Geolo i ek
r
Uaerah g e n e l i t i a n gecara f i s i o g r a f i k t e r l e t a k d i d a t ar an pantai rawa pasang surut.
Nenuwt Pglak (1941) raw8 pan_
t a i t i m u r Sumatera berasal d a r i tenggelamnya dataran kering bervegetasi sebagai akibat permukaan a i r l a u t yang naik secara euartatik d i zamen Molosen, KeJadian ind merupakan awal gembentukan gambut yang d i jumpai sekarang duduk atss detaran aluviwa Palembang, Dataran aluviwm rawa pasang s u r u t Sumatera Selatan d i sebelah s e l a t a n dan barat d i b a t a s i oleh Antiklinorium Palembang (Gambar ?),
d i mana tersingkap untuk sebagian besar
Formasi Palembang Bawah beiosen dan Formasi Palembang Tengah Plio-Pliosen,
D i u jung t i m u r AntiM inorium Palembang muncul
bukit k e c i l grcanit y a w d i k e l i l i n g i oleh Formasi Telisa A t a s Miosen Bawah (Gambar 2).
Susunan Formasi Neogen
didasarkan a t a ~s t r a t i g r a f i l o k a l , berturut-turut dari:
gamping bernapal, b e r f o s i l foraminifera k e c i l ;
Formasi Pa-
- W t u l i a t marin dengan sisipan
batupasir dan Lagisan septaria b e r f o s i l ; Tengah ( f a s i e s p a r a l i k )
terdiri
- serpih dan betu
Formasi Telisa A t a s ( f a s i e s serpih)
lembang Bawah ( f a s i e s masin)
yang
Formasi Palembang
- aebagian marin, batulia t, batupasir
W r l i a t dengan banyak qisipan ;Lipit dan sedik$.t bahan %fa v ~ l b n i k(mrke, 1957; van Bemmelen, i%9). Wogenesis Rlio-Pleistosen W-W
mermpakan ge j s l a tektonik
Mralrhir yan g mempengaruhi perkembangan geo$og$,
Antiklinorium Polembang
4,
Peg. Gumai
2.
Antiktinorium Pendopo
3
$hklin Lematang
5. 6.
Gn-6atu
I,
Qam"ar 1.
Peg, Garbo
Datnran Aluvium Palembang, Pols Draina6, dan Antiklinorium $umber : N.TH ,.Verstoppen
1973)
1-1
Fonnosi Telisa Atos Miosen Bowoh
Dotarm olurium Formad POkmbOn~Atas Plio a leis to son Formosi Polembong Tengoh Mio Pliosen Forno' POkbong Bowoh Mioten Tendah
(30nbbar 2.
.. ..
1-
hrmosi Rliso Bowah
Gmnit
Sumber: Peta Geologi Cmotro Seloton J. Z w i t r r y t k i (19381
Pel0 Geologi Doeroh Sumatero Selatan
%matera (van Bemmelen, 1949; de Coster, I974
Pewugan
Berisan yang t e l a h tersngkat mendad$ volkanik dsn bere8mak ad dengan i t u sedimen dalam cekwgan t e r s i e r mengalami pe-
l i p a t a n dan pengangkaten.
Bahan volkanik yang berasal d a r i
Pegunungan Barisan (tufa batuapung masarn, batugasir t u f a ) beserta sedimen yang t e r e r o s i d a r i a n t i k l i n diendapkan dalam s i n k t i n den palung yang terbentuk selama orogensis tersebut dan rpemben-t;uk Fomssi Paleabang Atas Plio-Pleistosen (fssies v ~ l k a n i k ) , Fonnsgi 3ersebut terdiri d a r i tufa batuapung masam, batupasir tufa dsn bentoni t.
