Sedimen Klastik Terrigenous

Source : Sam Boggs Jr : Sedimen Klastik Terrigenous 

Sedimen Klastik Terrigenous : Kerikil, Pasir dan Lumpur
(Terrigenous clastic sediments : gravel, sand and mud)


Empat kelompok utama batuan dapat dikenali berdasarkan komposisinya; sedimen klastik terrigenous, sedimen karbonat, endapan evaporasi, dan volkaniklastik. Komposisi umum dan khusus menentukan sifat sedimen dan karakter batuan sedimen yang terbentuk. Skema klasifikasi, penamaan, dan deskripsi telah dikembangkan untuk mengategorikan sedimen dan batuan sedimen melalui ciri-ciri material tertentu. Deskripsi sedimen dan batuan sedimen termasuk memperkirakan asal mineral dan penyusun biogenik. Analisis kuantitatif berupa ukuran butir, bentuk, dan distribusi partikel. Deskripsi litologi dapat dibuat dari material yang lepas atau hand specimen dan dilengkapi oleh analisis petrografi dengan menggunakan mikroskop. Beberapa informasi tentang proses dan kondisi pengendapan dapat diperoleh melalui penelitian sedimen dan batuan serta dengan tambahan data dari lapangan dan data bawah permukaan. Bab ini membahas sedimen klastik terrigenous (kerikil, pasir, dan lumpur) dan litifikasinya; tersusun oleh mineral dan fragmen batuan yang berasal dari pelapukan dan erosi batuan yang lebih tua.






2.1 Komponen Sedimen dan Batuan Sedimen

Sedimen dan batuan sedimen dapat diklasifikasikan berdasarkan penyusunnya atau asal usul terbentuknya, atau kombinasi keduanya. Pembagian batuan sedimen ada di bawah ini (Gambar 2.1).

MATERIAL KLASTIK TERRIGENOUS

Material berasal dari partikel atau klastik batuan yang lebih tua. Klastik ini adalah detritus erosi dari batuan induk dan umumnya tersusun oleh mineral silikat ; istilah sedimen detrital dan sedimen siliciklastik juga digunakan untuk material ini. Ukuran klastik mulai dari partikel lempung (mikrometer) hingga bongkah (meter). Batupasir dan konglomerat menyusun sebanyak 20% - 25% batuan sedimen dalam rekaman stratigrafi dan batulumpur menyusun 60% dari jumlah total.

KARBONAT

Berdasarkan definisi, batugamping adalah batuan sedimen yang mengandung lebih dari 50% kalsium karbonat (CaCO3). Di lingkungan alam, bagian keras organisme, khususnya invertebrata seperti moluska, adalah sumber utama kalsium karbonat. Batugamping menyusun 10% - 15% batuan sedimen dalam rekaman stratigrafi.

EVAPORASI

Evaporasi adalah endapan yang terbentuk oleh pengendapan garam-garam dari air melalui proses penguapan.

SEDIMEN VOLKANIKLASTIK

Hasil dari erupsi volkanik atau hasil dari lapukan batuan volkanik.



SEDIMEN LAINNYA

Sedimen dan batuan sedimen lainnya adalah ironstone, sedimen fosfat, endapan organik (batubara dan serpih minyak), rijang (chert) (batuan sedimen silikaan). Volume ini semua hanya 5 % dari rekaman stratigrafi, tapi beberapa memiliki nilai ekonomi.

Sebagaimana dengan kebanyakan sistem klasifikasi, ada tumpang tindih dan ‘daerah abu-abu’ pada skema ini. Beberapa lapisan batugamping terbentuk dari pengendapan kimiawi kalsium karbonat selama proses penguapan, dan dapat disebut endapan evaporit. Pada kasus lain ada penamaan yang tidak masuk akal ; batuan yang mengandung 51% butir pasir kuarsa dan 49% fragmen karbonatan diistilahkan batupasir karbonatan : dengan
perbandingan yang sebaliknya (49% butir pasir kuarsa dan 51% fragmen karbonatan) disebut batugamping pasiran.

Gambar 2.1 Tabel penyusun-penyusun utama batuan sedimen

2.2 Klasifikasi dan Penamaan Sedimen dan Batuan Sedimen Klastik Terrigenous
Sedimen klastik terrigenous adalah kumpulan (aggregate) lepas dari material klastik yang menjadi batuan sedimen klastik terrigenous bila material terlitifikasi (litifikasi adalah proses pembentukan batuan) (7.21). Lumpur, lanau, dan pasir adalah aggregate lepas ; tambahan imbuhan ‘batu-‘ (batulumpur, batulanau, batupasir) menandakan bahwa material telah terlitifikasi dan telah menjadi batuan padat. Material kerikil lepas dinamakan menurut ukurannya seperti butiran (granule), kerakal (pebble), berangkal (cobble), dan bongkah (boulder) yang dapat terlitifikasi menjadi konglomerat (terkadang ditambahkan ukurannya, contoh konglomerat kerakal / ‘pebble conglomerate’).



2.2.1 Sedimen dan Batuan Sedimen Klastik Terrigenous

Pembagian berdasarkan ukuran butir digunakan sebagai awal untuk mengklasifikasikan dan menamakan sedimen dan batuan sedimen klastik terrigenous ; kerikil dan konglomerat tersusun oleh klastik berdiameter lebih dari 2 mm, butir berukuran pasir antara 2 mm sampai 1/16 mm (63 μm) ; lumpur (termasuk lempung dan lanau) terdiri dari partikel berdiameter kurang dari 63 μm. Ada beberapa jenis skema dan pembagian kategori, tetapi sedimentologist cenderung menggunakan Skala Wentworth (Gambar 2.2) untuk menentukan dan menamakan endapan klastik terrigenous.



2.2.2 Skala Ukuran Butir Udden – Wentworth


Dikenal umum dengan nama Skala Wentworth, skema ini digunakan untuk klasifikasi materi partikel aggregate ( Udden 1914, Wentworth 1922). Pembagian skala dibuat berdasarkan faktor 2 ; contoh butiran pasir sedang berdiameter 0,25 mm – 0,5 mm, pasir sangat kasar 1 mm – 2 mm, dan seterusnya. Skala ini dipilih karena pembagian menampilkan pencerminan distribusi alami partikel sedimen ; sederhananya, blok besar hancur menjadi dua bagian, dan seterusnya.
Empat pembagian dasar yang dikenalkan :
1. lempung (< 4 μm) 2. lanau (4 μm – 63 μm) 3. pasir (63 μm – 2 mm) 4. kerikil / aggregate (> 2 mm)
Skala phi adalah angka perwakilan pada skala Wentworth. Huruf Yunani ‘Ф’ (phi) sering digunakan sebagai satuan skala ini. Dengan menggunakan logaritma 2, ukuran butir dapat ditunjukkan pada skala phi sebagai berikut :
Ф = - log 2 (diameter butir dalam mm)
Tanda negatif digunakan karena biasa digunakan untuk mewakili ukuran butir pada grafik, bahwa ukuran butir semakin menurun dari kanan ke kiri. Dengan menggunakan rumus ini, butir yang berdiameter 1 mm adalah 0Ф; 2mm adalah -1Ф, 4 mm adalah -2Ф, dan seterusnya; ukuran butir yang semakin menurun, 0,5 mm adalah +1Ф, 0,25 mm adalah 2Ф, dan seterusnya.

