Geologic Structures

Types of geologic structures:

(1) Primary structures: those which develop at the time of formation of the rocks (e.g. sedimentary structures, some volcanic structures, .... etc.).

(2) Secondary structures: which are those that develop in rocks after their formation as a result of their subjection to external forces.

(3) Compound structures: form by a combination of events some of which are contemporaneous with the formation of a group of rocks taking part in these "structures".

Stress: is the force applied over a given area of the rock mass. It is of three different kinds:

            (1) Compressional stress which tends to squeeze the rock

            (2) Tensional stress, which tends to pull a rock apart

            (3) Shear stress, which results from parallel forces that act on different parts of the rock body in opposite directions.

Strain: Is the change in the shape or size of a rock in response to stress. A rock is said to deform elastically if it can return to its original size once the stress is removed. Plastic deformation on the other hand, results in permanent changes in the size and shape of the rock, even after the stress is removed. Plastic deformation of a rock is also known as ductile deformation. After deforming plastically for some time, a rock which continues to be subjected to stress may finally break, a behaviour known as brittle deformation.

Factors affecting how a rock deforms:

1.   Depth: Lithostatic pressure + heat

2.   Time:

3.   Composition

4.   Fluids

Therefore, a rock may undergo ductile deformation when subjected to stress at certain depths within the earth where pressures and temperatures are relatively high, or if fluids are abundant, but the same rock may undergo brittle deformation at shallower depths.

Measuring geological structures:

Strike: (direction)

Dip: (direction & angle)

A- Secondary structures

Types of secondary geologic structures:

(a) folds, which are a form of ductile deformation, and (b) fractures, represented by faults and joints which generally result from the brittle behaviour of rocks in response to stress.

I- Folds

Folds are bends or flexures in the earth's crust, and can therefore be identified by a change in the amount and/or direction of dip of rock units. Most folds result from the ductile deformation of rocks when subjected to compressional or shear stress. In order to understand and classify folds, we must study their forms and shapes, and be able to describe them. The following definitions are therefore essential for the description of a fold:

1- Hinge line: Is the line of maximum curvature on a folded surface. The hinge line almost always coincides with the axis of the fold defined as a line lying in the plane that bisects a fold into two equal parts.

2- The axial plane is an imaginary plane dividing the fold into two equal parts known as limbs. It is therefore the plane which includes all hinge lines for different beds affected by the same fold.

3- The crest of a fold can be considered the highest point on a folded surface. The trough is the lowest point on a folded surface.

4- The interlimb angle: Is the angle between two limbs of the same fold. It is measured in a plane perpendicular to that of the fold axis.

5- The angle of plunge of a fold is the angle between the fold axis and the horizontal plane, measured in a vertical plane. The direction of plunge of a fold is the direction in which the fold axis dips into the ground from the horizontal plane.

6- The median surface: Is the surface that passes through points where the fold limb changes its curvature from concave to convex.

7- The amplitude of a fold: is the vertical distance between the median surface and the fold hinge, both taken on the same surface of the same folded unit.

8- The wavelength of a fold system is the distance between two consecutive crests or troughs taken on the same folded surface.

Classification of folds

Folds may be classified based on the direction of dip of their limbs, the inclination of their axial planes, the value of their interlimb angle, their plunge, and their general shape and effects on the thickness of the folded layers. In order to describe a fold correctly, one may have to use more that one of these classifications; e.g. recumbent anticline, open syncline, tight plunging anticline, .... etc. (see below).

(a) Classification based on the direction of dip of the limbs:

When both limbs of a fold dip away from the fold axis, the fold is called an antiform. If both limbs dip towards the fold axis, the fold is known as a synform. If the relative ages of the folded units are known, such that the oldest units occur in the core of the antiform, the antiform is called "anticline". Similarly, if the youngest units occur in the "center" of a synformal structure, it is known as a syncline (Fig. 1).

A monocline is a single step-like bend in a rock unit, and is often caused by vertical displacement. A dome consists of uparched rocks that dip in all directions away from the central point. A basin is a downwarp in which the layers dip in all directions from all sides towards the centre (Fig. 2). A fold is described as isoclinal if both limbs dip in the same direction at the same angle (Fig. 3).

(b) Classification based on the inclination of the axial plane: (Fig. 4)

A symmetrical (or upright) fold is one in which the axial plane bisects the fold (and is vertical). If the axial plane is inclined at an angle < 45° (measured from the vertical plane), the fold is said to be inclined. If the angle of inclination of the axial plane is > 45° (from the vertical plane), then both limbs of the fold will dip in the same direction, and the fold is known as inverted or overturned. If the axial plane is horizontal, the fold is known as recumbent.

(c) Classification based on the value of the interlimb angle (Fig. 5):

(1) Open folds: those with an interlimb angle > 70°, (2) Closed folds: with interlimb angles between 30 and 70°, (3) Tight folds: with interlimb angles < 30°, (4) Isoclinal folds: have zero interlimb angles.

II- Faults

A fault is a fracture in the earth's rock units along which there has been an observable amount of movement and displacement. Unlike folds which form predominantly by compressional stress, faults result from either tension, compression or shear.

In order to correctly describe a fault, it is essential to understand its components:

1- The fault plane: Is the plane of dislocation or fracture along which displacement has occurred. The fault plane therefore separates one or more rock units into two blocks.

2- The Hanging wall and footwall blocks: If the fault plane is not vertical, then the block lying on top of the fault plane is known as the hanging wall block, whereas that lying below this plane is known as the footwall block.

3- The downthrown and upthrown blocks: The downthrown block is the one that has moved downwards relative to the other block, whereas the upthrown block is that which registers an upward relative movement.

4- The Dip of the fault plane is the angle of inclination of the fault plane measured from the horizontal plane perpendicular to its strike.

6- Fault Throw: Is the vertical displacement of a fault.

8- Dip slip: Is the amount of displacement measured on the fault plane in the direction of its dip.

9- Strike slip: Is the amount of displacement measured on the fault plane in the direction of its strike.

10- Net slip: Is the total amount of displacement measured on the fault plane in the direction of movement.

