updomed areas
V1 : Tandukbenua (Sipisopiso) -active volcano
V2 : Pusubukit active volcano
D1 : Pardepur dacite domes
D2 : Tuk-tuk rhyolite dome
HS : Hot springs
-
11
Evolution of the Toba Post- Mega Eruption shddin 2008
Bahaya Volkanisme shddin 2008
-
12
Volkanisme dan Asal Mula Kehidupan shddin 2008
Batuan beku tersusun oleh unsur-unsur oksigen (O), silika (Si),
aluminium (Al), besi (Fe), kalsium (Ca), magnesium (Mg), natrium
(Na), dan kalium (K).
Gas volkanik tersusun oleh sebagian besar oleh uap air
(>90%), sisanya disusun oleh unsur-unsur hidrogen (H), oksigen
(O), karbon (C), sulfur (S), klorin (Cl), dan nitrogen (N).
Gas-gas volkanik tersebut di permukaan Bumi bergabung untuk
membentuk air (H2O), karbon dioksida (CO2), sulfur dioksida (SO2),
hidrogen sulfida (H2S), karbon monoksida (CO), nitrogen (N2),
hidrogen (H2), asam hidroklorik (HCl), dan metan (CH4).
Senyawa gas-gas tersebut membentuk lautan, atmosfer, dan
kehidupan.
-
1
04. Proses Sedimentasi 04. Proses Sedimentasi dan Batuan
Sedimendan Batuan Sedimen
MFS 1810MFS 1810
SalahuddinSalahuddin HuseinHusein
Jurusan Teknik GeologiJurusan Teknik GeologiFakultas Teknik
Universitas Gadjah MadaFakultas Teknik Universitas Gadjah Mada
20082008
shddin 2008Terbentuknya Batuan Sedimen
Proses terbentuknya batuan sedimen dari batuan yang telah ada
sebelumnya. Material yang berasal dari proses pelapukan kimiawi dan
mekanis, ditransportasikan dalam bentuk larutan dan padat, dan
diendapkansebagai sedimen, yang kemudian terlitifikasimenjadi
batuan sedimen.
-
2
Pelapukan
Differential weathering: terjadi karena batuan berbeda dalam
komposisi dan struktur yang menyebabkan perbedaan tingkat kecepatan
pelapukan.Pelapukan terdiri dari 2 jenis:1. Pelapukan mekanis2.
Pelapukan kimiawi
Pelapukan (weathering) adalah proses hancurnya fisik batuan
(disintegrasi) dan perubahan kimiawi (dekomposisi) batuan dan
mineral pada atau di dekat permukaan bumi.
shddin 2008
Pelapukan MekanisPelapukan mekanis terjadi bila gaya-gaya fisika
memecahkan material batuan menjadi potongan-potongan yang lebih
kecil dengan masih mempertahankan komposisi kimia batuan
induknya.Proses pelapukan mekanis meliputi:1. Pembekuan es (frost
action)2. Pelepasan tekanan (pressure release)3. Pemuaian dan
penyusutan panas (thermal expansion and contraction)4. Pertumbuhan
kristal garam (salt crystal growth)5. Aktifitas organisme
shddin 2008
-
3
Pelapukan Mekanis akibat Pembekuan Es
Pelapukan akibat pembekuan es terjadi ketika air meresap masuk
kedalam bidang retakan dan mengembang ketika membeku.
Pecahan-pecahan batuan akan terbentuk ketika proses tersebut
terjadi berulangkali.
shddin 2008
Pelapukan Mekanis akibat Pelepasan Tekanan
Kekar lembaran pada granit terbentuk ketika erosi menghilangkan
batuan penutup dan menghilangkan gaya tekan yang ada. Batuan
kemudian mengembang dan retakan-retakan yang sejajar bidang
permukaan terbentuk.Proses seperti ini juga seringkali terjadi
dalam proses penambangan (rock burst) yang membahayakan jiwa para
penambang.
shddin 2008
-
4
Pelapukan Mekanis akibat Pemuaian dan PenyusutanBatuan merupakan
konduktor panas yang jelek, sehingga bila terkena panas permukaan
batuan akan lebih memuai daripada bagian dalamnya, mengakibatkan
permukaan batuan mengalami keretakan.
Mineral berwarna gelap lebih menyerap panas dibandingkan dengan
mineral berwarna cerah, menyebabkan heterogenitas tingkat pemuaian
antar mineral dalam suatu batuan.
shddin 2008
Pelapukan Mekanis akibat Kristal Garam
Air yang mengandung garam meresap kedalam kayu, dan ketika
airnya menguap garam yang tertinggal mengembang dan memecahkan
serat-serat kayu.
shddin 2008
-
5
Pelapukan Mekanis akibat Organisme
Akar pepohonan
Jamur
shddin 2008
Pelapukan KimiwiPelapukan kimiwai terjadi ketika material batuan
mengalami perubahan komposisi (dekomposisi) oleh reaksi
kimiawi.
Umumnya ada 3 proses pelapukan kimiawi:1. Solusi
contoh: CaCO3 + H2O + CO2 Ca+2 + 2HCO3-Kalsit Air Karbon ion
ion
dioksida kalsium bikarbonat
2. Oksidasicontoh: 4Fe + 3O2 2Fe2O3
Besi Oksigen Oksida besi (Hematit)
3. Hidrolisacontoh: 2KAlSi3O8 + 2H+ + 2HCO3- + H2O
Ortoklas ion ion airhidrogen bikarbonat
Al2Si2O5(OH)4 + 2K+ + 2HCO3- + 4SiO2Lempung ion ion
silika(Kaolin) potassium bikarbonat
shddin 2008
-
6
Pelapukan Kimia akibat Solusi
Ketika pelarutan (solusi) terjadi, ion-ion suatu materi terpisah
dalam suatu cairan, dan material padat menjadi larut. Air merupakan
pelarut yang efektif karena bentuk molekulnya yang asimetris,
mempunyai muatan listrik positif pada ujung atom hidrogen dan
muatan listrik negatif pada ujung oksigen. Diagram dibawah
menunjukkan proses pelarutan (disolusi) sodium khlorida (NaCl) di
dalam air.
shddin 2008
Faktor Pengontrol Tingkat Pelapukan KimiawiPelapukan kimiawi
bekerja pada permukaan batuan, dimana prosesnya berjalan dari luar
ke arah dalam. Beberapa faktor yang mengontrol tingkat kecepatan
pelapukan kimiawi adalah:1. Ukuran partikel2. Iklim3. Jenis
material induk
shddin 2008
-
7
Ukuran Partikel dan Tingkat Pelapukan
Ketika batuan terbelah menjadi bongkah-bongkah berukuran kecil,
luas permukaannya bertambah namun volumenya tetap. Semakin luas
permukaan suatu batuan, semakin intensif proses pelapukan yang
dialaminya.
shddin 2008
Iklim dan Tingkat Pelapukan shddin 2008
-
8
Material Induk dan Tingkat Pelapukan shddin 2008
Pelapukan Membola
(a)Pelapukan membola terjadi ketika tubuh batuan terbelah-belah
oleh bidang kekar dan mengalami proses pelapukan kimia.
(b)Proses pelapukan kimia tersebut berjalan paling intensif pada
bagian sudut dan tepi bongkah.