Sementara
i t u sedimen yang diendepksn sebelwn orogenesis t e r d i r i d a r i bahan d e t r i t u s y a w diduga bersssl d a r i daerah denudasi dar a t a n Sunda Purba, Perlu pula dikemukakan bahwa berdasarkan s t r a t i g s a f i regional formasi neogen d i Sumatera Selatan t e r d i r i d a r i
.
formasi-formasi sebagai berikut:
Formasi Talang Akar (TAF)
Oligo-Uosen, Formasi btu Raja (BRF) Miosen Bawah A t a s , Formasi Gumai (GUE) Ktosen Bawah A t a s , Formasi A i r Benakat
(ABF) PUosen Tengah, Formasi Muara &im (MEF) Miosen Tengah k t a s , dan Fonnasi Kasai (KAF) Miosen-Pliosen (Pribadi, 1978;
Abdul Wabab, 1986).
Pribadi (1978) selanjutnya menerangkan
pada peta l o k a s i daerah pasang s u r u t d i Sumatera Selatan yang dibuat Litbang Pertamina 3akarta dijumpai tamrda simbol a n t i k l i n d i sebelah tiraur Delta Upang yang menjurus ke barat.
Dataran Pantai L i n g k u n ~ nPengendapan Sedimen *
Lingkungan sedimentasi terbagi dalam lingkungran benua ,
marin, den p e r e l i h s n (Krumbein dan Sloss, 1958),
Rawa pan-i
dijumpai dalam lingkungan peralihan, d i mana t e r j a d i pergaq t i a n antara a i r tawar dan a i r a s i n ,
Tiga keadaan lingkung-
an peralihan dapat dibedakan y a i t u d e l t a , laguna, dan l i t o ral,
Delta merupakan endapan sedimen yang bahannya dibawa oleh a l i r a n sungai dan disebar oleh gelombang dan arus. Pertumbuhan d e l t a tergantung d a r i bahan d e t r i t u s yang jumlah l e b i h besar daripada gelombang dan a r u s l a u t dapat mendispersinya secara sempurna,
ber-
yang
@ram t e r l a r u t d i b-a
gian d e l t a ke arah l a u t mempengaruhi sedimentasi, Laguna menerima a i r tawar dan sedimen d a r i a l i r a n sungai dan a i r garam d a r i l a u t melalui gintu masuk pasang suPut, sehingga d i dalam l a g u m terdapat a i r payau, Lingkungan l i t o r a l adalah lingkungarn p a n t a i yang meluaa d a r i daerah pasang neik sacupai ke pasang krrun,
Ling-
kungan l i t ~ r e lyaw dilindungi oleh day8 gelombang s e p e r t i dalam e s t u a r i w , dapat slerupakan dataren passng s u r u t yang l e b r , tersusun tewtama d a r i lumpwe Pertsmbahan Dataran pantai Palembang menurut ibhniike (dalam van bmmelen, 1%9),
terbentuk oleh pertambhan
pantai dengan
Tjia, Asikin, dan
kecepaten s e k i t a r 125 meter t i a p talwn.
msi
pantai oleh sungai
-
s e j a k tahurn 1600 hinggs 1940 sepan
jang Mra-Mre 170 km dengan laju 500 meter per tahun. f b t a Palembang yang pada waktu sekarang t e r l e t a k jauh
d i pedalamcan, adalah sebuah pelabuhan l a u t kira-kira empat
ratus tahun yang l a l u ,
Menurut Obdeyn (1941
- 1944) pew-
gambar peta dahulu menganggap bahwa terdapat suatu
teluk
dekat Jambi yang masuk jauh sampai ke pedalaman memisahksn dua daerah yang disebut Suvarnadwipa (Sumatera Utara dan ~ e n g a h )dan Yavaidwipa (sumatera Selatan narya)
.
+ Jawa yang sebe-
Beru s e t e l a h 1175 dibedakan antara Java-Minor
(Sumatera Selatan) dan Java Me jor (Jawa yang sebenarnya )
.
Menurut Chambers dan Abdullah (1977) pembentukan Delta bang dimulai
oleh karena d i l o k a s i percampuran a i r
tawar dengan a i r l a u t ter;)adi f l o k u l a s i . yang bersatu menjadi p a r t i k e l besar
Zarah-zarah l i a t
langsung diendapkan.
Lama-lama terbentuk gosong lumpur dan dalam waktu singka t 7
ditumbuhi bakau.