N.B. In measuring the slip or throw of a fault, the displacement has to be measured using the same surface of the same unit affected by that fault.

Types of Faults

1- Normal fault: Is a fault in which the hanging wall appears to have moved downwards relative to the footwall (i.e. downthrown block = hanging wall block).

2- Reverse fault: Is a fault in which the hanging wall appears to have moved upwards relative to the footwall (i.e. upthrown block = hanging wall block). Because the displacement in both normal and reverse faults occurs along the dip of the fault plane, they may be considered types of dip slip faults.

3- Thrust fault (or thrust): Is a reverse fault in which the fault plane is dipping at low angles (< 45°). Thrusts are very common in mountain chains (fold and thrust belts) where they are characterized by transporting older rocks on top of younger ones over long distances.

4- Strike slip (wrench, tear or transcurrent) fault: Is a fault in which the movement is horizontal along the strike of the fault plane. Strike slip faults are either dextral or sinistral. When viewed on end (Fig. 13), a dextral fault (also known as right lateral fault) is one in which the block on the observer's right hand side appears to have moved towards him, whereas a sinistral strike slip fault (also known as left lateral) is one in which the block on the observer's left hand side appears to have moved towards him.

5- Oblique slip fault: is one in which the displacement was both in the strike and dip directions (i.e. the displacement has strike and dip components). Keep in mind that an oblique slip fault can also be either normal or reverse.

From this classification of faults, it can be seen that normal faults result predominantly from tensional stress, reverse faults and thrusts from compression (or shear), and strike slip faults from tension, compression or shear.

Fault Associations and Fault Systems (Fig. 6)

Faults often occur in groups. If two normal faults have parallel strikes and share the same downthrown block, a trough-like structure results which is known as a graben. A horst is an uplifted block bounded by two normal faults that strike parallel to each other (and which share the same upthrown block the horst). Grabens and horsts are common in areas of very early rifting (e.g. the East African Rift Valley). Step faults are several faults with parallel strikes and a repeated downthrow in the same direction giving the area an overall step - like appearance. They are common in rifted areas (e.g. on the flanks of the Red sea).

Geomorphological features associated with faults:

Fault planes often result in the exposure of units that erode easily along the fault trace resulting in the development of valleys or the control of stream flow. In other cases, faults cause the offset of streams, causing them to bend sharply when they intersect the fault plane. The topography may also be strongly influenced by faulting so that the fault plane can be identified on the ground by a sudden and sharp change in elevation, known as a fault scarp.

Recognition of movement along fault planes

Movement along a fault plane can often be recognized by the following criteria:

1- Fault drag: where small - scale folding or warping of units takes place as a result of the dragging forces along the fault plane (Fig. 7).

2- Fault breccia and fault gouge: As a result of movement along the fault plane, rocks are often broken up into sharp angular pieces known as breccia. The fragments may be further crushed into powder - like material, known as fault gouge.

3- Slickensides: As a result of movement and friction along the fault plane, this plane may become highly polished or abraded with striations that are known as slickensides (Fig. 8).

III- Joints

Joints are fractures in the rocks characterized by no movement along their surfaces. Although most joints are secondary structures, some are primary, forming at the time of formation of the rocks.

Types of joints

1- Columnar joints: Are joints that form in basalts. When the basaltic lava cools, it contracts giving rise to hexagonal shaped columns.

2- Mud cracks: Are joints that form in mud. As the mud loses its water, it contracts and cracks.

3- Secondary joints: Are joints that form in rocks as a result of their subjection to any form of stress (compression, tension or shear). Joints that are oriented in one direction approximately parallel to one another make up a joint set. Rocks often have more than one set of joints with different orientations, which may intersect, and are then known as joint systems (Fig. 9). Note that tensional stress usually results in one set of joints, whereas compression may form more than one set.

4- Sheet joints: Are joints that form in granitic rocks in deserts causing them to break into thin parallel sheets. These joints form when the rocks expand as a result of the rapid removal of the overlying rock cover, possibly due to faulting or quarrying. This process is called exfoliation.

B- Compound Structures

Unconformities

An unconformity is a surface (or contact) along which there was no fracturing (i.e. not a fault or joint) and which represents a break in the geologic record. An unconformity therefore indicates a lack of continuity of sedimentary deposition in an area, resulting in rocks of widely different ages occurring in contact with each other. Unconformities usually result from changes in the sedimentary history of an area, which may be due to vertical movements (e.g. uplift followed by erosion and deposition), deformation (also followed by deposition), changes in sea level (which may be due to climatic changes, among other things), ...etc.

In many cases, unconformities represent a buried erosional surface. In such cases, erosion of the older units results in their fragmentation into smaller pieces. As soon as deposition resumes, these fragments may consolidate to form a rock known as breccia (if the fragments are angular) or conglomerate (if the fragments are rounded). Because the breccia or conglomerate occur at the base of the younger units lying on top of the unconformity surface, and because their fragments are derived from the units below this surface, the conglomerates or breccias are known as basal conglomerates or basal breccias.

Types of unconformities (Fig. 10)

1- Angular unconformities: are those in which the angle of dip of the younger layers is different from that of the older ones.

2- Disconformities: are those in which the units above and below the unconformity surface are parallel to each other, but not continuous in deposition or age.

3- Nonconformities: are those in which plutonic or metamorphic rocks are covered by sedimentary or volcanic units.

Geological Structures and Plate tectonics:

All three types of plate boundaries are characterized by certain deformational (structural) features. The most intense deformation occurs in areas of continent - continent collision.

Divergent boundaries: Mostly extensional structures; horsts, grabens, step faults, ... etc.

Convergent boundaries: "Fold and thrust belts"; nappes (Fig. 11).

Transform boundaries: Strike slip faults, en echelon faults

Mountain building (Orogeny):

Examples:

Andes

Rockies, Himalayas, Alps, Appalachians

Basin & Range: Tetons

Adirondacks

Vertical movements (Epeirogeny/ uplift) and Isostasy.