(c) Ketika suatu bongkah telah terlapukkan menjadi bola, seluruh
permukaannya akan mengalami proses perlapukan dengan intensitas
yang sama dan tidak akan ada lagi perubahan bentuk; yang berubah
hanyalah ukuran bolanya saja yang terus mengecil.
shddin 2008
-
9
TanahTebal dan tipisnya tanah dipengaruhi oleh beberapa faktor,
yaitu:1. Jenis batuan induk (komposisi mineral batuan induk)2.
Relief topografi permukaan bumi3. Iklim4. Organisme5. Waktu
shddin 2008
Ketebalan Tanah
Dikontrol oleh jenis batuan induk; granit lebih mudah lapuk
dibandingkan dengan kuarsit, sehingga tanahnya pun lebih tebal.
Dikontrol oleh relief topografi; lereng perbukitan yang curam
tidak akan mampu menahan tanahnya dari gerakan massa, sehingga
tanahnya pun lebih tipis, bila dibandingkan dengan dataran.
shddin 2008
-
10
Ketebalan Tanah
Diagram pembentukan tanah sebagai fungsi dari iklim dan
tumbuhan; proses tersebut berlangsung intensif bila curah hujan dan
suhu relatif tinggi.
shddin 2008
Terbentuknya Batuan Sedimen
Proses terbentuknya batuan sedimen dari batuan yang telah ada
sebelumnya. Material yang berasal dari proses pelapukan kimiawi dan
mekanis, ditransportasikan dalam bentuk larutan dan padat, dan
diendapkansebagai sedimen, yang kemudian terlitifikasimenjadi
batuan sedimen.
shddin 2008
-
11
Butiran SedimenButiran (partikel) sedimen dibedakan berdasarkan
ukurannya.Skala Wentworth paling banyak dipergunakan:
shddin 2008
Transportasi SedimenButiran partikel sedimen dipindahkan oleh
agen transportasi sedimen:1. Air2. Angin3. Glasial
Selama proses transportasi, setiap butiran sedimen mengalami:1.
Abrasi yang mengurangi ukuran partikel dan menghaluskan
permukaan
butiran (rounded)2. Sortasi (distribusi ukuran butir dalam satu
kumpulan butiran sedimen)
shddin 2008
-
12
Transportasi Sedimen
Semakin jauh jarak transportasi, semakin kecil ukuran partikel
sedimen dan semakin halus permukaan partikel tersebut
(well-rounded).
Semakin tinggi dan lama durasi kerja energi agen transportasi,
semakin seragam/tersortasi ukuran butiran sedimen
(well-sorted).
Sifat pembulatan (rounding) dan pemilahan (sorting) butiran
sedimen.(a) well-sorted, well-rounded gravel.(b) poorly sorted,
angular gravel.
shddin 2008
Proses LitifikasiProses litifikasi adalah proses perubahan
sedimen menjadi batuan sedimen.
Litifikasi melibatkan dua proses:1. Kompaksi (pemadatan),
melibatkan proses pembebanan dan dapat
mengurangi volume hingga 40% (untuk sedimen lumpur).2. Sementasi
(penyemenan), melibatkan senyawa terlarut yang meresap
melalui medium air kedalam rongga antar sedimen, umumnya terdiri
dari:- Kalsium karbonat (CaCO3)- Silika (SiO2)- Oksida besi (Fe2O3)
hematit - Hidroksida [FeO(OH)] limonit
Kompaksi berlaku efektif untuk butiran sedimen berukuran lumpur,
sedangkan untuk yang berukuran pasir dan yang lebih besar lagi
memerlukan sementasi.
shddin 2008
-
13
Proses Litifikasi shddin 2008
Klasifikasi Batuan Sedimen shddin 2008
-
14
Klasifikasi Batuan SedimenBatuan sedimen detrital tersusun oleh
detritus (partikel padat dari batuan yang telah ada sebelumnya).
Detritus sering pula disebut dengan nama klastika (yang berarti
partikel), sehingga jenis batuannya diidentifikasi memiliki tekstur
klastik.
Batuan sedimen kimiawi berasal dari senyawa terlarut hasil dari
pelapukan kimiawi, dimana aktifitas kimiawi anorganik maupun
organik mengekstraksi senyawa tersebut dan merubahnya menjadi
mineral padat.
Batuan sedimen kimiawi yang dihasilkan oleh aktifitas organisme
lazim disebut sebagai batuan sedimen bio-kimiawi.
shddin 2008
Contoh Batuan Sedimen
Konglomerat
Breksi
shddin 2008
-
15
Contoh Batuan Sedimen
Batupasir
Batulempung
shddin 2008
Contoh Batuan Sedimen
Ooid
Coquina
Batu kapur
Batugamping
shddin 2008
-
16
Contoh Batuan Sedimen
BatubaraBatu rijang
Batu gipsum
Batu garam
shddin 2008
Contoh Struktur Sedimen
Current ripple marks Wave ripple marks
shddin 2008
-
17
Contoh Struktur Sedimen
Mud cracks
shddin 2008
Fosil dalam Batuan Sedimen
Fosil Dinosaurus Fosil Manusia?
Fosil Pepatung
Fosil Trilobita
shddin 2008
-
18
Lingkungan SedimentasiHampir semua sedimen bergerak dari
pegunungan menuju lautan, sehingga lingkungan sedimentasi dapat
dibedakan menjadi 3 kelompok: daratan, pesisir/transisi, dan
laut.
shddin 2008
Lingkungan Sedimentasi GlasialGlasier dapat membawa bongkah
batuan besar, kerakal, pasir, dan lumpur bersama-sama dengan es.
Material-material tersebut sebenarnya diendapkan di tepi glasier
ketika es mencair (A) . Sedimen yang dihasilkan umumnya tidak
terpilah dan tidak berlapis, dengan butiran sedimen berbentuk
runcing-runcing yang terendapkan diatas batuan dasar yang tergerus
dan terpoleskan (B). Sungai yang kemudian terbentuk dari cairan es
dapat bekerja memilah endapan glasial dan mengendapkannya disekitar
tubuh glasier sebagai endapan yang terpilah dan berlapis.
shddin 2008
-
19
Lingkungan Sedimentasi Kipas Aluvial
Lingkungan pengendapan ini umumnya berkembang di kaki
pegunungan, dimana air kehilangan energinya untuk membawa sedimen
ketika melintasi dataran (A). Banjir bandang yang terjadi sangat
cepat merupakan faktor penting dalam proses sedimentasi di
lingkungan ini, yang mengendapkan sedimen-sedimen berukuran besar
(B).
shddin 2008
Lingkungan Sedimentasi Eolian
Angin adalah agen pemilah butiran sedimen yang sangat efektif.
Lempung dan debu dibawa dalam jarak puluhan atau ratusan kilometer
sebelum diendapkan. Pasir dipilah dan ditransportasikan dekat
dengan permukaan tanah. Gravel tidak dapat dibawa secara efektif
oleh angin. Proses utama di lingkungan ini adalah pergerakan gumuk
pasir (A). Pasir ditiup melintasi gumuk dan diendapkan di
sebaliknya, membentuk struktur silang-siur dengan arah kemiringan
mengikuti arah angin (B).
shddin 2008
-
20
Lingkungan Sedimentasi Eolian
Parangtritis, DIY
shddin 2008
Lingkungan Sedimentasi SungaiSungai merupakan saluran
transportasi dimana material hasil erosi dibawa dari daratan menuju
lautan. Sebelum mencapai lautan, hampir semua sungai berkelok-kelok
di sepanjang dataran (A) dan mengendapkan sebagian besar sedimen.