Akhirnya terbentuklah pulau yang mearisak
ken sungai h s i menaadi dua a l i r a n
(s.
Musi dan S, b a n g ) .
Menurut peta kll (1710, dalam OWeyn, 1941 ) kira* I l l l l r
k i r a 290
$shun
yang l a l u d i mulut telvk Palembang Purls mu-
l a i muncul s u a w pulau (mag~hd i Wwah permukaan a$r),yang letaknya bira-kira d i h l t 8 Upang ~ekarsng(Gembar 3). Selanju-
pets Tindal dan Hinderstein (1812, dalam w OWeyn,
.
1941) menun jukkan mun~ulnyabebepapa pulpu l a i n dalaom teluk
Palembang pa am bar 4). Pemukaan l a u t sekarang d i s e k i t a r kepulauan timah (Bangka-Belitung) mengalami kisaran pasang s u r u t antara 1.5 sampai s e d i k i t d i atas 2 meter.
Kepulauan timah
tersebut
t e r l e t a k d i a t a s daratan Sunda yang s t a b i l secsra tektonik dan efek gerakan kerak epirogenesis dianggap n i h i l ( ~ ~ i a , Su j i t n o ,
Sukli ja,
Harsono, Rwchmat, kbinirn,
dan Qjunaedi,
1983/1984) TJia dkk. (1983b 984) ingin mendelaskan t e r jadinya f l u k tuasi gemukaan l a u t e u s t a t i k Holosen sejak 5300 tahun yang
l a l u $1 Wlau Ban4fka den %J,i$ung berdasarkan umw rsdio-
me
b r b o n (I4c) kerang (oyster), ganggang (algae) kapur dan
luska sebagai indikator gsris pantai dibbungkan dengan let a k penemusn fosilnya dS, a t a s a % @i ~ bawsh permukasn po-
sang naik sekarang.
Mereka menganggap baWa permukaan laut
t e l a h mencapai kedudukan sekarang 200 tahw yang l a l u mungkin l e b i h (Gaqbar 5).
atau
Pemvkaan laut eustatik antara
5300 dan 5000 tahun sebelum waktu sekarang (SWS) berada 1 sampai mungkin 5 meter d i bawah gasang naik sekarang. mukaan l a u t p a s a n g kira-kisa 2,5 dan 1.2 meter d i a t a s
Perair
paaang naik sekarang berturut-lullut dijumpai antara 4800 sampai 4000 SWS dan 2300 sampai 1500 SWS. Verstappen (1973 ) berpendapa t bahwa lebarnya da taran pantai d i timur Sumatera l e b i h d i t e n t u k n
oleh perubahan
Gombor
81
Gombor 4 a
Pulau rnuncul dolom Teluk &otro Seloton menurut Peto Moll ( 1 7 0 4 1710)
Pontoi Polembong menurut P e t o Tindol don Hinderstein (1842)
11
permukaan sir l a ~ cian t gerakan kercak
mi daripada
oleh ke-
tehun S W S Gombor 5 . Fluktuosi Muko Lout Holoscn di Kcpulouon f i m o h . (poris oodot don d i Joziroh Moloysio (goris tilik) (menurut T i i o dkk, 1883/1984)
KetefOnpOn
A-
Kedudukon poris ponloi h o l o s m /don doto rodiokorbon B - Bongko) Be- Belilunp) K - Kundur SWS Sebelurn Woktu Sekorong ( 0 s WS- Tohun H o s r h i 1950)
-
Sa-n
oraanik. Sebagian besar t e r d i r i d a r i s i s a ba-
hpn orgsnik (gambut, bafttbsra ban lain-lain).