Gambar 2.2 Klasifikasi ukuran butir skala Udden-Wentworth

2.3 Kerikil dan Konglomerat

Klastik berdiameter lebih dari 2 mm dibagi menjadi butiran, kerakal, berangkal, dan bongkah (Gambar 2.2). Nama yang diberikan untuk kerikil yang terkonsolidasi tergantung pada ukuran butir yang dominan ; contoh, jika kebanyakan klastik berdiameter antara 64 mm hingga 256 mm, batuannya disebut konglomerat berangkal (cobble conglomerate). Istilah breksi umumnya digunakan untuk konglomerat yang tersusun oleh klastik yang bentuknya menyudut (2.6). Pada beberapa keadaan perlu dijelaskan bahwa suatu endapan adalah ‘breksi sedimen’ atau ‘breksi tektonik’ yang terbentuk oleh fragmentasi batuan dalam zona sesar akibat gesekan (friction) antara tubuh batuan yang bergerak. Campuran klastik membundar dan menyudut terkadang diistilahkan breksi-konglomerat. Terkadang kata benda rudite dan kata sifat ruditan digunakan; istilah ini sinonim dengan konglomerat dan konglomeratan.


2.3.1 Komposisi Kerikil dan Konglomerat

Deskripsi selanjutnya kerikil dan konglomerat dapat dilihat dari kehadiran klastik yang ada. Jika semua klastik adalah material yang sama (contoh, granit semuanya), konglomerat disebut monomik. Konglomerat polimik mengandung klastik dari berbagai litologi yang berbeda, dan terkadang diistilahkan oligomik jika hanya terdapat dua atau tiga jenis klastik.
Hampir semua litologi mungkin ditemukan sebagai klastik pada kerikil dan konglomerat. Litologi yang resistan adalah yang tahan terhadap pelapukan fisika dan kimia, memiliki peluang besar terdapat sebagai klastik dalam konglomerat. Faktor yang mengontrol resistansi tipe batuan termasuk mineral yang ada dan kemampuannya menghadapi pelapukan fisika dan kimia dalam lingkungan. Beberapa batupasir hancur menjadi fragmen berukuran pasir ketika tererosi karena butiran-butiran ini memiliki ikatan yang lemah untuk tetap bersatu. Faktor terpenting yang mengontrol jenis klastik yang ditemukan adalah batuan induk yang tererosi dalam daerah sumber. Kerikil akan tersusun oleh klastik batugamping jika daerah sumber hanya tersusun oleh batugamping. Dengan mengetahui jenis klastik dapat ditentukan sumber (atau asal : 5.5) batuan sedimen konglomeratan.




2.3.2 Tekstur Konglomerat

Lapisan konglomerat jarang tersusun sepenuhnya oleh material berukuran kerikil. di antara butiran, kerakal, berangkal ,dan bongkah akan sering hadir pasir sangat halus dan/atau lumpur : material yang lebih halus di antara klastik besar adalah matriks. Jika matriks berjumlah besar (> 20 %), batuan disebut konglomerat pasiran atau konglomerat lumpuran, tergantung pada ukuran butir matriks (Gambar 2.3). Konglomerat intraformasional tersusun dari klastik yang materialnya sama dengan matriksnya dan terbentuk sebagai hasil tersedimentasikan kembali (reworked) yang kemudian terlitifikasi setelah pengendapan.
Proporsi kehadiran matriks adalah faktor penting dalam tekstur batuan sedimen konglomeratan – susunan ukuran butir yang berbeda di dalamnya (2.6). Perbedaan yang umum adalah konglomerat yang clast-supported (maksudnya klastik saling bersentuhan dengan yang lainnya di seluruh batuan) dan yang matrix-supported (klastik dikelilingi oleh matriks). Istilah ortokonglomerat terkadang digunakan untuk menunjukkan bahwa batuan itu clast-supported, dan parakonglomerat untuk tekstur matrix-supported. Tekstur ini penting untuk menentukan model transportasi dan pengendapan konglomerat (contoh, pada kipas aluvial : 8.4).
Susunan ukuran klastik dalam konglomerat juga penting dalam interpretasi proses pengendapan. Dalam aliran air, kerakal lebih mudah bergerak daripada berangkal dan bongkah. Endapan yang tersusun dari bongkah yang ditutupi oleh berangkal dan kerakal dapat diinterpretasikan bahwa terbentuk dari aliran yang kecepatannya semakin menurun. Interpretasi ini adalah salah satu teknik dalam menentukan proses transportasi dan pengendapan batuan sedimen (4.2).

2.3.3 Bentuk Klastik

Bentuk klastik dalam kerikil dan konglomerat ditentukan oleh sifat pecahan batuan induk dan sejarah transportasinya (lihat kebundaran dan kebolaan klastik : 2.6). Batuan yang bidang pecahnya pada semua arah membentuk kubus atau blok yang sama yang akan membentuk klastik spherical (seperti bola) ketika tepinya terbundarkan (Gambar 2.4). Batuan induk yang hancur, seperti batugamping dan batupasir yang berlapis baik, membentuk klastik dengan satu sumbu lebih pendek dari dua sumbu lainnya (Krumbein & Sloss 1951). Diistilahkan bentuk oblate atau piringan (discoid). Bentuk klastik balok (rod) atau prolate tidak umum, umumnya terbentuk dari batuan metamorf dengan kemas linear yang kuat.
Ketika klastik discoid bergerak dalam aliran air akan terorientasi dan tertumpuk, dikenal dengan istilah imbrikasi (Gambar 2.5). Tumpukan ini tersusun dalam pola yang paling stabil dalam aliran, dengan kemiringan klastik discoid ke arah hulu. Pada orientasi ini, air dapat mengalir dengan sangat mudah melewati sisi hulu klastik. Ketika orientasi kemiringan ke arah hilir, aliran pada tepi klastik menyebabkannya terorientasi kembali. Arah imbrikasi discoid kerakal dalam konglomerat dapat digunakan untuk menunjukkan arah aliran yang mengendapkan kerikil.

Gambar 2.4 Bentuk-bentuk klastik dapat dibagi ke dalam empat anggota: equant/spheroid, rod, disc dan blade. Bentuk klastik equant dan disc adalah bentuk yang paling umum. (menurut Tucker 1991).