Pada lingkungan ini, sedimentasi terjadi di dasar sungai, pada
gosong sungai, dan pada dataran limpas banjir. Endapan sungai
umumnya dicirikan oleh tubuh channel pasir atau gravel yang
memotong perlapisan horisontal lanau dan lempung (B).
shddin 2008
-
21
Lingkungan Sedimentasi DeltaSalah satu lingkungan sedimentasi
terbesar terjadi ketika aliran sungai memasuki lautan dan
mengendapkan sebagian besar sedimennya pada lingkungan delta.
Umumnya delta sangat kompleks dan tersusun dari banyak lingkungan
pengendapan lainnya, seperti pantai, gosong laut, laguna, rawa,
sungai, dan danau (A). Karena delta merupakan gabungan dari
lingkungan darat dan laut, banyak jenis sedimen yang dihasilkannya
dengan didominasi oleh pasir, lanau dan lempung (B).
shddin 2008
Lingkungan Sedimentasi PantaiBanyak sedimen terakumulasi di
daerah pertemuan darat dan laut, yang biasa disebut daerah
transisi. Dalam lingkungan pesisir ini, hadir pula banyak
sub-lingkungan sedimentasi seperti pantai, gosong, laguna, dan
dataran pasang-surut, masing-masing dengan ciri tersendiri. Ketika
gelombang bekerja dengan kuat, lumpur terbawa jauh dan hanya pasir
serta kerikil saja yang diendapkan sebagai pantai atau gosong (A).
Umumnya endapan pantai berciri terpilah dengan baik, berbentuk
bundar, dan umumnya berlapis dalam perlapisan yang miring landai
(B).
shddin 2008
-
22
Lingkungan Sedimentasi LagunaGosong laut dan terumbu karang
dapat mengisolasi sebagian perairan pesisir, membentuk laguna.
Karena laguna terlindungi dari energi gelombang yang tinggi, airnya
relatif tenang (A). Sedimen berukuran halus, kaya akan bahan
organik, terendapkan sebagai lumpur hitam atau batubara. Bila
laguna terisi penuh sedimen, maka rawa akan berkembang. Pergerakan
turun dan naiknya air laut dapat menggeser posisi gosong
penghalang, sehingga endapan batubara hadir berselang-seling dengan
endapan pasir (B).
shddin 2008
Lingkungan Sedimentasi Dataran Pasang-surutLingkungan dataran
pasang-surut sangat unik, karena terbentuk dari saling pergantian
dari lingkungan laut dangkal dan daratan (A). Energi arus
pasang-surut tidak begitu kuat, sedimen yang mampu dibawa umumnya
lumpur dan pasir, serta struktur ripplehadir di atas permukaan yang
luas. Struktur mud crack umumnya terbentuk ketika air surut.
Endapan dataran pasang-surut dicirikan oleh tumpukan lumpur dan
pasir dalam lapisan horisontal (B) serta memiliki banyak struktur
ripple dan mud crack.
shddin 2008
-
23
Lingkungan Sedimentasi TerumbuTerumbu karang adalah struktur
dinding padat dari kalsium karbonat yang disusun oleh kerangka
binatang laut, umumnya koral. Bentuknya berupa dinding dengan
lereng yang terjal menghadap laut lepas (A). Gelombang dapat
memecahkan sebagian dari dinding tersebut dan bongkahnya terkumpul
di kaki dinding. Penurunan dasar laut secara perlahan menyebabkan
terumbu dapat tumbuh mencapai ketebalan lebih dari 1000 m (B).
Karena terumbu memiliki toleransi ekologis yang terbatas (koral
memerlukan lingkungan laut dangkal yang hangat), endapan terumbu
adalah indikator lingkungan purba yang baik.
shddin 2008
Lingkungan Sedimentasi Terumbu
Parangtritis, DIY
Baron, DIY
shddin 2008
-
24
Lingkungan Sedimentasi Laut Dangkal
Laut dangkal membatasi semua daratan (A) dan sedimen yang
terendapkan sangat tergantung pada kondisi lokal, seperti iklim,
energi gelombang, sirkulasi air, dan suhu. Bila suplai sedimen dari
daratan cukup, pasir dan lumpur akan terendapkan. Bila sedimen
daratan tidak banyak, batugamping akan berkembang. Endapan laut
dangkal dicirikan oleh perselingan batupasir, batulempung dan
batugamping yang tipis-tipis (B).
shddin 2008
Lingkungan Sedimentasi Laut Dalam
Di lingkungan laut dalam, pengendapan sebagian besar disebabkan
oleh arus turbit, yang dicirikan oleh endapan dengan struktur
perlapisan gradasi. Endapan lainnya adalah lumpur berwarna merah
atau coklat yang diendapkan dari suspensi di air laut yang membawa
banyak lumpur dan organisme mikroskopis.
shddin 2008
-
25
Lingkungan Sedimentasi Laut Dalam
Pergerakan arus turbidit pada lereng laut dalam dapat dipicu
oleh longsor atau gempabumi. Sedimen bergerak dalam suspensi, dan
ketika arus melemah, material berbutir kasar diendapkan pertama dan
diikuti oleh material berbutir halus. Lumpur perlahan-lahan
terendapkan ketika arus telah berhenti. Satu kali proses tersebut
akan menghasilkan struktur gradasi lapisan.
shddin 2008
Siklus Naik-Turun Air Laut
Lautan berkembang ke arah daratan. Garis pantai ditandai oleh
endapan pasir yang berubah menjadi lumpur dan karbonat ke arah
laut.
Lautan semakin berkembang ke arah daratan, mengendapkan lapisan
pasir yang ditutupi oleh lumpur dan karbonat.
Semakin berkembang laut, lumpur diendapkan diatas pasir pada
garis pantai mula-mula.
Ketika air laut susut, pasir diendapkan diatas lumpur. Sehingga
urutan vertika endapan yang terbentuk adalah pasir, lumpur,
karbonat, dan pasir.
Tersingkapnya urutan transgresi-regresi (naik-turunnya air laut)
memperlihatkan siklus batupasir, batulempung, batugamping, dan
batupasir.
shddin 2008
-
26
Interpretasi Lingkungan Sedimentasi
Interpretasi lingkungan pengendapan berdasarkan pada jenis
batuan sedimen dan hubungan vertikal dan lateralnya. Urutan
lingkungan pengendapan pada diagram diatas adalah: kipas aluvial,
sungai, rawa, laguna, pantai, dan laut dangkal. Urutan batuan yang
terbentuk adalah: konglomerat, batupasir, batulempung, batubara,
dan batugamping. Mereka terbentuk dalam urutan vertikal ketika
setiap lingkungan bergerak maju dan mundur mengikuti kembang-susut
air laut dalam kurun waktu tertentu.
shddin 2008
-
1
05. Metamorfisme dan 05. Metamorfisme dan Batuan MetamorfBatuan
Metamorf
MFS 1810MFS 1810
SalahuddinSalahuddin HuseinHusein
Jurusan Teknik GeologiJurusan Teknik GeologiFakultas Teknik
Universitas Gadjah MadaFakultas Teknik Universitas Gadjah Mada
20082008
shddin 2008PendahuluanBatuan metamorfik adalah batuan yang telah
berubah karena bertambahnya tekanan dan temperatur (Katili dan
Marks, 1963; hal. 90).
Batuan metamorfik mengalami perubahan mineralogik dan struktur
oleh metamorfisme dan terjadi langsung dari fase padat tanpa
melalui fase cair (Turner, 1954; dalam Williams dkk., 1954; hal.
161-162).