Epeirogeny is the vertical movement of crustal blocks relative to sea level in a "non-mountain building" event. The term is rather vague and is almost obsolete! The simple "non-genetic" term uplift is more useful. Isostasy is the state of balance between extensive blocks of the earth's crust which rise to different levels and appear at the surface as mountain ranges, plateaus and plains. Applied to mountains (where the lighter continental crust overlying the denser mantle is quite thick), this concept dictates that the higher the mountain, the thicker the crust beneath it, or the deeper the "crustal root" of that mountain within the underlying mantle. Because the sialic material is less dense than sima, the gravitational attraction beneath mountain chains is much lower than that on the ocean floors (Fig. 12)

Another important effect of isostasy is seen when material is eroded from a mountain, resulting in the rise of the crust - mantle boundary (the Moho) to compensate for the eroded material. This process is known as isostatic readjustment or isostatic rebound (Fig. 13). A good example of this process can be seen in parts of the Baltics, Arctic and the Great Lakes Region of North America. During the ice ages, these areas were covered by large ice caps which depressed the crust by as much as 200 to 300 meters. When the ice melted, the crust rebounded slowly, as evidenced by the occurrence of beach deposits at high elevations.

Importance of studying geologic structures

BATUAN METAMORF

ANALISIS BATUAN METAMORF

Batuan asal atau batuan induk baik berupa batuan beku, batuan sedimen maupun batuan metamorf dan telah mengalami perubahan mineralogi, tekstur serta struktur sebagai akibat adanya perubahan temperatur (di atas proses diagenesa dan di bawah titik lebur; 200-350^oC < T < 650-800^oC) dan tekanan yang tinggi (1 atm < P < 10.000 atm) disebut batuan metamorf. Proses metamorfisme tersebut terjadi di dalam bumi pada kedalaman lebih kurang 3 km – 20 km. Winkler (1989) menyatakan bahwasannya proses-proses metamorfisme itu mengubah mineral-mineral suatu batuan pada fase padat karena pengaruh atau respons terhadap kondisi fisika dan kimia di dalam kerak bumi yang berbeda dengan kondisi sebelumnya. Proses-proses tersebut tidak termasuk pelapukan dan diagenesa.

Pembentukan Batuan Metamorf

Batuan beku dan sedimen dibentuk akibat interaksi dari proses kimia, fisika, biologi dan kondisi-kondisinya di dalam bumi serta di permukaannya. Bumi merupakan sistim yang dinamis, sehingga pada saat pembentukannya, batuan-batuan mungkin mengalami keadaan yang baru dari kondisi-kondisi yang dapat menyebabkan perubahan yang luas di dalam tekstur dan mineraloginya. Perubahan-perubahan tersebut terjadi pada tekanan dan temperatur di atas diagenesa dan di bawah pelelehan, maka akan menunjukkan sebagai proses metamorfisme.

Suatu batuan mungkin mengalami beberapa perubahan lingkungan sesuai dengan waktu, yang dapat menghasilkan batuan polimetamorfik. Sifat-sifat yang mendasar dari perubahan metamorfik adalah batuan tersebut terjadi selama batuan berada dalam kondisi padat. Perubahan komposisi di dalam batuan kurang berarti pada tahap ini, perubahan tersebut adalah isokimia yang terdiri dari distribusi ulang elemen-elemen lokal dan volatil diantara mineral-mineral yang sangat reaktif. Pendekatan umum untuk mengambarkan batas antara diagenesa dan metamorfisme adalah menentukan batas terbawah dari metamorfisme sebagai kenampakan pertama dari mineral yang tidak terbentuk secara normal di dalam sedimen-sedimen permukaan, seperti epidot dan muskovit. Walaupun hal ini dapat dihasilkan dalam batas yang lebih basah. Sebagai contoh, metamorfisme shale yang menyebabkan reaksi kaolinit dengan konstituen lain untuk menghasilkan muskovit. Bagaimanapun juga, eksperimen-eksperimen telah menunjukkan bahwa reaksi ini tidak menempati pada temperatur tertentu tetapi terjadi antara 200°C – 350°C yang tergantung pada pH dan kandungan potasium dari material-material disekitarnya. Mineral-mineral lain yang dipertimbangkan terbentuk pada awal metamorfisme adalah laumonit, lawsonit, albit, paragonit atau piropilit. Masing-masing terbentuk pada temperatur yang berbeda di bawah kondisi yang berbeda, tetapi secara umum terjadi kira-kira pada 150°C atau dikehendaki lebih tinggi. Di bawah permukaan, temperatur di sekitarnya 150°C disertai oleh tekanan lithostatik kira-kira 500 bar.

Batas atas metamorfisme diambil sebagai titik dimana kelihatan terjadi pelelehan batuan. Di sini kita mempunyai satu variabel, sebagai variasi temperatur pelelehan sebagai fungsi dari tipe batuan, tekanan lithostatik dan tekanan uap. Satu kisaran dari 650°C – 800°C menutup sebagian besar kondisi tersebut. Batas atas dari metamorfisme dapat ditentukan oleh kejadian dari batuan yang disebut migmatit. Batuan ini menunjukkan kombinasi dari kenampakan tekstur, beberapa darinya muncul menjadi batuan beku dan batuan metamorf yang lain.

Berdasarkan tingkat malihannya, batuan metamorf dibagi menjadi dua yaitu (1) metamorfisme tingkat rendah (low-grade metamorphism) dan (2) metamorfisme tingkat tinggi (high-grade metamorphism) (Gambar 3.9). Pada batuan metamorf tingkat rendah jejak kenampakan batuan asal masih bisa diamati dan penamaannya menggunakan awalan meta (-sedimen, -beku), sedangkan pada batuan metamorf tingkat tinggi jejak batuan asal sudah tidak nampak, malihan tertinggi membentuk migmatit (batuan yang sebagian bertekstur malihan dan sebagian lagi bertekstur beku atau igneous).

Gambar: memperlihatkan batuan asal yang mengalami metamorfisme tingkat rendah – medium dan tingkat tinggi (O’Dunn dan Sill, 1986).