Gambar 2.5 Imbrikasi yang dihasilkan oleh

reorientasi kerakal dalam alsuatu aliran (arah aliran

dari kiri ke kanan).

2.4 Pasir dan Batupasir

Pasir didefinisikan sebagai sedimen yang mengandung butiran berukuran antara 63 μm hingga 2mm. Rentang ukuran ini dibagi ke dalam lima interval : sangat halus, halus, sedang, kasar, dan sangat kasar (Gambar 2.2). Perlu dicatat bahwa penamaan ini hanya berdasarkan ukuran partikel. Meskipun banyak batupasir mengandung kuarsa, istilah ‘batupasir’ tidak berimplikasi pada jumlah kehadiran kuarsa dalam batuan, dan beberapa batupasir tidak mengandung butir kuarsa sama sekali. Sama dengan arenite, yaitu batupasir dengan matriks kurang dari 15% tidak berimplikasi terhadap komposisi klastik apapun.



2.4.1 Komposisi Batupasir

Butir pasir terbentuk oleh hancuran batuan tua oleh proses pelapukan dan erosi (6.3, 6.6), dan dari material yang terbentuk di dalam lingkungan transportasi dan pengendapan. Hasil lapukan terbagi ke dalam dua kategori : butir mineral detrital, tererosi dari batuan yang lebih tua, dan sedimen-sedimen berukuran pasir dari batuan atau fragmen batuan. Butiran yang terbentuk di dalam lingkungan pengendapan umumnya berasal dari biogenik – bagian dari tanaman atau hewan – tapi ada beberapa yang terbentuk dari reaksi kimia.



2.4.2 Butiran Mineral Detrital

Sangat banyak mineral yang berbeda yang terdapat dalam pasir dan batupasir, dan hanya yang paling umum yang akan dijelaskan di sini.

KUARSA

Kuarsa adalah mineral paling umum yang ditemukan sebagai butiran dalam batupasir dan batulanau. Sebagai mineral primer, kuarsa adalah penyusun utama batuan granitik, terdapat dalam beberapa batuan beku berkomposisi menengah (intermediate) dan tidak ada pada tipe batuan beku basa. Batuan metamorf seperti gneiss terbentuk dari material granitik, dan banyak batuan metasedimen berbutir kasar mengandung proporsi kuarsa yang tinggi. Kuarsa adalah mineral sangat stabil yang tahan terhadap pelapukan kimia di permukaan bumi. Butiran kuarsa dapat hancur dan terabrasi selama transportasi, tapi dengan kekerasan 7 pada skala Mohs, butir kuarsa masih tersisa setelah transportasi yang panjang dan lama. Dalam sampel hand specimen butiran kuarsa menunjukkan sedikit variasi: jenis yang berwarna seperti ‘smoky’ atau ‘milky quartz’ dan amethyst terdapat juga tetapi kebanyakan kuarsa terlihat sebagai butir bening.

FELDSPAR

Kebanyakan batuan beku mengandung feldspar sebagai komponen utama. Feldspar sangat umum dan keluar dalam jumlah yang besar ketika granit, andesit, dan gabro, beberapa sekis dan gneiss terlapukkan. Namun feldspar terubah secara kimia selama pelapukan dan menjadi lebih halus daripada kuarsa, cenderung terubah (alteration) dan hancur selama transportasi. Feldspar hanya umum ditemukan dalam keadaan dimana pelapukan kimia batuan induk tidak terlalu hebat dan jarak transportasi ke lokasi pengendapan relatif pendek. K-Feldspar lebih umum sebagai butiran detrital daripada jenis natrium (Na) dan kaya kalsium karena secara kimia lebih stabil ketika mengalami pelapukan (6.7.4).

MIKA

Dua mineral mika yang paling umum adalah biotit dan muskovit, relatif berlimpah sebagai butiran detrital dalam batupasir, meskipun muskovit lebih tahan terhadap pelapukan. Mineral ini berasal dari batuan beku berkomposisi granitik sampai intermediate dan dari sekis dan gneiss dimana mineral ini terbentuk sebagai mineral metamorf. Bentuk lempengan (platy) butir mika membuat mereka terlihat berbeda dalam hand specimen dan di bawah mikroskop. Mika cenderung terkonsentrasi terkumpul pada bidang lapisan dan sering memiliki daerah permukaan lebih luas daripada butir detrital lain dalam sedimen. Hal ini dikarenakan butir platy memiliki kecepatan pengendapan lebih rendah daripada butir mineral berbentuk kotak dengan massa dan volume yang sama (4.2.5), jadi mika bersuspensi lebih lama daripada butiran kuarsa atau feldspar yang bermassa sama.

MINERAL BERAT

Mineral yang umum ditemukan dalam pasir memiliki berat jenis sekitar 2,6 sampai 2,7 gr/cm3; contoh kuarsa memiliki berat jenis 2,65 gr/cm3. Kebanyakan batupasir mengandung sejumlah kecil, umumnya kurang dari 1% mineral yang memiliki berat jenis besar. Mineral ini memiliki berat jenis lebih dari 2,85 gr/cm3 dan secara tradisional dapat dipisahkan dengan mineral lainnya dengan menggunakan cairan; mineral umum akan mengambang dan mineral berat akan tenggelam. Mineral ini jarang terlihat dalam hand specimen dan terlihat pada sayatan tipis batupasir. Biasanya dapat diteliti setelah dikonsentrasikan dengan teknik pemisahan dengan cairan. Alasan untuk mempelajarinya adalah karena mineral ini dapat menjadi ciri khas daerah sumber tertentu dan berharga dalam mempelajari sumber detritus (5.5). Mineral berat yang umum adalah zircon, turmalin, rutil, apatit, garnet, dan sejumlah mineral asesori batuan beku dan metamorf.

MINERAL LAIN

Mineral lain jarang terdapat dalam jumlah yang besar pada batupasir. Kebanyakan mineral umum dalam batuan beku silikat (contoh: olivin, piroksen, dan amfibol) hancur oleh pelapukan kimia. Oksida besi relatif berlimpah. Konsentrasi lokal mineral tertentu mungkin didapatkan jika berada dekat dengan sumber.