Bahasa Yunani: meta = terubah dan morpho = bentuk
-
2
shddin 2008Agen Metamorfisme
Tekanan Temperatur Fluida
shddin 2008Faktor Tekanan(a) Tekanan litostatis berlaku
seragam ke segala arah di kerak bumi yang disebabkan oleh berat
pembebanan batuan diatasnya. Sehingga, tekanan bertambah seiring
kedalaman.
(b) Gelas styrofoam berukuran 200 ml diturunkan kedalam samudera
pada kedalaman 750 m dan 1500 m. Pertambahan tekanan di segala arah
yang dialami oleg gelas tersebut menyebabkan berkurangnya volume
namun dengan tetap mempertahankan bentuk dasarnya.
-
3
shddin 2008Faktor Tekanan
Granit
Gneiss
Selain tekanan litostatis, batuan juga mengalami stress
diferensial (directed pressure) akibat proses deformasi batuan
selama pembentukan pegunungan.
Ketika tekanan diterima secara non-homogen, satu dimensi akan
menerima stress lebih besar dari yang lain.
shddin 2008Faktor TekananRekristalisasi mineral dalam stress
diferensial selalu berhubungan dengan minimalisasi energi dan
pertumbuhan yang tegaklurus terhadap arah stress maksimum.
-
4
shddin 2008Faktor Tekanan Mineral pada batuan
granit mengkristal dari larutan magma tanpa dipengaruhi oleh
tekanan. Kristal mineral tumbuh bebas ke segala arah.
Mineral mika pada batuan gneisstumbuh tegak lurus terhadap arah
stress maksimum. Granit termetamorfosa dan mengembangkan foliasi
menjadi gneiss.
shddin 2008Faktor TekananTekanan diferensial bersifat tidak
merata ke segala arah, menyebabkan batuan mengalami distorsi,
seperti garnet terpuntir pada gambar di samping.
-
5
shddin 2008Faktor TemperaturPanas merupakan agen metamorfisme
yang penting karena fungsinya untuk meningkatkan kecepatan reaksi
kimia yang akan menghasilkan mineral baru.
Panas didalam proses metamorfisme berasal dari 2 sumber:1. Tubuh
magma intrusif2. Gradien geotermal akibat penimbunan (~250C/km)
shddin 2008Faktor FluidaDalam proses metamorfisme, fluida berupa
air (H2O) hampir selalu hadir dalam jumlah bervariasi diantara
butiran mineral atau di lubang pori bebatuan. Fluida tersebut, yang
umumnya mengandung ion terlarut, mempercepat proses metamorfisme
dengan cara meningkatkan kecepatan reaksi kimia.
Ada 3 sumber air yang terlibat dalam proses metamorfisme:1. Air
terjebak didalam pori batuan ketika batuan tersebut
terbentuk.2. Cairan volatil dari magma.3. Hasil proses dehidrasi
dari mineral jenuh air seperti gipsum
(CaSO4.H2O).
-
6
shddin 2008Faktor FluidaReaksi air dengan batuan sekitar juga
bisa membentuk mineral baru dalam kondisi tekanan dan temperatur
tertentu, seperti:
2Mg2SiO4 + 2H2O Mg3Si2O5(OH)4 + MgOOlivine Air Serpentin terbawa
dalam
larutan
shddin 2008Jenis MetamorfismeDikenal 3 jenis metamorfisme:1.
Metamorfisme kontak, dimana panas magmatik dan fluida
sangat berperan,2. Metamorfisme dinamik, yang dihasilkan oleh
tekanan tinggi
selama deformasi batuan, dan3. Metamorfisme regional, umumnya
terbentuk pada daerah yang
luas dan terkait dengan proses pembentukan pegunungan.
Seringkali batas ketiganya tidak begitu tegas, tergantung pada
agen metamorfisme mana yang paling dominan.
-
7
shddin 2008Metamorfisme KontakMetamorfisme kontak berlangsung
ketika suatu tubuh magma merubah batuan yang telah ada
disekelilingnya.
Faktor-faktor yang penting:1. Temperatur mula-mula tubuh magma
(secara tidak langsung
terkait komposisi: magma basa lebih panas dibandingkan magma
asam),
2. Ukuran intrusi,3. Kandungan fluida magma dan/atau batuan
disekelilingnya.
Seringkali pada fase akhir pendinginan, ketika suatu tubuh
intrusi magma mulai mengkristal, sejumlah besar fluida panas
dilepaskan. Larutan fluida tersebut bereaksi dengan batuan
disekelilingnya dan menghasilkan mineral-mineral metamorfik baru.
Proses ini lazim disebut alterasi hidrotermal dan seringkali
menghasilkan mineral bernilai ekonomis tinggi.
shddin 2008Metamorfisme Kontak
Pengaruh temperatur suatu intrusi terhadap batuan
disekelilingnya dan reaksi kimia yang dihasilkannya
menghasilkanzona konsentris yang disebut aureoles.
-
8
shddin 2008Metamorfisme DinamikMetamorfisme dinamik terjadi
akibat pergerakan patahan dimana batuan terkena tekanan diferensial
yang tinggi di sepanjang zonapatahan.
Batuan hasil metamorfisme dinamik adalah milonit, bersifat
keras, padat, berbutir halus dan dicirikan oleh laminasi tipis.
Foto singkapanSayatan tipis
shddin 2008Metamorfisme RegionalHampir sebagian besar batuan
metamorf dihasilkan oleh proses jenis ini, yang umumnya terjadi di
sepanjang batas lempeng konvergen.
Proses ini membentuk gradasi intensitas metamorfisme dari daerah
yang terkena tekanan dan temperatur tinggi menuju daerah yang hanya
terkena tekanan dan temperatur rendah. Tingkatan metamorfisme
tersebut dapat diidentifikasi berdasarkanmineral indeks.
Contohnya:Mineral indeks dalam proses metamorfisme pada batuan
yang kaya-lempung:
klorit biotit garnet staurolit kyanit silimanit (200OC)
(>500OC)
-
9
shddin 2008Metamorfisme Regional
Perubahan mineral indeks relatif terhadap tekanan dan temperatur
dalam metamorfisme regional pada batuan serpih.
shddin 2008Metamorfisme RegionalKurva keseimbangan Al2SiO5
Andalusit
KyanitSilimanit
-
10
shddin 2008Metamorfisme Regional
shddin 2008Klasifikasi Batuan Metamorf
-
11
shddin 2008Klasifikasi Batuan MetamorfNama batuan metamorf dapat
mengacu pada protolith (batuan asal) atau pada tingkatan
metamorfisme.
Mineral baru yang lebih besar dari mineral sekitarnya disebut
porfiroblas (porphyroblasts).
shddin 2008Klasifikasi Batuan Metamorf
Sekis, difoto tegaklurus bidang foliasi, memperlihatkan lineasi
kristal biotit (porfiroblas).
-
12
shddin 2008Klasifikasi Batuan Metamorf
Sayatan tipis dari sekis (slide sebelumnya) yang dipotong
tegaklurus bidang foliasi. Porfiroblas garnet berbentuk butiran
sedangkan biotit berbentuk pipih dan ikut membentuk foliasi dan
lineasi. Matriks tersusun oleh kuarsa dan muskovit.
Garnet
Biotit
Kuarsa
Muskovit
shddin 2008Tekstur Batuan Metamorf
Sekis mika (tekstur foliasi) Kuarsit (tekstur nonfoliasi)
Kedua foto diatas adalah foto sayatan tipis dengan diameter 3
mm.