lbnuntt Pons
dah Zonneveld (1965) gaopbut terbentuk ~ l d hproses geogenesis, sedangksn tanah gambut atau Histosol dibantvk oLeh pedogenesis. Akumulasi babn ~ r g a n i ksampai terbentuk
galpbut d a p ~ i t
t e r jadi d i daerah t r o p i k ~basah dengan keadaen lingkungan pembentukannya reduktif dan drainase terhalang. Pons (1974) atas:
proses gembentukan H i s t o s ~ ldapat
Menurut dibedakan
(I ) pedogenesis permulaan yang dilakukan oleh aktivk
t a s biologik dalam lingkungan reduksi
, dan
(2 ) pedogenesis
yang t e r j a d i dalam lingkungan oksidasi disebabkan drainase, reklamasi, dan usaha pertanian. Histosol yang mengandung 18 hingga 38 persen C-organik dinamakan tanah mineral bergambut, s e p e r t i yang dijumpai pada Terric y-Tropohemist,
Clayey, Dysic d i daerah b r a n g
ugung, Sumatera Selqtan (Tim Survai ZPB, 1978).
Dtxa p r ~ f i b
tanah tersebut disa jikan dalam Tabel Lampiran 1. Penanggalan i 4 ~ ganbut b p e h d i Jambi d a r i kedalaman 200 sampai 250 cea menun jukkan umur 4040 2 180 tahun, sedang-
kan gamlart d a r i kedalmsn 709 sampai 759 cm bewmur 5710
+
C
130 tahun ( ~ u p i a n d idan Furukawa, 1986). Sedirnen k l a s t i k terbentuk oleh proses sedimentasi de-
ngan pelagukan, pengangkutan, gengendapan, dan pembatuan sebagai unsur sedimentssi (Krumbein dam Sloss, 1958).
13 Pelapubn meny8babka.a suatu pervlpah@n d a r i kesdaan pejal, sampai ke U a s t i k ,
psenJabi bahsn rombekan mantag secara kimie bergpa batu, kerikil, p a s i r , debu, dan lie*.
memecahkan b a t w n padat
Pengangtkutsn sediplen t e r j a d i oleh pengaruh
dua f aktor, y a i t u kecepabn pengendapan p a r t i k e l (hukm Stokee dan Impak) dan gerak a l i r a n (laminer dan turbulen).
H,julstrom (1 939, dalam Krumbsin clan Sloar, 1958) membedakan
tiga c a m angkutan a l i r a n yaitu (1 ) angkutan t r a k s i d i man8
,
partlkol (batu, kerilril ) ~~snggulung, menggeser atau berg u l i n g - w i n g sepanjang Sasar, (2) angkutan ssltasi d i mana p a r t i k e l ( p a s i r ) rnemantul sepanjang dasar a l i r a n dalam suatu s e r i lompatan menyela pendek, dan (3) sngbtan suspeasi
d i mana p a r t i k e l (debu den l i a t ) mengagung bebae saaa sek a l i d a r i dasar a l i r a n .
Pengendapan sedimen k l a s t i k dikua-
s a i oleh dua faktor sama s e p e r t i pengangkutsn.
Diagram H julstrom (1 939, dalam Doeglas, 1952) menunjukkan hubungan
-
antara besar but*
den kecepatan a l i r a n sehingga t e r j a d i pa
ngangkutan, e r o s i dan pengendapan.
Iliagram tersebut terbagi
I
dalam t i g a bagian yang d i p i s a k a n oleh dua g a r i s , y a i t u dag rah erosi, pengangkutan, dan sedimentasi (Gembar 6).
Geris
a t a s aenunJtakkan kecegataa untuk pengangkutan t i a p besar b u t i r , sedangkan g a r i s bawah menuqukkan kecepatan d i mana pengangkutan berhenti (sedimentasi).
Pernbahran sedimen t e y jadi melalui proses perubahan diagenctik s e p e r t i penadatan,
sementasi, k r i s t a l i s a s i , l a r u t a n d i f e r e n t i a l , metasomatisme dan autigenesis.
&dimen kimia terbenbak d a r i bahan terangkut delam lam t a n dan rnencakup endapan garam s e p e r t i garam b a a , batu-
ka'pur, gipsum, f o s f a t dan lain-lain, A ~ i h a nBesar h t i r Agihan besar b u t i r sedimen tergantung d a r i dua f a k t o r ( ~ o e g l a s ,1952), yaitu:
(1 ) penyebaran b s a r b u t i r detri-
t u s yang diangkut setempat, dan ( 2 ) pertamhahan dan pengurangan daya angkut a l i r a n .