Pembentukan batuan metamorf selain didasarkan pada tingkat malihannya juga didasarkan pada penyebabnya. Berdasarkan penyebabnya batuan metamorf dibagi menjadi tiga yaitu (1) Metamorfisme kontak/ termal, pengaruh T dominan; (2) Metamorfisme dinamo/ kataklastik/dislokasi/kinematik, pengaruh P dominan; dan (3) Metamorfisme regional, terpengaruh P & T, serta daerah luas. Metamorfisme kontak terjadi pada zona kontak atau sentuhan langsung dengan tubuh magma (intrusi) dengan lebar antara 2 – 3 km (Gambar 3.10). Metamorfisme dislokasi terjadi pada daerah sesar besar/ utama yaitu pada lokasi dimana masa batuan tersebut mengalami penggerusan. Sedangkan metamorfisme regional terjadi pada kulit bumi bagian dalam dan lebih intensif bilamana diikuti juga oleh orogenesa (Gambar 3.11). penyebaran tubuh batuan metamorf ini luas sekali mencapai ribuan kilometer.

Gambar 3.10 memperlihatkan kontak aureole disekitar intrusi batuan beku (Gillen, 1982).

Gambar 3.11 penampang yang memperlihatkan lokasi batuan metamorf (Gillen, 1982).

Pengenalan Batuan Metamorf

Pengenalan batuan metamorf dapat dilakukan melalui kenampakan-kenampakan yang jelas pada singkapan dari batuan metamorf yang merupakan akibat dari tekanan-tekanan yang tidak sama. Batuan-batuan tersebut mungkin mengalami aliran plastis, peretakan dan pembutiran atau rekristalisasi. Beberapa tekstur dan struktur di dalam batuan metamorf mungkin diturunkan dari batuan pre-metamorfik (seperti: cross bedding), tetapi kebanyakan hal ini terhapus selama metamorfisme. Penerapan dari tekanan yang tidak sama, khususnya jika disertai oleh pembentukan mineral baru, sering menyebabkan kenampakan penjajaran dari tekstur dan struktur. Jika planar disebut foliasi. Seandainya struktur planar tersebut disusun oleh lapisan-lapisan yang menyebar atau melensa dari mineral-mineral yang berbeda tekstur, misal: lapisan yang kaya akan mineral granular (seperti: felspar dan kuarsa) berselang-seling dengan lapisan-lapisan kaya mineral-mineral tabular atau prismatik (seperti: feromagnesium), tekstur tersebut menunjukkan sebagai gneis. Seandainya foliasi tersebut disebabkan oleh penyusunan yang sejajar dari mineral-mineral pipih berbutir sedang-kasar (umumnya mika atau klorit) disebut skistosity. Pecahan batuan ini biasanya sejajar dengan skistosity menghasilkan belahan batuan yang berkembang kurang baik.

Pengenalan batuan metamorf tidak jauh berbeda dengan jenis batuan lain yaitu didasarkan pada warna, tekstur, struktur dan komposisinya. Namun untuk batuan metamorf ini mempunyai kekhasan dalam penentuannya yaitu pertama-tama dilakukan tinjauan apakah termasuk dalam struktur foliasi (ada penjajaran mineral) atau non foliasi (tanpa penjajaran mineral) (Tabel 3.12). Pada metamorfisme tingkat tinggi akan berkembang struktur migmatit (Gambar 3.12). Setelah penentuan struktur diketahui, maka penamaan batuan metamorf baik yang berstruktur foliasi maupun berstruktur non foliasi dapat dilakukan. Misal: struktur skistose nama batuannya sekis; gneisik untuk genis; slatycleavage untuk slate/ sabak. Sedangkan non foliasi, misal: struktur hornfelsik nama batuannya hornfels; liniasi untuk asbes.

Variasi yang luas dari tekstur, struktur dan komposisi dalam batuan metamorf, membuatnya sulit untuk mendaftar satu atau lebih dari beberapa kenampakkan yang diduga hasil dari proses metamorfisme. Oleh sebab itu hal terbaik untuk mempertimbangkan secara menerus seperti kemungkinan banyaknya perbedaan kenampakan-kenampakan yang ada.

Table 3.12 Diagram alir untuk identifikasi batuan metamorf secara umum (Gillen, 1982).

Gambar 3.12 Berbagai struktur pada migmatit dengan leukosom (warna terang) (Compton, 1985).

Struktur Batuan Metamorf

Secara umum struktur yang dijumpai di dalam batuan metamorf dibagi menjadi dua kelompok besar yaitu struktur foliasi dan struktur non foliasi. Struktur foliasi ditunjukkan oleh adanya penjajaran mineral-mineral penyusun batuan metamorf, sedang struktur non foliasi tidak memperlihatkan adanya penjajaran mineral-mineral penyusun batuan metamorf.

Struktur Foliasi

a. Struktur Skistose: struktur yang memperlihatkan penjajaran mineral pipih (biotit, muskovit, felspar) lebih banyak dibanding mineral butiran.

b. Struktur Gneisik: struktur yang memperlihatkan penjajaran mineral granular, jumlah mineral granular relatif lebih banyak dibanding mineral pipih.

c. Struktur Slatycleavage: sama dengan struktur skistose, kesan kesejajaran mineraloginya sangat halus (dalam mineral lempung).

d. Struktur Phylitic: sama dengan struktur slatycleavage, hanya mineral dan kesejajarannya sudah mulai agak kasar.

Struktur Non Foliasi

a. Struktur Hornfelsik: struktur yang memperlihatkan butiran-butiran mineral relatif seragam.

b. Struktur Kataklastik: struktur yang memperlihatkan adanya penghancuran terhadap batuan asal.

c. Struktur Milonitik: struktur yang memperlihatkan liniasi oleh adanya orientasi mineral yang berbentuk lentikuler dan butiran mineralnya halus.

d. Struktur Pilonitik: struktur yang memperlihatkan liniasi dari belahan permukaan yang berbentuk paralel dan butiran mineralnya lebih kasar dibanding struktur milonitik, malah mendekati tipe struktur filit.

e. Struktur Flaser: sama struktur kataklastik, namun struktur batuan asal berbentuk lensa yang tertanam pada masa dasar milonit.

f. Struktur Augen: sama struktur flaser, hanya lensa-lensanya terdiri dari butir-butir felspar dalam masa dasar yang lebih halus.

g. Struktur Granulose: sama dengan hornfelsik, hanya butirannya mempunyai ukuran beragam.

h. Struktur Liniasi: struktur yang memperlihatkan adanya mineral yang berbentuk jarus atau fibrous.