2.4.3 Fragmen Batuan

Lapukan batuan yang telah ada sebelumnya, batuan beku, sedimen, dan metamorf menghasilkan fragmen berukuran pasir. Fragmen batuan berukuran pasir hanya ditemukan pada batuan berbutir halus sampai sedang karena kristal mineral dan butir tipe batuan kasar memiliki ukuran pasir yang kasar. Penentuan litologi fragmen batuan ini biasanya memerlukan sayatan tipis untuk mengidentifikasi mineralogi dan kemasnya (3.9).
Batuan beku seperti basal dan ryolit mudah terubah secara kimia di permukaan bumi dan hanya umum ditemukan dalam pasir yang terbentuk dekat dengan sumber material volkanik. Pantai di sekitar kepulauan volkanik seperti Hawai berwarna hitam, hampir keseluruhannya terbuat dari butir batuan basal. Batupasir yang berkomposisi seperti ini jarang dalam rekaman stratigrafi, tapi butir tipe batuan volkanik umum dalam sedimen yang diendapkan dalam cekungan yang berhubungan dengan busur volkanik atau volkanisme rift (Bab 23).
Fragmen sekis dan pelitik (berbutir halus) dari batuan metamorf dapat dikenali di bawah mikroskop dengan kelurusan kemas yang kuat yang dimiliki litologi ini; tekanan selama metamorfisme menghasilkan butiran mineral terorientasi kembali atau tumbuh dalam kelurusan yang tegak lurus terhadap gaya stress lapangan. Mika jelas menunjukkan kemas ini, tapi kristal kuarsa dalam batuan metamorf juga menampilkan kelurusan yang kuat. Batuan yang terbentuk oleh metamorfisme batuan kaya kuarsa lapuk menjadi butiran yang relatif tahan dan terdapat dalam batupasir.
Fragmen batuan dari batuan sedimen dihasilkan ketika strata yang lebih tua terangkat, terlapukkan, dan tererosi. Butiran pasir dapat reworked oleh proses ini dan butir-butir individu ini dapat mengalami sejumlah siklus erosi dan pengendapan kembali (6.6). Litologi batulumpur mungkin hancur menjadi butiran berukuran pasir, meskipun ketahanannya terhadap pelapukan selanjutnya selama transportasi bergantung sekali pada derajat kekerasan batulumpur (17.2). Potongan-potongan batugamping biasanya ditemukan sebagai fragmen batuan dalam batupasir meskipun batuan sebagian besar tersusun oleh butiran karbonatan, akan diklasifikasikan sebagai batugamping (3.1). Salah satu litologi paling umum yang terlihat sebagai butir pasir adalah rijang (3.4) yang merupakan silika, material yang resistan.


2.4.4 Partikel Biogenik

Potongan kecil kalsium karbonat ditemukan dalam batupasir, umumnya berupa hancuran cangkang moluska dan organisme lain yang memiliki bagian keras yang karbonatan. Diendapkan dalam lingkungan laut dangkal dimana organisme ini lebih berlimpah. Jika fragmen karbonatan menyusun 50% dari sampel besar (bulk) batuan maka dianggap sebagai batugamping (lingkungan dan kejadian fragmen biogenik karbonatan dideskripsikan dalam bab selanjutnya: 3.1.2). Fragmen tulang dan gigi mungkin ditemukan dalam batupasir dari berbagai jenis lingkungan tapi umumnya jarang. Kayu, benih dan bagian lain tanaman darat mungkin ada dalam endapan batupasir dalam lingkungan kontinen dan laut.

2.4.5 Mineral Authigenic

Mineral yang kristalnya tumbuh dalam lingkungan pengendapan disebut mineral authigenic. Mineral ini berbeda dengan semua mineral yang terbentuk dari proses batuan beku atau metamorf dan selanjutnya tersedimenkan ke dalam lingkungan sedimen. Banyak mineral karbonat terbentuk secara authigenic, dan mineral lain yang penting yang terbentuk dengan cara ini adalah glaukonit, silikat besi berwarna hijau yang terbentuk dalam lingkungan laut dangkal. Glaukonit adalah petunjuk penting limgkungan pengendapan (11.6.1). Glaukonit terbentuk ketika kecepatan sedimen lambat, dan berguna dalam analisis stratigrafi (21.2.4), dan karena terbentuk dalam lingkungan pengendapan, penanggalan radiometri dari kristal glaukonit dapat digunakan untuk menentukan umur endapan (20.1).



2.4.6 Ketahanan Mineral dan Klastik

Ketahanan butiran diukur dari kecenderungannya untuk menyisakan bagian yang tidak terubah selama erosi, transportasi, dan pengendapan. Mineral seperti kuarsa dan fragmen batuan rijang memiliki ketahanan karena sedikit dipengaruhi oleh proses fisika dan kimia di permukaan bumi. Feldspar, mika, dan mineral silikat pembentuk batuan lainnya, dan fragmen batuan cenderung hancur dan tidak resisten.



2.4.7 Penamaan Batupasir dan Klasifikasinya

Deskripsi batupasir meliputi beberapa informasi mengenai tipe butiran yang ada. Nama informal seperti ‘batupasir mikaan’ digunakan ketika batuan mengandung mineral dalam jumlah tertentu, dalam hal ini mika dalam jumlah yang besar. Istilah seperti “batupasir karbonatan’ dan ‘ferruginous sandstone’ dapat juga digunakan untuk menunjukkan komposisi kimia tertentu, dalam hal ini adalah kalsium karbonat dan besi. Nama-nama ini untuk batupasir sangat berguna dan dianjurkan untuk deskripsi lapangan dan hand specimen, tapi bila telah menggunakan analisis petrografi yang lengkap, digunakan nama formal. Biasanya skema klasifikasi Pettijohn (1975) (Gambar 2.6).
Klasifikasi batupasir Pettijohn mengkombinasikan kriteria tekstur (proporsi matriks lumpuran / ‘muddy matrix’) dengan kriteria komposisi (persentase tiga komponen utama batupasir; kuarsa, feldspar, dan fragmen batuan). Segitiga QFL umum digunakan dalam sedimentologi klastik. Untuk menggunakan skema ini pada klasifikasi batupasir, proporsi relatif kuarsa, feldspar, dan fragmen harus ditentukan terlebih dahulu dengan perkiraan visual atau menghitungnya di bawah mikroskop: komponen lain seperti mika dan fragmen biogenik tidak diperhitungkan. Dimensi ketiga diagram klasifikasi digunakan untuk menampilkan tekstur batuan, proporsi relatif klastik dan matriks. Dalam batupasir, matriksnya adalah material lanau dan lempung yang terendapkan bersama dengan butiran pasir. Tahap selanjutnya adalah menghitung jumlah matriks lumpuran: jika jumlah matriks yang ada kurang dari 15%, batuan disebut arenite; antara 15% sampai 75% disebut wacke, dan jika volume batuan banyak tersusun oleh matriks berbutir halus maka diklasifikasikan sebagai batulumpur (mudstone) (2.5).
Kuarsa adalah tipe butiran paling umum dalam kebanyakan batupasir, jadi klasifikasi ini mengutamakan kehadiran butiran lain. Hanya 25% feldspar yang diperlukan dalam batuan agar bisa disebut feldspathic arenite, arkosic arenite atau arkose (ketiga istilah ini dapat digunakan bila batupasir kaya butiran feldspar). 25% fragmen batuan dalam batupasir disebut lithic arenite. Lebih dari 95% kuarsa harus ada dalam batuan agar dapat diklasifikasikan sebagai kuarsa arenite; batupasir dengan persentase sedang dari butiran feldspar atau fragmen batuan disebut subarkosic arenite dan sublithic arenite. Wacke juga dibagi ke dalam kuarsa wacke, feldspathic (arkosic) wacke dan lithic wacke, tapi tanpa subdivisi. Jika tipe butir selain daripada tiga komponen utama hadir dalam kuantitas penting (sedikitnya 5% atau 10%), kata imbuhan digunakan seperti ‘kuarsa arenite mikaan’: catatan bahwa contoh batuan ini tidak mengandung 95% butiran kuarsa sebagai proporsi semua butir yang ada, tapi 95% dari jumlah kuarsa, feldspar, dan fragmen batuan ketika dijumlahkan bersama.
Istilah greywacke terkadang digunakan untuk batupasir yang mungkin juga disebut feldspathic atau lithic wacke. Greywacke adalah campuran fragmen batuan, kuarsa, dan butiran feldspar dengan matriks berukuran lempung dan lanau.