-
13
shddin 2008Contoh Batuan Metamorf
Slate: batuan metamorfik terfoliasi yang berbutir halus. Bidang
foliasi umumnya memotong bidang perlapisan batuan asal.
Schist: batuan metamorfik terfoliasi kuat dengan kandungan
mineral pipih yang melimpah, umumnya terdiri dari mineral muskovit
atau khlorit.
shddin 2008Contoh Batuan Metamorf
Gneiss: bidang foliasinya disusun oleh perselang-selingan
lapisan berwarna terang (umumnya mineral feldspar dan kuarsa) dan
lapisan berwarna gelap (mineral silika basa).
Quartzite: batuan metamorfik non-foliasi yang berasal dari
batupasir kaya kuarsa.
-
14
shddin 2008Contoh Batuan Metamorf
Metaconglomerate: seringkali memperlihatkan butiran yang
terlonjongkan.
Marble: batugamping yang mengalami rekristalisasi selama proses
metamorfisme, banyak mengandung mineral kalsit.
phylliteschist
slateshale
shddin 2008Metamorfisme Progresif pada Shale
-
15
shale
1 mm
slate
1 mm
shddin 2008Transisi dari Shale menjadi SlateKedua batuan
berbutir sangat halus. Metamorfisme dan deformasi menyebabkan
mineral lempung rekristalisasi menjadi mika dan reorientasi dalam
bidang planar membentuk slaty cleavage.
shddin 2008Slaty Cleavage
Slaty cleavage umumnya tidak sejajar terhadap bidang
perlapisan.
-
16
slate phyllite
1 mm 1 mm
shddin 2008Transisi dari Slate menjadi PhylliteMika terus
rekristalisasi dan tumbuh membesar (meski belum tampak tanpa alat
bantu visual). Tekstur batuan menjadi tidak planar sempurna.
Phyllite dalam contoh setangan tampak bergelombang dan
bercahaya.
phyllite schist
1 mm 1 mm
shddin 2008Transisi dari Phyllite menjadi SchistProses
rekristalisasi membuat mika, kuarsa dan feldspar berukuran cukup
besar untuk tampak dalam contoh setangan. Batuan terfoliasi sangat
kuat karena dominasi mika dan umumnya memiliki porfiroblas garnet
dan silika alumina.
-
17
schist
1 mm 1 cm
shddin 2008Transisi dari Schists menjadi GneissPada tekanan dan
temperatur yang tinggi, mika mulai berubah dan membentuk mineral
garnet, feldspar dan silika alumina. Proses tersebut dipengaruhi
pula oleh perbedaan mekanika antara mika dan kuarsa + feldspar yang
menghasilkan pita-pita gneiss.
gneiss
shddin 2008Metamorfisme Progresif pada Shale
-
18
shddin 2008Protolith
Marmer dihasilkan oleh metamorfisme pada batugamping.
Kuarsit dihasilkan oleh metamorfisme pada batupasir kuarsa.
shddin 2008Batugamping vs MarmerHampir semua batugamping
berwarna suram sedangkan marmer cerah dengan beberapa cerat
warna.
Warna suram pada batugamping berasal dari material klastik
(lempung) pengotor dan material organik. Proses metamorfisme
menghilangkan material organik (sebagai volatil), mencerahkan warna
batuan, dan lempung terkristalisasi menjadi mineral baru dengan
pola cerat.
-
19
Batupasir Kuarsit
shddin 2008Batupasir vs KuarsitMengapa kuarsit lebih keras
daripada batupasir?
shddin 2008Batupasir vs KuarsitButiran dalam batupasir
direkatkan oleh semen, yang biasanya lemah.Ketika terkena proses
metamorfisme, yang pertama hilang adalah semen.
Selanjutnya, butiran menjadi seperti ter-las-kan, menjadikannya
kerangka padat yang saling mengunci.
-
20
meta-shale
meta-sandstone
shddin 2008Preservasi Struktur Protolith
Metamorfisme terhadap perselingan shale dan batupasir ini masih
memperlihatkan struktur sedimen.
shddin 2008Metakonglomerat
Dalam stress yang sangat tinggi, semua material akan
terdeformasi, termasuk fragmen-fragmen dalam konglomerat.
-
21
shddin 2008Metakonglomerat
Batuan yang berbeda jenis memiliki respon yang berbeda terhadap
stress. Fragmen granit masih tetap bulat, sedangkan fragmen
klastika volkanik menjadi memanjang.
shddin 2008Protolith Batuan Beku Pada metamorfisme derajat
rendah, gelas dan feldspar dalam
batuan volkanik akan rekristalisasi menjadi klorit (mika
hijau),dimana batuan yang dihasilkan disebut greenstone.
Pada metamorfisme derajat menengah hingga tinggi, batuan beku
basa (ekstrusif dan intrusif) menghasilkan batuan metamorf berbutir
kasar yang disebut sebagai amfibolit (amphibolite).
Amfibolit sebetulnya adalah gneiss yang didominasi oleh mineral
amfibol. Pada derajat tinggi, amfibolit juga mengandung garnet.
Batuan beku menengah dan asam yang berbutir kasar akan
rekristalisasi membentuk gneiss, yang teksturnya mirip dengan
gneiss produk metamorfisme tingkat tinggi dari shale.
-
22
Formasi Catoctin, Virginia, ~570 Myr old basaltic lava.
shddin 2008GreenstonePlagioklas feldspar (p) sebelumnya kaya Ca
namun rekristalisasi menjadi kaya Na dalam matriks (m) klorit,
mineral mika Mg yang berukuran lempung.
shddin 2008AmfibolitGreenstone yang mengalami metamorfisme pada
tingkatan lebih tinggi akan menjadi amfibolit.
-
23
blueschist: low T, high P eclogite: high T, very high P
shddin 2008Protolith Batuan Beku di Zona SubduksiZona subduksi
adalah tempat eksklusif untuk mendapatkan metamorfisme tekanan
tinggi dalam temperatur rendah. Batuan beku basalt yang menyusun
kerak samudera akan berubah pertama menjadi sekis biru, kemudian
menjadi eklogit (berbutir kasar tersusun oleh piroksen (jade) dan
garnet).
pada marmer
shddin 2008Urat KuarsaSeperti pada pelapukan kimiawi, reaksi
metamorfisme seringkali menghasilkan kelebihan Si. Silika tersebut
bergerak sebagai fluida melalui batuan hingga mendingin dan
membentuk urat (veins) yang tersusun oleh kuarsa.
pada sekis, kemudian terlipat oleh deformasi berikutnya
-
24
shddin 2008KorundumGneiss dari protolith kaya alumina dapat
mengandung mineral korundum (Al2O3).Korundum berwarna merah disebut
rubi, bila berwarna biru disebut safir. Selain sebagai batumulia,
mineral ini berfungsi sebagai amplas (penghalus)
shddin 2008Migmatit
Migmatite: merupakan metamorfisme derajat tinggi yang
menghasilkan campuran antara batuan metamorf (warna gelap) dan
batuan beku granit (warna cerah). Diduga migmatit terbentuk ketika
tekanan dan temperatur cukup tinggi untuk menyebabkan partial
melting.
-
25
shddin 2008Migmatit
shddin 2008Fasies Metamorfisme
-
26
shddin 2008Fasies Metamorfisme
Fasies greenschist merupakan ciri metamorfisme regional derajat
rendah yang umumnya terjadi di dasar samudera. Warna hijau
dihasilkan oleh klorit, talk, serpentin dan epidot.