Karena selama pembenkjkan sedi-
men kecepatan a l i r a n sering berubah, maka pada s a a t a i r pasang diendapkan bahan-bahan yang kasar dan pada waktu s u r u t diendapkan bahan rombakan ( d e t r i t u s ) halus.
air
Dengan
demikian sediinen t e r d i r i d a r i camguran d e t r i t u s kasar dan blus Gambar 7a dan b menunakkan agihan besar b u t i r sus-
gensi sungai d i Jawa (Doeglas, 1952).
Kurva tersebut mem-
punyai agibsn besar butir agak kasar, tergantung d a r i kuatan aliran.
ke-
lkrrva dimulai d a r i fraksi kasar s e l a l u me-
lemgkUng l a a h ke M r % dan wewpunyzci d i b g i a n ULua suatu
eaUn b a t ke Url.
belokan
D.ri Senis t$otrltuo yang
berkurva seperti tersebut d i etas t e r j a d i endapsn-endapan 8ulng~i.
D o e a s s (1 952 ) menerangbn d i f e r e n s i a s i bahan yang diangkut berdasarkan Gambar 7c.
Bentuk-bentuk kurva R, S, dan T menunjukken t i g a t i p e utama yang d i b n t u k oleh diferensiasi,
Pada endapan sungai dijumpai ketiga t i p e agihan
besar b a t t i r .
Oombor 6. Oorbogol kmor bullr Dotrltur yon9 dlongmul don Okndupkon OlOh krcepolon ouron (menurul Hvulrlrorn . , ' ~ 9 3 9dolam Ooeglos, 1 9 5 2 1
Gombor
7.
k h a n Suswnsi sungoi Jowo I Mohrl lo), Endapan Sungal i b l don biferensiosi bahon susPensi,tcrbmtuknyo tipe frokri
Sumber
:
Ooeglos ( 1952 l
R,.
S don T ( c )
Di desar a l i r a n sungai dikuasai oleh t i p e R, d i semping dijumpaL bentuk campuran R dan S dcngan aedikit kadar
T; Tipe T halus yang terbentvk oleh dife?rensiasi d i jua~pai di atas d e l t a , aalaco esktarium dan *auk.
Idgnys bahan $ug
pensi sungai yang halus aencapai laut sehimgge suspensi l a u t sering mempwyai t i p e f r a k s i T, Sedimen berkadar ~ i r i tte r b e n h k oleh proses geogenesis dalam lingkungan a s i n atau gayau dengan vegetasi
khas
h a l o f i t i k / t e l m a t o f i t i k biasanya berkadar l i a t t i n g g i dan di samping i t u mengandung bahan organik dan p i r i t (pons,
1963) khan-laahern pemting yeng dipsrlukan untuk gernbentukan p i r i t dalam lingkungan anaerob i a l a h s u l f a t d a r i a i r l a u t , mineral yeng mengandung besi, bahan organik dan bakteri yang mereduksi s u l f a t ,
Pembentukan p i r i t menurut Pons, van
Breernen, dan Driessen (1 982) terjadi menurut persamaan reaksi menyeluruh sebagai berikut:
Fa203+4 50~'+8'Ck$0+1/2 O2 Bahan organik
-
2 FeS2
+8
~ 1 ~ 0+; 4 H20
Reaksi menyeluruh i n i meliputi reduksi semua s u l f a t menjadi sulf ida yang d i i k u t i oleh oksidasi s u l f i d @ (wngan ~e (111)
atau O2 sebagai oksidan) menjadi d i s u l f i d e ( s ~ ~ ' ) , . Aktivit a s bakteri anaerob Desulfovibrio dan Desulfotomaoulum diperlukan untuk mereduksi sulfa t,
P i r i t bersif at stabf 1 dalam lingkungan anaerob dan rt.bilita8nya mflrupakan f~n&uidsri W dan pH. O.mb.r 8 menunjukkan bahwa p i r i t u t a b l l pada kissran pY yang l e b a r , tetapf t a r b a t a s hanya d i bawah kondiei reduksi (van Beemen, 1976).