Gambar 2.6 Klasifikasi Pettijohn batupasir,

sering disebut sebagai ‘Tobleron plot’.

(menurut Pettikohn 1975).

2.5 Lempung, Lanau, dan Batulumpur

Batuan sedimen klastik terrigenous berbutir halus cenderung menerima perhatian yang lebih kecil daripada kelompok endapan lain walaupun fakta bahwa jumlahnya paling umum dalam semua tipe batuan sedimen. Ukuran butir umumnya terlalu kecil bagi teknik optik, dan sampai mikroskop elektron (SEM) dan analisis difraksi sinar X dikembangkan (2.5.4) diketahui sedikit tentang penyusun sedimen ini. Di lapangan, batulumpur tidak sering menunjukkan struktur sedimen dan biogenik yang jelas seperti terlihat dalam batuan klastik yang lebih kasar dan batugamping. Singkapan umumnya sedikit karena tidak membentuk tebing yang curam, dan tanahnya menunjang pertumbuhan vegetasi yang menutupi singkapan. Kelompok sedimen ini cenderung untuk tidak terlihat, sebagaimana akan kita lihat dalam bab selanjutnya mengenai lingkungan pengendapan dan stratigrafi, sedimen ini dapat menyediakan informasi sebanyak tipe batuan sedimen lainnya.



2.5.1 Pengertian Istilah-Istilah dalam Batulumpur

Lempung adalah istilah tekstur untuk mendefinisikan partikel sedimen klastik berukuran sangat halus, berdiameter kurang dari 4 μm. Partikel individu tidak terlihat dengan mata telanjang dan hanya dapat dilihat dengan mikroskop optik berkekuatan tinggi. Mineral lempung adalah kelompok mineral filosilikat (phyllosilicate) yang penyusun utamanya berukuran lempung. Lanau adalah nama yang diberikan untuk material yang terdiri dari partikel berdiameter 4 μm sampai 62 μm (Gambar 2.2). Rentang ukuran ini dibagi ke dalam kasar, sedang, halus, sangat halus. Butiran kasar lanau dapat terlihat dengan mata telanjang atau dengan lup. Lanau halus dibedakan dari lempung dengan sentuhan, akan terasa kesat (gritty) jika digosokkan ke gigi sedangkan lempung terasa halus atau lembut.
Ketika partikel berukuran lempung dan lanau bercampur dalam proporsi yang tidak diketahui sebagai penyusun utama dalam sedimen yang tidak terkonsolidasi disebut material lumpur (mud). Istilah umum batulumpur dapat diaplikasikan untuk semua sedimen keras yang terbuat dari lanau dan/atau lempung. Jika dapat diketahui jumlah partikel terbanyak (lebih dari 2/3) berukuran lempung, batuan disebut batulempung, dan jika dominan berukuran lanau disebut batulanau: campuran yang terdiri dari lebih dari 1/3 untuk tiap-tiap komponen disebut batulumpur (Folk 1974, Blatt et al 1980). Istilah serpih (shale) terkadang digunakan untuk batulumpur (contoh, untuk teknik pemboran) tapi alangkahnya baik menggunakan istilah ini hanya untuk batulumpur yang menunjukkan belahan (fissillity), memiliki kecenderungan hancur dalam satu arah, sejajar dengan perlapisan. (Beda antara serpih dan slate: slate adalah istilah yang digunakan untuk batuan metamorf berbutir halus yang hancur sepanjang satu atau lebih bidang belahannya).



2.5.2 Lanau dan Batulanau

Parameter tekstur dan mineralogi lanau lebih sulit ditentukan daripada batupasir karena partikelnya berukuran kecil. Hanya butiran lanau kasar yang dapat dengan mudah dianalisis dengan menggunakan mikroskop optik. Mineral resisten yang paling umum pada ukuran ini karena mineral lain akan sering mengalami kehancuran secara kimiawi sebelum mengalami kehancuran fisika ke ukuran ini. Kuarsa adalah mineral paling umum terlihat dalam endapan lanau. Mineral lain yang terdapat dalam tingkat ukuran sedimen ini termasuk feldspar, muskovit, kalsit, dan oksida besi diantara banyak komponen kecil lainnya. Fragmen batuan berukuran lanau hanya berlimpah dalam tepung batuan (rock flour) yang terbentuk oleh erosi gletser (glacier) (7.2.1).
Dalam arus air lanau tersuspensi sampai aliran melambat atau hampir berhenti. Pengendapan lanau adalah karakteristik aliran berkecepatan rendah atau air tenang dengan gelombang yang kecil (4.2.4). Partikel berukuran lanau dapat tersuspensi di udara sebagai debu untuk periode yang lama dan mungkin terbawa tinggi sampai ke atmosfer. Angin yang kuat dapat membawa debu berukuran lanau sejauh ribuan kilometer dan mengendapkannya dalam lapisan lateral yang luas (Pye 1987). Hembusan angin lanau membentuk kenampakan endapan “loess” yang penting selama periode es (glacial) (7.3.4’ 24.7.4).