Fasies blueschist lazim terbentuk di zona penunjaman. Mineral
berwarna biru adalah amfibol yang stabil pada tekanan tinggi dan
temperatur rendah.
shddin 2008Metamorfisme dan Tektonika Lempeng
-
1
06. Waktu Geologi dan 06. Waktu Geologi dan
GeokronologiGeokronologi
MFS 1810MFS 1810
SalahuddinSalahuddin HuseinHusein
Jurusan Teknik GeologiJurusan Teknik GeologiFakultas Teknik
Universitas Gadjah MadaFakultas Teknik Universitas Gadjah Mada
20082008
shddin 2008Pendahuluan
-
2
shddin 2008Pendahuluan Konsep waktu (yang benar) ditemukan di
Edinburgh pada
dekade 1770-an oleh sekelompok ilmuwan yang dipimpin oleh James
Hutton.
Mereka menantang konsep waktu konvensional yang telah ada di
sepanjang sejarah hidup manusia, yang menyatakan bahwa unit waktu
terukur adalah rentang hidup manusia dan bahwa umur planet Bumi
hanya 6000 tahun (yang dihitung oleh Uskup Ussher berdasarkan
kronologi alkitab).
Hutton dan kawan-kawan telah mempelajari batuan di sepanjang
pesisir Skotlandia dan menyimpulkan bahwa setiap formasi batuan,
betapapun tua, adalah hasil erosi dari batuan lain, yang jauh lebih
tua.
shddin 2008Pendahuluan Penemuan Hutton dkk memperlihatkan bahwa
waktu terentang
sangat jauh melebihi manusia mampu bayangkan. Penemuan tersebut
merubah cara pandang manusia terhadap Bumi, planet, bintang, dan
juga terhadap kehadiran manusia itu sendiri.
Sesungguhnya, konsep waktu yang berdasarkan observasi formasi
batuan tersebut berakar dari prinsip paling dasar dalam ilmu
Geologi, yaitu prinsip keseragaman (uniformitarianisme), yang
menjadi dasar Geologi modern.
-
3
shddin 2008Konsep-Konsep tentang Waktu Geologi Pendapat paling
dominan sebelum abad ke-18 dimiliki oleh
kelompok gereja berdasarkan kajian tekstual terhadap alkitab,
mereka menyatakan umur Bumi tidak lebih tua dari 6.000 tahun.
Penciptaan Bumi dan segala isinya dalam waktu sedemikian singkat
dipercaya melibatkan proses katastropis. Pendapat ini lazim disebut
sebagai teori penciptaan.
Salah seorang ilmuwan pendukung teori penciptaan adalah Baron
Georges Cuvier (1769-1832). Pengamatannya terhadap kumpulan fosil
pada setiap lapisan batuan dianggapnya sebagai bukti adanya
peristiwa bencana alam bersifat katastropis yang memusnahkan setiap
makhluk hidup di setiap kurun waktu tertentu.
shddin 2008Konsep-Konsep tentang Waktu Geologi Upaya ilmiah
untuk menentukan umur Bumi telah dilakukan oleh
beberapa ilmuwan. Georges Louis de Buffon (1707-1788) menyatakan
Bumi mendingin perlahan-lahan dari suatu bola panas. Dengan membuat
percobaan laboratorium dengan beberapa bola besi berbagai diameter
dan dibiarkan dingin mengikuti temperatur kamar, de Buffon
melakukan ekstrapolasi terhadap diameter Bumi sesungguhnya dan
menentukan usia Bumi sekitar 75.000 tahun.
Sekelompok ilmuwan lainnya pada paruh abad ke-18 menghitung
kecepatan pengendapan berbagai sedimen dan melakukan ekstrapolasi
terhadap ketebalan batuan sedimen yang diketahui saat itu,
menghasilkan rerata umur Bumi sekitar 1juta tahun.
-
4
shddin 2008Konsep-Konsep tentang Waktu Geologi John Joly,
seorang geolog Irlandia, pada abad ke-19 berasumsi
bahwa air laut pada mulanya bersifat tawar namun kemudian
menjadi asin akibat mineral garam yang dibawa oleh sungai. Dengan
menghitung volume seluruh airlaut yang ada di Bumi, dia menentukan
waktu 90 juta tahun untuk lautan mencapai kadar salinitas saat ini,
yang kemudian dianggap sebagai umur Bumi.
Pada tahun 1785, James Hutton (1726-1797), seorang geolog
Skotlandia, berdasarkan studi detail terhadap singkapan batuan dan
proses alam yang tengah berlangsung saat itu, mengemukakan prinsip
keseragaman (uniformitarianisme). Konsep tersebut menyatakan proses
geologi yang sama telah bekerja pula pada waktu lampau, dan Hutton
menuliskannya sebagai we find no vestige of a beginning, and no
prospect of an end. Keunggulan prinsip ini lah yang mengantarkan
Hutton sebagai Bapak Geologi Modern.
shddin 2008Konsep-Konsep tentang Waktu Geologi Pada tahun 1830,
Charles Lyell, seorang murid James Hutton,
menerbitkan buku Principles of Geology. Konsep keseragaman
menjadi diterima secara luas oleh kalangan ilmuwan dan usia Bumi
yang sangat tua diterima oleh masyarakat. Kelak, buku tersebut juga
sangat mempengaruhi teori evolusi yang dikembangkan oleh Charles
Darwin pada tahun 1859.
Lord Kelvin (1824-1907), seorang fisikawan Inggris yang sangat
dihormati, pada tahun 1866 mengklaim telah mematahkan fondasi
uniformitarianisme geologi. Beranjak dari asumsi umum bahwa Bumi
berawal dari sebuah bola panas, Kelvin menghitung usia terbentuknya
Bumi berdasarkan suhu leleh batuan, dimensi Bumi dan koefisien
pendinginan. Dia menyatakan umur Bumi tidak mungkin lebih tua dari
100 juta tahun. Pendapat Kelvin membuat masyarakat ilmuwan
terbelah, antara mendukung konsep Hutton atau menerima kalkulasi
Kelvin (yang tampak sangat logis).
-
5
shddin 2008Konsep-Konsep tentang Waktu Geologi
Pada akhirnya, kampanye Kelvin selama 40 tahun harus berakhir
dengan ditemukannya unsur radioaktif di penghujung abad ke-19.
Materi radioaktif dipercaya menjaga panas internal Bumi relatif
konstan. Penemuan radioaktif tersebut sekaligus membuat para geolog
dapat menghitung umur batuan secara mutlak dan menemukan bahwa Bumi
memang sangat tua!
shddin 2008Pendekatan Waktu Geologi Para geolog menggunakan dua
pendekatan berbeda untuk menentukan waktu geologi, yaitu:1.
Penanggalan relatif (relative dating) yang menempatkan
berbagai peristiwa geologi dalam urutan kronologis berdasarkan
posisinya dalam rekaman data geologi.
2. Penanggalan mutlak (absolute dating) menggunakan berbagai
teknik dan hasilnya dinyatakan dalam angka tahun sebelum sekarang.
Yang paling lazim adalah penanggalan radiometrik dengan menggunakan
unsur-unsur radioaktif di dalam batuan.
-
6
shddin 2008Penanggalan Relatif Sebelum berkembangnya teknik
penanggalan radiometrik, para geologi tidak memiliki cara untuk
menentukan umur mutlak dan hanya berpegang kepada metode
penanggalan relatif.