Tekstur Batuan Metamorf

Tekstur yang berkembang selama proses metamorfisme secara tipikal penamaanya mengikuti kata-kata yang mempunyai akhiran -blastik. Contohnya, batuan metamorf yang berkomposisi kristal-kristal berukuran seragam disebut dengan granoblastik. Secara umum satu atau lebih mineral yang hadir berbeda lebih besar dari rata-rata; kristal yang lebih besar tersebut dinamakan porphiroblast. Porphiroblast, dalam pemeriksaan sekilas, mungkin membingungkan dengan fenokris (pada batuan beku), tetapi biasanya mereka dapat dibedakan dari sifat mineraloginya dan foliasi alami yang umum dari matrik. Pengujian mikroskopik porphiroblast sering menampakkan butiran-butiran dari material matrik, dalam hal ini disebut poikiloblast. Poikiloblast biasanya dianggap terbentuk oleh pertumbuhan kristal yang lebih besar disekeliling sisa-sisa mineral terdahulu, tetapi kemungkinan poikiloblast dapat diakibatkan dengan cara pertumbuhan sederhana pada laju yang lebih cepat daripada mineral-mineral matriknya, dan yang melingkupinya. Termasuk material yang menunjukkan (karena bentuknya, orientasi atau penyebarannya) arah kenampakkan mula-mula dalam batuan (seperti skistosity atau perlapisan asal); dalam hal ini porphiroblast atau poikiloblast dikatakan mempunyai tekstur helicitik. Kadangkala batuan metamorf terdiri dari kumpulan butiran-butiran yang berbentuk melensa atau elipsoida; bentuk dari kumpulan-kumpulan ini disebut augen (German untuk “mata”), dan umumnya hasil dari kataklastik (penghancuran, pembutiran, dan rotasi). Sisa kumpulan ini dihasilkan dalam butiran matrik. Istilah umum untuk agregat adalah porphyroklast.

Tekstur Kristaloblastik

Tekstur batuan metamorf yang dicirikan dengan tekstur batuan asal sudah tidak kelihatan lagi atau memperlihatkan kenampakan yang sama sekali baru. Dalam penamaannya menggunakan akhiran kata –blastik. Berbagai kenampakan tekstur batuan metamorf dapat dilihat pada Gambar 3.13.

a. Tekstur Porfiroblastik: sama dengan tekstur porfiritik (batuan beku), hanya kristal besarnya disebut porfiroblast.

b. Tekstur Granoblastik: tekstur yang memperlihatkan butir-butir mineral seragam.

c. Tekstur Lepidoblastik: tekstur yang memperlihatkan susunan mineral saling sejajar dan berarah dengan bentuk mineral pipih.

d. Tekstur Nematoblastik: tekstur yang memperlihatkan adanya mineral-mineral prismatik yang sejajar dan terarah.

e. Tekstur Idioblastik: tekstur yang memperlihatkan mineral-mineral berbentuk euhedral.

f. Tekstur Xenoblastik: sama dengan tekstur idoblastik, namun mineralnya berbentuk anhedral.

Tekstur Palimpset

Tekstur batuan metamorf yang dicirikan dengan tekstur sisa dari batuan asal masih bisa diamati. Dalam penamaannya menggunakan awalan kata –blasto.

a. Tekstur Blastoporfiritik: tekstur yang memperlihatkan batuan asal yang porfiritik.

b. Tekstur Blastopsefit: tekstur yang memperlihatkan batuan asal sedimen yang ukuran butirnya lebih besar dari pasir.

c. Tekstur Blastopsamit: sama dengan tekstur blastopsefit, hanya ukuran butirnya sama dengan pasir.

d. Tekstur Blastopellit: tekstur yang memperlihatkan batuan asal sedimen yang ukuran butirnya lempung.

Komposisi Batuan Metamorf

Pertumbuhan dari mineral-mineral baru atau rekristalisasi dari mineral yang ada sebelumnya sebagai akibat perubahan tekanan dan atau temperatur menghasilkan pembentukan kristal lain yang baik, sedang atau perkembangan sisi muka yang jelek; kristal ini dinamakan idioblastik, hypidioblastik, atau xenoblastik. Secara umum batuan metamorf disusun oleh mineral-mineral tertentu (Tabel 3.13), namun secara khusus mineral penyusun batuan metamorf dikelompokkan menjadi dua yaitu (1) mineral stress dan (2) mineral anti stress. Mineral stress adalah mineral yang stabil dalam kondisi tekanan, dapat berbentuk pipih/tabular, prismatik dan tumbuh tegak lurus terhadap arah gaya/stress meliputi: mika, tremolit-aktinolit, hornblende, serpentin, silimanit, kianit, seolit, glaukopan, klorit, epidot, staurolit dan antolit. Sedang mineral anti stress adalah mineral yang terbentuk dalam kondisi tekanan, biasanya berbentuk equidimensional, meliputi: kuarsa, felspar, garnet, kalsit dan kordierit.

Gambar 3.13 Tekstur batuan metamorf (Compton, 1985).

A. Tekstur Granoblastik, sebagian menunjukkan tekstur mosaik; B. Tekstur Granoblatik berbutir iregular, dengan poikiloblast di kiri atas; C. Tekstur Skistose dengan porpiroblast euhedral; D. Skistosity dengan domain granoblastik lentikuler; E. Tekstur Semiskistose dengan meta batupasir di dalam matrik mika halus; F. Tekstur Semiskistose dengan klorit dan aktinolit di dalam masa dasar blastoporfiritik metabasal; G. Granit milonit di dalam proto milonit; H. Ortomilonit di dalam ultramilonit; I. Tekstur Granoblastik di dalam blastomilonit.