2.5.3 Mineral Lempung

Mineral lempung umumnya sebagai bentuk hasil lapukan feldspar dan mineral silikat lainnya. Mineral lempung adalah filosilikat yang struktur kristalnya berlapis serupa dengan mika, dan secara komposisi adalah aluminosilikat. Lapisan-lapisannya terbuat dari silika dengan ion aluminium dan magnesium, dengan atom oksigen yang mengikat lembaran-lembarannya (Gambar 2.7). Dua pola perlapisan yang ada, pertama adalah dua lapis (kelompok kandite) dan yang kedua adalah tiga lapis (kelompok smectite). Sekian banyak mineral lempung yang berbeda yang terdapat dalam batuan sedimen (Tucker 1991) namun empat yang terumum dibahas disini (Gambar 2.7).
Kaoliniet adalah anggota terumum kelompok kandite yang terbentuk dalam profil tanah yang hangat, lingkungan basah (humid) dimana air asam dengan hebat meluluhkan (leaching) litologi batuan induk seperti granit. Mineral lempung kelompok smectite termasuk lempung yang dapat mengembang (swelling clays) seperti montmorilonite yang dapat menyerap air di dalam strukturnya. Montmorilonite adalah produk kondisi temperatur sedang (moderate) dalam tanah dengan pH netral sampai alkali. Juga terbentuk dibawah kondisi alkali dalam iklim kering (arid). Mineral lempung tiga lapis yang lain adalah illite yang berhubungan dengan mika putih muskovit. Illite adalah mineral lempung terumum dalam sedimen yang terbentuk dalam tanah pada suatu daerah dimana peluluhan terbatas. Chlorite adalah mineral lempung tiga lapis yang umum terbentuk dalam tanah dengan pencucian di bawah kondisi air tanah yang asam, dan dalam tanah di daerah iklim kering. Montmorilonite, illite, dan chlorite semuanya merupakan hasil pelapukan batuan volkanik, khususnya gelas volkanik.

Gambar 2.7 Struktur mineral-mineral lempung.

(menurut Tucker 1991).

2.5.4 Petrografi Mineral Lempung

Identifikasi dan interpretasi mineral lempung memerlukan pendekatan teknologi yang lebih tinggi daripada yang diperlukan untuk sedimen kasar. Ada dua teknik utama, mikroskop elektron dan analisis difraksi sinar X (Tucker 1988). Gambar dari sampel dibawah mikroskop elektron dihasilkan dari elektron sekunder yang dihasilkan sinar elektron halus yang mengamati (scanning) permukaan contoh. Contoh yang berdiameter hanya beberapa mikrometer dapat digambarkan dengan teknik ini, resolusinya lebih tinggi daripada mikroskop optik. Ini berguna untuk meneliti mineral lempung dan hubungannya dengan butiran lain dalam sebuah batuan. Perbedaan antara mineral lempung yang diendapkan sebagai butiran detrital dan yang terbentuk secara diagenesis di dalam sedimen dapat dibuat dengan menggunakan mikroskop elektron.
Difraktometer sinar X dioperasikan dengan menembakkan sinar X pada bubuk mineral lempung atau disagregat lempung dan menentukan sudut yang dibiaskan oleh kisi-kisi kristal. Pola sudut bias sinar X yang berbeda-beda adalah ciri mineral-mineral tertentu dan dapat digunakan untuk mengenali mineral yang ada. Analisis difraktometer sinar X relatif cepat dan mudah untuk menentukan komposisi mineral sedimen berbutir halus secara semi-kuantitatif. Juga digunakan untuk membedakan mineral karbonat yang memiliki sifat optik sama (3.1.1).



2.5.5 Sifat Partikel Lempung

Karena ukurannya kecil dan berbentuk lempeng tipis, lempung bersuspensi dalam aliran fluida yang lemah dan hanya terendapkan ketika aliran melambat atau diam. Partikel lempung hadir sebagai suspensi dalam kebanyakan arus air dan udara, dan hanya terendapkan ketika aliran berhenti.
Sekali-sekali mineral-mineral ini membentuk kontak partikel lempung yang cenderung melekat bersama – kohesif. Kohesi ini berkaitan dengan film tipis air di antara dua partikel lempeng kecil yang memiliki efek gaya permukaan yang kuat (contoh lain sebagaimana dua lempeng gelas dapat tetap bersama karena film tipis air di antaranya) tapi adalah juga konsekuensi efek elektrostatis antara mineral lempung berkaitan dengan lapisan yang tidak sempurna di dalam struktur mineral. Sebagai hasil sifat kohesif lempung ini, mineral lempung dalam suspensi cenderung untuk mengalami flocculation (flocculation adalah perubahan yang berlangsung ketika fase penyebaran koloid membentuk rangkaian partikel tersendiri yang mampu terendapkan dari media dispersi. Dalam proses geologi, flocculation hampir tidak dapat dielakkan menghasilkan larutan koloid yang bercampur dengan larutan yang mengandung elektrolit) dan membentuk agregates kecil partikel individu. Kelompok flocculation ini memiliki kecepatan tenggelam lebih besar daripada partikel lempung individu dan akan diendapkan lebih cepat. Flocculation bertambah pada kondisi air asin dan perubahan dari pengendapan air tawar ke air laut (contoh pada mulut delta atau di dalam estuaria : 12.1, 12.7). Partikel lempung ini kemudian terendapkan, kohesi menyebabkan mereka tahan terhadap remobilisasi dalam aliran (Gambar 4.6). Hal ini membuat pengendapan dan terjaganya sedimen halus dalam daerah yang dilalui aliran intermitten.


2.6 Deskripsi Tekstur Batuan Sedimen Klastik Terrigenous

Bentuk klastik, derajat pemilahan dan proporsi klastik dan matriks adalah aspek tekstur material. Sejumlah istilah digunakan dalam deskripsi tekstur petrografi batuan sedimen dan sedimen klastik terrigenous.

KLASTIK DAN MATRIKS

Fragmen yang membentuk batuan sedimen disebut klastik. Rentang ukurannya dari lanau, pasir, sampai kerikil (butiran, kerakal, berangkal, dan bongkah). Klastik dan matriks berbeda, matriks adalah material berbutir halus yang ada di antara klastik. Tidak ada ukuran yang pasti untuk matriks: matriks batupasir dapat berupa material berukuran lanau dan lempung, matriks konglomerat berupa pasir, lanau, atau lempung.

PEMILAHAN

Ini adalah deskripsi distribusi ukuran klastik yang ada: sedimen terpilah baik tersusun oleh klastik yang dominan pada satu kelas skala Wentworth (contoh pasir sedang): endapan terpilah buruk mengandung besar rentang ukuran butir yang bermacam-macam. Pemilahan adalah fungsi dari asal dan sejarah transportasi detritus. Dengan bertambahnya jarak transport atau gerakan (agitation) sedimen yang berulang-ulang menyebabkan ukuran yang berbeda cenderung untuk terpisah. Perkiraan visual pemilahan dapat dibuat dengan membandingkannya dengan tabel (Gambar 2.8) atau menghitung distribusi ukuran butir (2.7).

Gambar 2.8 Grafik perbandingan perkiraan

pemilahan. (menurut Harrel 1984).