Penanggalan relatif menempatkan berbagai proses geologi dalam
urutan kronologis tertentu, metode ini tidak dapat mengetahui kapan
suatu proses terjadi di masa lampau.
Ada 6 prinsip yang dipergunakan dalam penanggalan relatif:1.
Superposition2. Original horizontality3. Lateral continuity4.
Cross-cutting relationship5. Inclusion6. Fossil succession
shddin 2008Penanggalan Relatif 1. Prinsip superposition (Nicolas
Steno, 1638-1686): dalam suatu
urutan batuan sedimen yang belum terganggu, batuan yang paling
tua diendapkan paling bawah sedangkan batuan yang paling muda
diendapkan paling atas.
2. Prinsip original horizontality (Nicolas Steno, 1638-1686):
dalam proses sedimentasi, sedimen diendapkan sebagai lapisan
horisontal.
3. Prinsip lateral continuity (Nicolas Steno, 1638-1686):
sedimen melampar secara horisontal ke segala arah hingga menipis
dan berakhir di tepi cekungan pengendapan.
-
7
shddin 2008Penanggalan Relatif 4. Prinsip cross-cutting
relationship (James Hutton, 1726-1797):
intrusi batuan beku atau patahan harus lebih muda daripada
batuan yang diintrusi atau yang terpatahkan.
5. Prinsip inclusion: suatu inklusi (fragmen suatu batuan
didalam tubuh batuan lain) harus lebih tua daripada batuan yang
mengandungnya tersebut.
6. Prinsip fossil succession (William Smith, 1769-1839): fosil
yang ada di lapisan paling bawah lebih tua daripada fosil pada
lapisan paling atas.
Principles of Cross-cutting Relationship and Inclusionsshddin
2008
(a) Aliran lava (lapisan 4) membakar lapisan dibawahnya, dan
lapisan 5 mengandung inklusi dari aliran lava, sehingga lapisan 4
lebih muda dari lapisan 3 namun lebih tua dari lapisan 5 dan 6.
(b) Lapisan batuan dibawah dan diatas sill (lapisan 3) terbakar,
menunjukkan bahwa sill tersebut lebih muda daripada lapisan 2 dan
4, namun umur lapisan 5 terhadap sill tidak dapat ditentukan.
-
8
shddin 2008Principles of Cross-cutting Relationship and
Inclusions
(a) Granit lebih muda daripada batupasir karena batupasir
terpanggang pada bidang kontaknya dengan granit dan granit
mengandung inklusi batupasir.
(b) Inklusi granit didalam batupasir menunjukkan granit lebih
tua daripada batupasir.
shddin 2008Principle of Faunal Succession
William Smith mempergunakan fosil untuk mengidentifikasi
perlapisan yang sama umurnya dari berbagai lokasi terpisah, kelak
metode ini dikenal sebagai prinsip faunal succession.
-
9
shddin 2008Ketidakselarasan
Siccar Point, Berwickeshire, Skotlandia tenggara.Disinilah James
Hutton, James Hall dan John Playfair pada tahun 1788 menemukan
prinsip ketidakselarasan.
shddin 2008Ketidakselarasan Waktu geologis bersifat
menerus/kontinyu, namun informasi
dimana waktu tersebut didapatkan berasal dari rekaman batuan
yang bersifat tidak menerus/diskontinyu.
Bidang ketidakmenerusan dalam urutan batuan yang menunjukkan
terganggunya proses sedimentasi dalam waktu yang cukup lama disebut
sebagai bidang ketidakselarasan (unconformity).
Waktu geologi yang hilang dari rekaman batuan, karena tidak
adanya pengendapan batuan, disebut sebagai hiatus.
Sehingga bidang ketidakselarasan bisa juga disebut sebagai
bidang dimana tidak adanya pengendapan (non-deposisi) atau erosi
yang memisahkan batuan yang lebih muda terhadap batuan yang lebih
tua.
-
10
shddin 2008Ketidakselarasan
shddin 2008Ketidakselarasan Terdapat 3 jenis ketidakselarasan:1.
Disconformity (antara 2 unit batuan sedimen yang paralel)2. Angular
unconformity (antara 2 unit batuan sedimen yang
menyudut)3. Nonconformity (antara batuan kristalin dan batuan
sedimen)
-
11
shddin 2008Disconformity
shddin 2008Angular Unconformity
-
12
shddin 2008Nonconformity
shddin 2008Menerapkan Prinsip Penanggalan Relatif
-
13
shddin 2008Menerapkan Prinsip Penanggalan Relatif
shddin 2008Korelasi
-
14
shddin 2008Penanggalan Mutlak Pada tahun 1896, Henri Bacquerel
(1852-1908) menemukan
unsur radioaktif di alam.
Pada tahun 1903, Pierre dan Marie Curie menemukan proses
peluruhan radioaktif.
Lord Rutherford (1871-1937) yang pertamakali mengetahui kegunaan
peluruhan radioaktif untuk menentukan penanggalan geologis secara
mutlak.
shddin 2008Penanggalan Mutlak Prinsip dasar metode ini adalah
menggunakan peluruhan
radioaktif dari isotop unsur beberapa mineral yang terdapat
didalam batuan, yang tingkat kecepatan peluruhan telah diketahui
dalam satuan waktu-paruh (half-life), yaitu jumlah waktu yang
diperlukan untuk merubah separuh inti isotop, dengan cara
membandingkan jumlah atom unsur yang tersisa (parent isotope)
dengan atom unsur yang dihasilkan oleh proses peluruhan tersebut
(daughter isotope).
Pengukuran waktu paruh ditentukan di laboratorium. Dari sampel
batuan, geolog hanya menentukan rasio isotop induk-anak
(parent-daughter ratio) dengan alat bernama mass spectrometer.
-
15
shddin 2008IsotopSebuah atom karbon memiliki nomer atom 6 dan
nomer massa atom 12, 13, atau 14, tergantung pada jumlah neutron
didalam intinya.
Meskipun hampir semua isotop dari 92 unsur alam bersifat
stabil,namun sebagian kecil justru bersifat tidak stabil dan secara
spontan luruh kedalam bentuk isotop yang lebih stabil.
shddin 2008Jenis-jenis Peluruhan Radioaktif
-
16
shddin 2008Peluruhan Radioaktif
Uranium 238 meluruh menjadi stabil sebagai timbal 206 melalui
delapan peluruhan alfa dan 6 peluruhan beta.
shddin 2008Waktu Paruh(A) Hampir semua proses
peluruhan alamiah berjalan secara linear. Jika pasir luruh dalam
waktu 1 jam, maka seluruhnya akan habis dalam waktu 2 jam.
(B) Peluruhan radioaktif berjalan secara eksponensial. Jika -nya
meluruh dalam waktu 1 jam, maka dari sisanya (atau ) akan meluruh
dalam 2 jam. Proses ini diekspresikan dengan istilah waktu paruh
(half-life), dalam contoh ini adalah 1 jam.
-
17
shddin 2008Waktu Paruh
(a) Magma mengandung atom stabil dan atom radioaktif.(b) Ketika
magma mendingin dan mengkristal, sebagian atom
radioaktif bergabung kedalam mineral. Pada kondisi ini, mineral
tersebut mengandung 100% isotop induk dan 0% isotop anak.
(c) Setelah satu waktu paruh terlewati, 50% isotop induk
meluruhmenjadi 50% isotop anak yang lebih stabil.
shddin 2008Waktu Paruh
-
18
shddin 2008Ketidakpastian dalam Penanggalan Radioaktif
Penanggalan radioaktif yang paling akurat umumnya pada
batuan beku, karena mineral hasil kristalisasi magma hanya
mengandung isotop induk saja, sedangkan isotop anak jika telah
terbentuk tidak akan masuk kedalam sistem kristal karena perbedaan
ukuran.