Tabel 3.13 Ciri-ciri fisik mineral-mineral penyusun batuan metamorf (Gillen, 1982)

Setelah kita menentukan batuan asal mula metamorf, kita harus menamakan batuan tersebut. Sayangnya prosedur penamaan batuan metamorf tidak sistematik seperti pada batuan beku dan sedimen. Nama-nama batuan metamorf terutama didasarkan pada kenampakan tekstur dan struktur (Tabel 3.14). Nama yang umum sering dimodifikasi oleh awalan yang menunjukkan kenampakan nyata atau aspek penting dari tekstur (contoh gneis augen), satu atau lebih mineral yang ada (contoh skis klorit), atau nama dari batuan beku yang mempunyai komposisi sama (contoh gneis granit). Beberapa nama batuan yang didasarkan pada dominasi mineral (contoh metakuarsit) atau berhubungan dengan facies metamorfik yang dipunyai batuan (contoh granulit).

Metamorfisme regional dari batulumpur melibatkan perubahan keduanya baik tekanan dan temperatur secara awal menghasilkan rekristalisasi dan modifikasi dari mineral lempung yang ada. Ukuran butiran secara mikroskopik tetap, tetapi arah yang baru dari orientasi mungkin dapat berkembang sebagai hasil dari gaya stres. Resultan batuan berbutir halus yang mempunyai belahan batuan yang baik sekali dinamakan slate. Bilamana metamorfisme berlanjut sering menghasilkan orientasi dari mineral-mineral pipih pada batuan dan penambahan ukuran butir dari klorit dan mika. Hasil dari batuan yang berbutir halus ini dinamakan phylit, sama seperti slate tetapi mempunyai kilap sutera pada belahan permukaannya. Pengujian dengan menggunakan lensa tangan secara teliti kadangkala memperlihatkan pecahan porpiroblast yang kecil licin mencerminkan permukaan belahannya. Pada tingkat metamorfisme yang lebih tinggi, kristal tampak tanpa lensa. Disini biasanya kita menjumpai mineral-mineral yang pipih dan memanjang yang terorientasi kuat membentuk skistosity yang menyolok. Batuan ini dinamakan skis, masih bisa dibelah menjadi lembaran-lembaran. Umumnya berkembang porpiroblast; hal ini sering dapat diidentikkan dengan sifat khas mineral metamorfik seperti garnet, staurolit, atau kordierit. Masih pada metamorfisme tingkat tinggi disini skistosity menjadi kurang jelas; batuan terdiri dari kumpulan butiran sedang sampai kasar dari tekstur dan mineralogi yang berbeda menunjukkan tekstur gnessik dan batuannya dinamakan gneis. Kumpulan yang terdiri dari lapisan yang relatif kaya kuarsa dan feldspar, kemungkinan kumpulan tersebut terdiri dari mineral yang mengandung feromagnesium (mika, piroksin, dan ampibol). Komposisi mineralogi sering sama dengan batuan beku, tetapi tekstur gnessik biasanya menunjukkan asal metamorfisme; dalam kumpulan yang cukup orientasi sering ada. Penambahan metamorfisme dapat mengubah gneis menjadi migmatit. Dalam kasus ini, kumpulan berwarna terang menyerupai batuan beku tertentu, dan perlapisan kaya feromagnesium mempunyai aspek metamorfik tertentu.

Jenis batuan metamorf lain penamaannya hanya berdasarkan pada komposisi mineral, seperti: Marmer disusun hampir semuanya dari kalsit atau dolomit; secara tipikal bertekstur granoblastik. Kuarsit adalah batuan metamorfik bertekstur granobastik dengan komposisi utama adalah kuarsa, dibentuk oleh rekristalisasi dari batupasir atau chert/rijang. Secara umum jenis batuan metamorfik yang lain adalah sebagai berikut:

Amphibolit: Batuan yang berbutir sedang sampai kasar komposisi utamanya adalah ampibol (biasanya hornblende) dan plagioklas.

Eclogit: Batuan yang berbutir sedang komposisi utama adalah piroksin klino ompasit tanpa plagioklas felspar (sodium dan diopsit kaya alumina) dan garnet kaya pyrop. Eclogit mempunyai komposisi kimia seperti basal, tetapi mengandung fase yang lebih berat. Beberapa eclogit berasal dari batuan beku.

Granulit: Batuan yang berbutir merata terdiri dari mineral (terutama kuarsa, felspar, sedikit garnet dan piroksin) mempunyai tekstur granoblastik. Perkembangan struktur gnessiknya lemah mungkin terdiri dari lensa-lensa datar kuarsa dan/atau felspar.

Hornfels: Berbutir halus, batuan metamorfisme thermal terdiri dari butiran-butiran yang equidimensional dalam orientasi acak. Beberapa porphiroblast atau sisa fenokris mungkin ada. Butiran-butiran kasar yang sama disebut granofels.

Milonit: Cerat berbutir halus atau kumpulan batuan yang dihasilkan oleh pembutiran atau aliran dari batuan yang lebih kasar. Batuan mungkin menjadi protomilonit, milonit, atau ultramilomit, tergantung atas jumlah dari fragmen yang tersisa. Bilamana batuan mempunyai skistosity dengan kilap permukaan sutera, rekristralisasi mika, batuannya disebut philonit.

Serpentinit: Batuan yang hampir seluruhnya terdiri dari mineral-mineral dari kelompok serpentin. Mineral asesori meliputi klorit, talk, dan karbonat. Serpentinit dihasilkan dari alterasi mineral silikat feromagnesium yang terlebih dahulu ada, seperti olivin dan piroksen.

Skarn: Marmer yang tidak bersih/kotor yang mengandung kristal dari mineral kapur-silikat seperti garnet, epidot, dan sebagainya. Skarn terjadi karena perubahan komposisi batuan penutup (country rock) pada kontak batuan beku.

Tabel 3.14 Klasifikasi Batuan Metamorf (O’Dunn dan Sill, 1986).