7
-
@anbar 8. olocram E n don pH dorl R ~ ok8ida,dor~,lt I don Pod0 23.C 4 van @rermm,1976 J
Selma proses reduksi s u l f a t , hidrokorbonat yang tar-
bentuk akan meninbulkan lingkungan alkalin.
Karena penga-
ruh pasang S U N ~ terutama d i sepan jang estuarium, alkalinL
tas tercuci dan meningkatkan keadaan masam potensial.
Pons den Zonnevsld (1965) melihat adanya k o r e l a s i pos i t i f antara sulfide dan kadar bahan organik pada kebanya& rjra
sedimen pantei. Kendungan p i r i t dalam sedimen dapat dibedakan atas:
s e d i k i t s e k a l i (kurang d a r i 0.61 persen), fsedikit (0,61 sampai 1.20 persen), sedang (1. 21 sampai 2.40 persen), ba-
nyak (2.41 samgai 4.50 persen), dan banyak s e k a l i ( l e b i h d a r i 4.50 persen). P i r i t rnenjadi t i d a k s t a b i l setelah udara masuk dalam sedimen b e r p i r i t dan ekan t e r ~ a d ioksidasi p i r l t yang menghasilkan Fe(1X) sulfa t 9an asam s u l f a t menurut perssmaan r e a k s i sebagoi berikvt (van &eemen,
1982).
d i s w i n g t e r j a d i oksidasi lengkap:
b t l l a h s u l f a t i s a s i digunaksn untuk rnenunjukkan pros e s gemasaman tersebut ( ~ a n n i n g , 1978 galam
ven Weemen,
7
1982). P i r i t teroksidasi l e b i h oepat o l d Fe(II1) t e r l a r u t daripada oleh oksigen, y a i t u menurut persamaan-persamaan reaksi sebagai berikut: Pas2+ 14 l?e3++8 4 0
- 15 F'e2++16 H*+
2 SO:-
Aktivitas bakteri Thiobacillus ferrooxidans dan pH diperlukan u n t u k memelihara konsentrasi b~e
rendah Fa (111) yang cu-
Warna batuan sediment Warna pada umumnya dipenganrhi (1) efek massa total dsrL, warna kom-
oleh empat ha1 yaitu:
pbnen b u t i r mineral, ( 2 ) warna matriks berbutir halus,
(3)
warna selaput (coating) s e p e r t i besi oksida pada p s r t i k e l f
-
kuarsa, dan (4) tingkat kchalusan but*
setlinen (Krynine,
1948, dalam Kruinbein dan Sloss, 1958). Sedimen berbutir halus s e k a l i biasanya l e b i h gelap karena penyebaranmersta d a r i bahan yang berwarna,
Berbagai
benda pikmen yang biasanya terdapat dalam matriks ialah besi oksida, glaukonit, benda organik, b e s i s u l f i d a dan lain-lain,
Mama merah menundukkan a s a l d a r i tanah merah
atau timbunan sedimen dalam keadaan oksidasi (&urnbein dan
Sloss, 1958).
Warna h4tarn sedimen dapat disebabkan oleh
b s i s u l f i a a yang tersebar halvs s e p e r t i pada sergih Ntam
atau oleh kendungan banyak seksli bslaan organik, Warna sedimen berkibar d a r i pucat hingga g e b g di3uwp@i m e b l u i suatu kisaran kadar Eorgenik d a r i tidak ada h i n g e
kira-
k i r a 5 persen. ?
Tanah s u l f a t masam yang terbentuk oleh proses 8uJfatis a s i , mempunya f substra turn p i r i t i k bissanyg berwarns kelabu gelap (van Breemen, 1982).