KEBUNDARAN KLASTIK (ROUNDNESS)

Selama transportasi sedimen, klastik individu akan berulang kali mengalami kontak dengan klastik yang lain dan dengan obyek yang diam, menyebabkan abrasi. Tepi yang tajam akan tergerus lebih dahulu, permukaan klastik semakin halus. Semakin jauh jarak transportasi, kebundaran semakin baik, kebundaran adalah fungsi sejarah transportasi material. Kebundaran biasanya diperkirakan secara visual (Gambar 2.9), tapi juga bisa dihitung dari bentuk penampang klastik.

KEBOLAAN KLASTIK (SPHERICITY)

Klastik berbentuk discoid atau berbentuk seperti jarum memiliki derajat kebolaan yang rendah. Sphericity adalah fitur yang dihasilkan-tergantung pada bentuk fragmen yang terbentuk selama pelapukan. Klastik berbentuk papan (slab) akan menjadi lebih bundar selama transportasi dan berbentuk disc, satu sumbu lebih pendek dari dua sumbu lainnya.

 

 

Gambar 2.9 Grafik perbandingan perkiraan kebundaran dan kebolaan. (menurut Pettijohn 1987).

KEMAS

Jika batuan mempunyai kecenderungan untuk hancur dalam arah tertentu, atau mempunyai kelurusan yang kuat dari klastik, disebut sebagai kemas batuan. Batulumpur yang hancur dalam bentuk platy memiliki kemas menyerpih (dan dapat disebut serpih), dan batupasir yang hancur kedalam bentuk papan tipis terkadang disebut sebagai “flaggy”. Kemas tipe ini berkaitan dengan susunan partikel yang anistropi: batuan dengan kemas isotropik tidak menunjukkan arah pecahan yang tertentu karena batuan ini terdiri dari partikel yang berorientasi acak.



2.7.1 Teknik Analisis Granulometri

Teknik yang digunakan akan bergantung pada ukuran butir material yang diteliti. Kerikil biasanya langsung diukur di lapangan. Sebuah kuadran diletakkan pada material lepas atau di permukaan konglomerat, dan tiap klastik di dalam daerah kuadran diukur. Ukuran kuadran yang diperlukan bergantung pada ukuran klastik: kuadran satu meter persegi untuk material berukuran kerakal dan berangkal.
Contoh pasir yang tidak terkonsolidasi diambil dari potongan batupasir yang semennya hancur akibat proses mekanik atau kimia. Kemudian timbunan pasir disaring dengan penyaring yang memiliki satuan interval setengah atau satu Φ (2.2.2). Semua pasir yang melewati 500μm (Φ=1) tapi tertahan oleh jala 250μm (Φ=2) memiliki ukuran butir pasir sedang. Dengan menimbang kandungan tiap saringan, distribusi ukuran butir yang berbeda dapat ditentukan.
Tidak mudah menyaring material yang lebih halus dari lanau kasar, jadi proporsi material berukuran lempung dan lanau ditentukan dengan cara lain. Banyak teknik laboratorium digunakan dalam analisis granulometri partikel berukuran lempung dan lanau berdasarkan kecepatan pengendapan yang diprediksikan dengan hukum Stoke (4.2.5). Jenis metode yang menggunakan pipa dan pipet (Krumben & Pettijohn 1938; Lewis & McConchie 1994), semua berdasarkan prinsip bahwa partikel setiap ukuran butir akan tenggelam menempuh jarak tertentu di dalam pipa berisi air dengan waktu yang dapat diperkirakan. Sampel dipindahkan pada suatu interval waktu, dikeringkan dan ditimbang untuk menentukan proporsi lempung dan lanau. Teknik pengendapan ini tidak sepenuhnya dapat menghitung efek bentuk butir atau berat jenis pada kecepatan pengendapan dan perlu hati-hati dalam membandingkan hasil analisis ini dengan data distribusi ukuran butir yang diperoleh dari teknik yang lebih canggih seperti alat hitung Coulter, yang menentukan ukuran butir berdasarkan sifat listrik butiran yang tersuspensi dalam fluida.
Hasil dari analisis diplot dalam salah satu dari tiga bentuk diagram: histogram persentase berat tiap fraksi ukuran, kurva frekuensi atau kurva frekuensi kumulatif (Gambar 2.10). Catatan, bahwa ukuran kasar diplot di kiri dan material yang halus diplot di bagian kanan grafik. Tiap-tiap grafik mewakili distribusi ukuran butir, memungkinkan menghitung nilai rata-rata ukuran butir dan pemilahan (deviasi standar dari distribusi normal). Nilai lain yang dapat dihitung adalah kecondongan distribusi, petunjuk apakah histogram ukuran butir simetri atau condong ke material kasar atau halus; dan kurtosis, nilai yang menunjukkan apakah histogram memiliki puncak yang tajam atau datar (Pettijohn 1975: Lewis & McConchie 1994).



2.7.2 Menggunakan Hasil Analisis Granulometri

Distribusi ukuran butir ditentukan oleh proses transportasi dan distribusi. Sedimen glacial biasanya terpilah sangat buruk, sedimen sungai terpilah sedang dan endapan pantai serta aeolian sering terpilah baik. Alasan perbedaan ini dibahas dibab selanjutnya. Dalam banyak kondisi karakter pemilahan dapat ditafsirkan secara kualitatif, dan bayak fitur seperti struktur sedimen tertentu yang menunjukkan lingkungan pengendapannya. Analisis granulometri kuantitatif sering tidak diperlukan dan tidak memberikan banyak informasi dibandingkan dengan bukti-bukti lainnya.
Selanjutnya, penentuan lingkungan pengendapan dari data granulometri dapat menjerumuskan kita bila ada suatu keadaan dimana material telah tersedimenkan kembali dari sedimen yang lebih tua. Sungai yang mentransportasikan material dari singkapan batupasir yang lebih tua yang terbentuk di dalam lingkungan aeolian akan mengendapkan material terpilah sangat baik. Karakteristik ukuran butir akan menunjukkan pengendapan oleh proses yang berkaitan dengan angin (aeolian), tapi bukti lapangan yang dapat dipercaya, yaitu struktur sedimen dan asosiasi fasies akan lebih baik dalam mencerminkan lingkungan pengendapan sebenarnya (5.2).
Analisis granulometri menyediakan informasi kuantitatif ketika memerlukan perbandingan karakter dari endapan sedimen di dalam lingkungan yang telah diketahui, seperti di pantai atau sepanjang sungai. Ini sangat umum digunakan dalam analisis dan kuantifikasi proses transportasi dan pengendapan masa sekarang.

Gambar 2.10 Histogram, kurva frekuensi distribusi dan frekuensi kumulatif data distribusi ukuran butir.