Klasifikasi Batuan Sedimen Karbonat

  Klasifikasi Batuan Sedimen Karbonat

 Klasifikasi batuan karbonat

Secara umum, klasifikasi batuan karbonat ada 2 macam, yaitu: klasifikasi deskriptif dan klasifikasi genetik. Klasifikasi deskriptif merupakan klasifikasi yang didasarkan pada sifat-sifat batuan yang dapat diamati dan dapat ditentukan secara langsung, seperti fisik, kimia, biologi, mineralogi atau tekstur. Klasifikasi genetik merupakan klasifikasi yang lebih menekankan pada asal usul batuan.

Klasifikasi Grabau (1904)

Menurut klasifikasi Grabau, batugamping dapat dibagi menjadi 5 macam, yaitu:

a. Calcirudite, yaitu batugamping yang ukuran butirnya lebih besar daripada pasir

    (>2 mm).

b. Calcarenite, yaitu batugamping yang ukuran butirnya sama dengan pasir (1/16

    – 2 mm).

c. Calcilutite, yaitu batugamping yang ukuran butirnya lebih kecil dari pasir

    (<1/16 mm).

d. Calcipulverite, yaitu batugamping hasil presipitasi kimiawi, seperti

    batugamping kristalin.

e. Batugamping organik, yaitu hasil pertumbuhan organisme secara insitu seperti

    terumbu dan stromatolite.

 Klasifikasi Folk (1959)

Parameter utama yang dipakai pada klasifikasi ini adalah tekstur deposisi. Folk

menyatakan bahwa proses pengendapan batuan karbonat dapat disebandingkan dengan proses pengendapan batupasir atau batulempung.Menurut Folk ada 3 macam komponen utama penyusun batugamping yaitu:

a. Allochem, yaitu material karbonat sebagai hasil presipitasi kimiawi atau biokimia yang telah mengalami transportasi (intrabasinal), analog dengan butiran pasir atau gravel pada batuan asal daratan. Allochem ada 4 macam yaitu intraclast, oolite, pelet dan fosil.

b. Microcrystalline calcite ooze (micrite), yaitu material karbonat yang berdiameter 1-4 mikron, translucent, dan berwarna kecoklatan (dalam asahan tipis). Sedangkan dalam handspecimen, micrite bersifat opak dan dull, berwarna pitih, abu-abu, abu-abu kecoklatan atau hitam. Micrite analog deengan lempung pada batulempung atau matrik lempung pada batupasir.

c. Sparry calcite (sparite), yaitu komponen yang berbentuk butiran atau kristal  yang berdiameter >/= 4 mikron (4-10 mikron) dan memperlihatkan kenampakan yang jernih dan mozaik dalam asahan tipis, berfungsi sebagai pore filling cement. Sparite analog dengan semen pada clean sandstone. Berdasarkan perbandingan relatif antara allochem, micrite dan sparite serta jenis allochem yang dominan, maka Folk membagi batugamping menjadi 4 famili. Batugamping tipe I dan II disebut sebagai allochemical rock (allochem > 10%), sedangkan batugamping tipe III disebut sebagai orthochemical rock (allochem =/< 10%). Batas ukuran butir yang digunakan oleh Folk untuk membedakan antara butiran (allochem) dan micrite adalah 4 micron (lempung).

Batugamping tipe I analog dengan batupasir/konglomerat yang tersortasi bagus dan terbentuk pada high-energy zone, batugamping tipe II analog dengan batupasir lempungan atau konglomerat lempungan dan terbentuk pada low-energy zone, dan batugamping tipe III analog dengan batulempung dan terbentuk pada kondisi tenang (lagoon). Prosedur pemberian nama batuan menurut Folk adalah:

1. Jika intraclast > 25%  intraclastic rock

2. Jika intraclast =/< 25%, lihat prosentase oolite-nya

3. Jika oolite >25%  oolitic rock

4. Jika intraclast =/<25% dan oolite =/<25%, lihat perbandingan antara fosil

dengan pelet, yaitu: a) fosil:pellet > 3:1  biogenic rock, b) fossil:pellet < 3:1

 pellet rock, c) fossil:pellet = 3:1 – 1:3  biogenic pellet rock.

Aturan penamaan batuan adalah sebagai berikut: kata pertama adalah jenis allochem yang dominan dan kata kedua adalah jenis orthochem yang dominan, contoh: intrasparite, biomicrite, dll.

 Klasifikasi Dunham (1962)

Dunham membuat klasifikasi batugamping berdasarkan tekstur deposisi batugamping, yaitu tekstur yang terbentuk pada waktu pengendapan batugamping, meliputi ukuran butir dan susunan butir (sortasi). Ada beberapa hal yang perlu diperhatikan sehubungan dengan pengklasifikasian batugamping berdasarkan tekstur

deposisinya, yaitu:

1. Derajat perubahan tekstur pengendapan

2. Komponen asli terikat atau tidak terikat selama proses deposisi

3. Tingkat kelimpahan antar butiran (grain) dan lumpur karbonat

      

       Berdasarkan ketiga hal tersebut di atas, maka Dunham mengklasifikasikan batugamping menjadi 5 macam, yaitu mudstone, wackestone, packestone, grainstone, dan boundstone. Sedangkan batugamping yang tidak menunjukkan tekstur deposisi disebut crystalline carbonate. Fabrik (supportation) grain-supported (butiran yang satu dengan yang lain saling mendukung) dan mud-supported (butiran mengambang di dalam matrik lumpur karbonat) digunakan untuk membedakan antara wackestone dan packestone. Dunham tidak memperhatikan jenis butiran karbonatnya seperti klasifikasi Folk. Batas ukuran butir yang digunakan oleh Dunham untuk membedakan antara butiran dan lumpur karbonat adalah 20 mikron (lanau kasar). Klasifikasi batugamping yang didasarkan pada tekstur deposisi dapat dihubungkan dengan fasies terumbu dengan tingkat energi yang bekerja, sehingga dapat untuk interpretasi lingkungan pengendapan.