Sehingga yang terukur betul-betul waktu kristalisasi mineral
yang mengandung isotop radioaktif, bukan waktu terbentuknya isotop
tersebut.
shddin 2008Ketidakpastian dalam Penanggalan Radioaktif
Penanggalan radioaktif pada batuan sedimen tidak dapat
dilakukan, karena yang terukur hanyalah waktu terbentuknay
mineral, bukan waktu berlangsungnya sedimentasi.Pengecualian
berlaku pada mineral glaukonit, suatu mineral berwarna hijau yang
mengandung isotop potassium 40 yang akan meluruh menjadi argon 40.
Glaukonit terbentuk di lingkungan laut hasil reaksi kimia dengan
mineral lempung selama proses diagenesa ketika litifikasi.
Meskipun demikian, karena argon adalah gas, maka isotop anak
argon 40 biasanya hilang menguap dari mineral. Sehingga penanggalan
pasangan potassium 40/argon 40 pada glaukonit harus dipandang
sebagai umur minimal.
-
19
shddin 2008Ketidakpastian dalam Penanggalan RadioaktifUmur
mutlak batuan sedimen dapat diperkirakan dari penanggalan mutlak
batuan beku yang ada didekatnya.
shddin 2008Ketidakpastian dalam Penanggalan Radioaktif
Penanggalan radioaktif pada batuan metamorf harus dilakukan
dengan sangat berhati-hati. Panas yang terjadi selama
metamorfisme umumnya menyebabkan isotop anak keluar dari sistem
yang ada. Bila semua isotop anak keluar dan yang tersisa hanya
isotop induk, maka rasio yang terukur kemudian adalah cerminan
waktu metamorfisme, bukan waktu kristalisasi mineral. Namun bila
tidak semua isotop anak keluar selama metamorfisme, maka hasil
penanggalan akan menjadi tidak akurat.
-
20
shddin 2008Ketidakpastian dalam Penanggalan Radioaktif Untuk
menjamin penanggalan radiometrik yang akurat, maka
sampel harus:- segar- tidak lapuk- tidak pernah terkena tekanan
dan temperatur tinggi- selalu lakukan uji silang dengan isotop
lainnya (misal uranium 235/timbal 207 dengan uranium 238/timbal
206; hasil rasio keduanya harus mendekati).
shddin 2008Ketidakpastian dalam Penanggalan RadioaktifPengaruh
metamorfisme terhadap akurasi penanggalan radioaktif:(a) Mineral
ketika terkristal
pada 700 jtl.(b) Mineral ketika 400 jtl.(c) Proses
metamorfisme
pada 350 jtl menyebabkan seluruh isotop anak keluar dari
mineral.
(d) Penanggalan pada saat ini hanya mendapatkan umur
metamorfisme, bukan umur kristalisasi.
-
21
shddin 2008Penanggalan Jejak Fisi (Fission Track) Pemancaran
partikel atom dari peluruhan uranium dalam suatu
mineral dapat menyebabkan rusaknya struktur kristal yang ada.
Dampak kerusakan akan tampak sebagai jejak mikroskopis linear yang
hanya tampak apabila mineral dikenai asam hidrofluorik.
Umur sampel ditentukan berdasarkan jumlah jejak fisi dan jumlah
uranium: semakin tua sampel, semakin besar jumlah jejak fisi.
Metode ini efektif untuk kisaran 40.000 hingga 1,5 juta
tahun.
Problem kemungkinan muncul apabila batuan terkena temperatur
tinggi dimana struktur kristal yang rusak dapat diperbaiki dan
jejak fisinya akan hilang. Umur yang didapat akanjauh lebih muda
dari yang seharusnya.
shddin 2008Penanggalan Jejak Fisi (Fission Track)
Jejak fisi (panjangnya 16 m) dalam kristal apatit dari batuan
beku.
-
22
shddin 2008Penanggalan Radiokarbon Karbon memiliki 3 isotop,
yaitu karbon 12, 13 dan 14. Hanya karbon 14 yang bersifat
radioaktif.
Karbon 14 memiliki waktu paruh 5.730 30 tahun. Praktis untuk
sampel berumur >70.000 tahun.
Penanggalan radiokarbon berdasarkan rasio karbon 14 terhadap
karbon 12 dan umumnya dipergunakan untuk sisa-sisa makhluk
hidup.
shddin 2008Penanggalan Radiokarbon
Produksi karbon 14 di atmosfer tidaklah konstan di sepanjang
waktu, sehingga perbandingan karbon 14/karbon 12 juga tidak
konstan.
Penanggalan radiokarbon kemudian dikoreksi dengan metode
penanggalan lainnya, seperti penanggalan cincin pohon, sebagaimana
pada diagram diatas.
-
23
shddin 2008Penanggalan Cincin Pohon (Tree-Ring Dating) Usia
sebuah pohon dapat ditentukan dengan menghitung jumlah
cincin pertumbuhan yang ada pada pokok pohon bagian bawah.
Setiap cincin mencerminkan masa pertumbuhan satu tahun. Perbedaan
lebar setiap cincin dapat dipergunakan sebagai kunci untuk
mencocokkan usia pertumbuhan dari berbagai pohon.
Prosedur mencocokkan pola cincin dari berbagai pohon di suatu
tempat disebut sebagai penanggalan silang (cross-dating).
Dengan mengkorelasikan sekuen cincin pohon yang sudah
teridentifikasi dari pohon yang masih hidup hingga sisa-sisa pohon
yang telah mati, suatu skala waktu dapat dibuat hingga 14.000 tahun
silam.
Metode ini sangat berguna untuk penanggalan peristiwa geologi
muda.
shddin 2008Penanggalan Cincin Pohon (Tree-Ring Dating)
Dengan metode cross-dating, pola cincin-pohon dari berbagai
pohon dan kayu dapat saling dicocokkan untuk membuat kronologi
lebar cincin.
-
24
shddin 2008Skala Waktu Geologi
shddin 2008Beberapa Bukti Pendukung Pertanyaan tentang umur Bumi
sesungguhnya juga pertanyaan
tentang usia Matahari dan benda-benda angkasa lainnya, karena
diyakini semuanya terbentuk bersamaan dari material debu jagad
semesta.
Para ahli astronomi telah menghitung rasio mula-mula hidrogen
dan helium di dalam Matahari dan jumlahnya kini, memperkirakan usia
Matahari sekitar 4,6 milyar tahun.
Meteorit yang jatuh ke Bumi menunjukkan sebagian dari mereka
(dan yang tertua) terbentuk sekitar 4,5 milyar tahun lalu.
Batuan yang dibawa dari Bulan menunjukkan usia paling tua
sekitar 4,53 milyar tahun lalu.
-
25
shddin 2008Beberapa Bukti Pendukung Material tertua di Bumi
adalah butiran zircon dari Australia Barat
yang berumur 4,4 milyar tahun lalu.
Batuan tertua di Bumi adalah gneiss Acasta berusia 4,0 milyar
tahun lalu dari Kanada baratlaut.
Tanpa mengembangkan konsep waktu geologis, seorang mahasiswa
geologi tidak akan mampu memahami arti besar dari proses geologi
yang berjalan sangat lambat, seperti pelapukan dan pelarutan. Arti
dari proses-proses te