2.7.3 Analisis Bentuk Klastik

Telah dicoba menghubungkan bentuk kerakal terhadap proses transportasi dan pengendapan. Dianalisis dengan mengukur sumbu terpanjang, terpendek, dan menengah dari klastik dan menghitung indeks bentuknya (mendekati bola, piringan atau batang: Gambar 2.4). Ada kemungkinan suatu keadaan dimana klastik terpilah menurut bentuknya, kontrol utama bentuk kerakal adalah bentuk material yang tererosi dari batuan induk dalam daerah sumber. Jika batuan hancur kedalam bentuk kubus, setelah transportasi klastik membundar dan akan membola dan jika batuan induk adalah lapisan tipis dan hancur kedalam bentuk lempengan maka akan menghasilkan klastik yang akan berbentuk discoid. Kebundaran yang dialami oleh klastik tidak akan mengubah bentuk (dimensi) dasarnya.
Analisis bentuk klastik lebih memberikan informasi tentang karakter batuan dalam daerah sumber dan menyediakan sedikit informasi tentang lingkungan pengendapan.



2.8 Kematangan (Maturity) Material Klastik Terrigenous

Sedimen atau batuan sedimen klastik terrigenous dapat dideskripsikan derajat kematangannya. Maksudnya adalah membandingkan perubahan yang dialami material sejak dari batuan induk. Kematangan yang diukur adalah tekstur dan komposisi. Biasanya sedimen yang secara komposisi matang juga matang secara tekstur tapi ada perkecualian-contoh, pantai di sekitar kepulauan volkanik dimana hanya tersedia komponen yang secara mineralogi tidak stabil (batuan dan mineral basaltis) tapi teksturnya mencerminkan suatu lingkungan dimana telah terjadi pergerakan yang jauh dan abrasi butir oleh gelombang dan arus.



2.8.1 Kematangan Tekstur

Tekstur sedimen atau batuan sedimen dapat digunakan untuk menunjukkan sesuatu tentang sejarah erosi, transportasi, dan pengendapan. Penentuan kematangan tekstur sedimen atau batuan sedimen sebaiknya menggunakan diagram alir (Gambar 2.11). Dengan menggunakan skema khusus ini untuk menaksir kematangan, batupasir yang tergolong wacke secara tekstur belum matang. Arenite dapat dibagi berdasarkan pemilahan dan bentuk butir. Jika sedimen terpilah sedang sampai buruk digolongkan agak matang, jika pasir terpilah baik atau sangat baik tapi butir individunya menyudut sampai agak membundar maka tergolong matang, dan jika butir individunya membundar sampai sangat membundar tergolong sangat matang. Klasifikasi kematangan tekstur terpisah dari komposisi pasir. Penafsiran kematangan tekstur dari sedimen sangat berguna ketika membandingkan material yang berasal dari sumber yang sama, dapat diperkirakan bahwa kematangan akan meningkat sejalan dengan meningkatnya energi. Contoh, kematangan sering berkembang pada hilir sungai dan sedimen yang mencapai pantai kematangannya meningkat karena terkena energi gelombang yang besar. Hati-hati membandingkan sedimen dari sumber yang berbeda karena pada awalnya memiliki ukuran butir dan distribusi bentuk yang berbeda-beda. Sebaiknya jangan langsung dibandingkan.



2.8.2 Kematangan Mineralogi

Terdapat perbedaan kematangan mineralogi yang secara kuat dipengaruhi oleh komposisi daerah sumber batuan, dan kematangan tekstur, yang lebih berhubungan dengan sejarah transportasi dan pengendapan. Kematangan mineralogi atau komposisi adalah penghitungan proporsi mineral resistan atau stabil yang ada dalam sedimen. Kematangan komposisi dihitung dengan membandingkan proporsi klastik yang sangat resistan (seperti kuarsa dan fragmen batuan silikaan) dalam batupasir dengan jumlah klastik yang tidak resistan (seperti feldspar, klastik batuan dan tipe mineral lain). Batupasir secara komposisi disebut matang jika proporsi butir kuarsa sangat tinggi dan termasuk dalam kuarsa arenite berdasarkan skema klasifikasi Pettijohn (Gambar 2.6); jika perbandingan rata-rata komposisi kuarsa, feldspar, dan fragmen batuan jatuh pada bagian bawah segitiga maka secara mineralogi sedimennya belum matang.

Gambar 2.11 Diagram alir penentuan kematangan tekstur sedimen dan batuan sedimen klastik terrigenous.

2.8.3 Siklus Sedimentasi

Butiran mineral dan klastik batuan yang tererosi dari batuan beku, seperti granit, ditransportasikan oleh berbagai jenis proses (bab 4) menuju tempat pengendapan dan membentuk akumulasi sedimen klastik. Material yang terbentuk dengan cara ini disebut sebagai endapan siklus pertama karena mengalami satu siklus erosi, transportasi, dan pengendapan. Bila sedimen ini terlitifikasi menjadi batuan sedimen, kemudian terangkat oleh proses tektonik maka akan tererosi, tertransportasi, dan terendapkan kembali. Material redeposisi ini disebut sebagai endapan siklus kedua karena butiran individunya mengalami dua siklus sedimentasi. Sedimen klastik dapat mengalami banyak siklus sedimentasi, dan tiap waktu kematangan mineralogi dan tekstur dari detritus klastik makin meningkat. Tipe klastik yang dapat bertahan terhadap pelapukan, erosi, transportasi dan pengendapan kembali hanya mineral resistan seperti kuarsa dan fragmen batuan dari rijang. Mineral berat seperti zirkon (2.4.2) juga resistan dan derajat kebundaran mineral zirkon dapat digunakan sebagai indeks sejumlah siklus sedimentasi yang dialami oleh material.



2.9 Sedimen Klastik Terrigenous: Rangkuman

Kerikil, pasir, dan lumpur klastik terrigenous menyebar dalam sedimen modern dan ditemukan berlimpah sebagai konglomerat, batupasir, dan batulumpur dalam rangkaian batuan sedimen. Tersusun dari hasil lapukan batuan induk (6.5) dan tertransportasikan oleh berbagai proses (4.1) menuju lingkungan pengendapan (5.1). Fitur tekstur dan komposisi utama pasir dan kerikil dapat langsung ditentukan di lapangan dan hand specimen. Dengan begini, memungkinkan untuk menentukan lebih banyak tentang asal dan sejarah material tanpa memerlukan teknik laboratorium yang canggih. Penyelidikan batulumpur bergantung pada analisis kimia dan sub-mikroskop material. Struktur sedimen yang terbentuk dalam sedimen klastik (4.3) merupakan informasi tentang kondisi ketika material diendapkan; informasi ini adalah kunci analisis lingkungan purba yang akan dibahas di bab selanjutnya.

Greased Lightbox

→←+-↻

Loading image

Click anywhere to cancel

Image unavailable