 Klasifikasi Embry and Klovan (1971)

Klasifikasi ini didasarkan pada tekstur pengendapan dan merupakan pengembangan dari klasifikasi Dunham (1962) yaitu dengan menambahkan kolom khusus pada kolom boundstone, menghapus kolom crystalline carbonate, dan membedakan % butiran yang berdiameter </= 2 mm dari butiran yang berdiameter > 2m, Dengan demikian klasifikasi Embry and Klovan seluruhnya didasarkan pada tekstur pengendapan dan lebih tegas di dalam ukuran butir yaitu ukuran grain =/>0,03 – 2 mm dan ukuran lumpur karbonat <0,03 mm. Berdasarkan cara terjadinya, Embry & Klovan membagi batugamping menjadi dua kelompok, yaitu batugamping allochton dan batugamping autochton. Batugamping autochton adalah batugamping yang komponen penyusunnya berasal dari organisme yang saling mengikat selama pengendapannya. Batugamping ini dibagi menjadi 3 yaitu: bafflestone (tersusun oleh biota berbentuk cabang), bindstone (tersusun oleh biota berbentuk menegrak atau lempengan) dan framestone (tersusun oleh biota berbentuk kubah atau kobis). Batugamping allochton adalah batugamping yang komponennya berasal dari sumbernya oleh fragmentasi mekanik, kemudian mengalami transportasi dan diendapkan kembali sebagai partikel padat. Batugamping ini dibagi menjadi 6 macam

yaitu: mudstone, wackestone, packetone, grainstone, floatstone dan rudstone. Dengan demikian klasifikasi Embry & Klovan sangat tepat untuk mempelajari fasies terumbu dan tingkat energi pengendapan.

b. Lingkungan pengendapan, fasies dan geometri

Meskipun lingkungan pembentukan endapan karbonat dapat terjadi mulai dari zona supratidal sampai cekungan yang lebih dalam di luar shelf, paparan cekungan dangkal (shallow basin platform) yang meliputi middle shelf dan outer shelf adalah tempat produksi endapan karbonat yang utama dan kemudian tempat ini disebut sebagai subtidal carbonate factory.

Endapan-endapan karbonat yang dihasilkan akan terakumulasi pada shelf, sebagian mengalami trasportasi ke arah daratan, yaitu ke tidal flat, pantai, atau lagoon,

sedangkan sebagian lagi mengalami trasportasi ke arah laut, yaitu ke cekungan yang

lebih dalam. Pada lingkungan laut yang dalam jarang terbentuk endapan karbonat, kecuali merupakan hasil jatuhan dari plankton yang mensekresikan kalsium karbonat

dan hidup di air permukaan. Terumbu merupakan salah satu sumber produksi endapan karbonat di paparan atau cekungan di luar paparan. Terumbu adalah suatu timbulan karbonat yang dibentuk oleh pertumbuhan organisme yang insitu, mempunyai potensi untuk berdiri tegar dan membenrtuk struktur topografi yang tahan gelombang. James (1979) membagi fasies terumbu masa kini secara fisiografi menjadi 3 macam:

1. Fasies Inti Terumbu (reef core facies)

Fasies ini tersusun oleh batugamping yang masif dan tidak berlapis. Berdasarkan litologi dan biota penyusunnya, fasies ini dapa dibagi menjadi 4 sub-fasies yaitu:

a. Sub-fasies puncak terumbu (reef-crest)

Litologi berupa framestone dan bindstone, sebagai hasil pertumbuhan biota jenis kubah dan mengerak dan merupakan very high energy zone.

b. Sub-fasies dataran terumbu (reef flat)

Litologi berupa rudstone, grainstone, dan nodule dari ganggang karbonatan dan merupakan daerah berenergi sedang dan tempat akumulasi rombakan terumbu.

c. Sub-fasies terumbu depan (reef front)

Litologi berupa bafflestone, bindstone dan framestone dan merupakan daerah berenergi lemah-sedang.

d. Sub-fasies terumbu belakang (back reef)

Litologi berupa bafflestone dan floatstone dan merupakan daerah energi lemah dan relatif tenang.

2. Fasies Depan Terumbu (fore reef facies)

Litologi berupa grainstone dan rudstone dan merupakan lingkungan yang mempunyai kedalaman >30m dengan lereng 45 - 60°. Semakin jauh dari inti terumbu (kearah laut) litologi berubah menjadi packstone, wackstone dan mudstone.

3. Fasies Belakang Terumbu (back reef facies)

Fasies ini disebut juga fasies lagoon dan meliputi zona laut dangkal (< 30m)

dan tidak berhubungan dengan laut terbuka. Kondisi airnya tenang, sirkulasi air terbatas, dan banyak biota penggali yang hidup di dasar. Litologi berupa packetone, wackestone dan mudstone dan banyak dijumpai struktur jejak dan bioturbasi, baik horizontal maupun vertikal.

c. Porositas dan proses diagenesa

Tipe porositas utama pada batuan karbonar adalah vuggy (pori-pori yang lebih

besar dari butiran), intergranular (antar butir), intragranular (dalam butiran, contohnya material cangkang atau shell), dan chalky.

Diagenesa yang berakibat pada berubahnya porositas dan permeabilitas dapat dikelompokkan atas:

- Pelarutan (leaching) yang umumnya akan meningkatkan porositas dan

permeabilitas

- Dolomitisasi yang akan meningkatkan porositas dengan menciptakan pori yang

lebih besar, atau dapat juga malahan akan mengurangi porositas jika terjadi

pertumbuhan interlocking mosaic dari kristal-kristal dolomit. Dolomitisasi

sering meningkatkan permeabilitas secara dramatis dikarenakan pembentukan

lubang pelarutan (solution vug) dan retakan pasca penimbunan (post-burial)

yang lebih besar

- Retakan (fracturing) dikarenakan adanya breksiasi, sesar atau kekar yang akan

meningkatkan permeabilitas

- Rekritaslisasi oleh neomorphism dari mikrit menjadi ukuran kristal yang lebih

besar yang akan meningkatkan porositas

- Semen yang akan menurunkan porositas dan permeabilitas