Horizon B yang berbecak kuning dan coklat dspat mempunyai m s t r i k s bemarna kelabu pucat s e p e r t i d i b l i m a n t a n dan b l a y s i a , atau c o k l a t kekelabuan di dataran Bangkok. Pada tanah s u l f a t masam yang berkembang
jauh d i bawah pormukaan @andidrainase l s b i h bsik F~(IIs)
20
yang teroksidasi dalam h o r a o n B dapat dijumpai sebagai hematit yang memberikan becak merah yane menyolok mat@, "
Tanah s u l f a t magam dengan becak c o k l s t kuat den becak
kuning kemerahsn masine-masing d l J w p a i pade Aerik Tropequept Karang Agung den Sulfik Tropsquept A i r Saleh, Swoa-
t e r a Selatan (Tabel Lampirsn 2). Minerelogi Mineralogi Pasir Analisis mineral f r a k s i p a s i r dan f r a k s i b e r a t dilaku-
kan untuk menentukan a s a l mineral yang membentuk sedimen, Heinrich (1956) memberikan suatu d a f t a r mineral yang terdapat dalam p a s i r dan batupasir sesuai dengan a s a l khasnya d a r i kelompok batuan, s e p e r t i yang t e r c a t a t d i bawah i n i : 1. Pegmatit dan m a t hidrotermal
Beikroklin Albit h s k o v it Biotit Sgodumen Runortierit
,
Turmalin Topas brit Fluorit Anatas Brookit
2. Wanit, Gkanodiorit, syenit, r i o l i t ,
l a t i t , kuarsa , t r a c h i t Ortoklas Hikroklin Oligoklas Biotit
Apa tit Uudt Zirkon~ Monasi t
Kolumbit-Tantalit Kasiterit Apatit Hematit Sfalerit Wolframit Emas
3. 'Ponalit, d i o r i t , mon-,
.
Oiigolclas-andasin Magnetit Umeni t
-.dtasi H~rnblenda Tibat
Apa tit
Elmenit Apa tit Spinel
Olivin Leukoksen
Antof ilit Enstatit Leukoksen Serpentin
Talk Klorit Pirop
laorw@um
4. Bsal, d i a b a m Augi t Hipera t e n Hagneti t
5. P e r i d o l i t , s e r p e n t i t Magnetit Pikotit Krorni t Umeni t
Magriletit
6. Batuan metamorfik kon-tak Andalusit Hipersten Diopsida Krundum
.
Kordieri t Sheelit Dravit Tremolit
Wolastonit Vesuviani t Aksini t
7. Batuan metamorfik regional berderadat rendah PQIskovit , Biotit norit Epidotklinozoisit
Ikloritoid Turmalin Albit
Aktinolit Talk
Piedmonti t
8. Batuan metamorfik regional berdera j a t t i n g g i
Kianit Silimatit Almandit StauroLi t
Rutil Hematit Hornblenda Oligoklas-endesin
Magmetit Zirkon Glaukof an
Wineraloui L i a t Mineral l i a t s i l i k a t ,
Menurut USDA (1951 ) l i a t d i t e
d P k a n berukuran kurang d a r i 2 mikron.
&lam g a r i s besar,
dua kelompok l i a t dapat dikenal, y a i t u
liat
l i a t oksida a1umdn;lum den besi t e r h i d r a t
s i l i k a t dan
1974).
(Brady,
C a m 1 (1974) dan G r i m (1 968) rnembedakan mineral, l i a t dan Mine-
b u h n mineral l i a t sebagaf bagian d e r i bahan l i a t .
r a l l i a t t e r d i r i d a r i s i l i k a t berkSai l a p i s a n (f i l o s i l i k a t ) dan kelompok paligor6kit-sepiolit ( a i l i k a t r a n t a i ) , sedangkan s e b a s i b a h n bukan mineral l i a t dalam f r a k s i l i a t sd& l a h kuarsa, f e l s p a r , g o e t i t , g i b s i t , k a l s i t , dolornit, dan U e r a l l i a t dijumpai dalam dua macam keadaan terpenting, yaitu:
(1) l i a t y a w ddhasilkan oleh perubahan mine-
r a l karena batuan melapuk setempat sebagai h a s l l gencucian kimia yang terutama disebabkan oleh a i r hujan, a i r tanah dan drainase, dan (2) mineral a s a l yang diubah dan dapat dipindahkan oleh e r o s i kemudian diendapkan keobali (Carrol, 7
1974). Mineral l i a t terbentuk sebagai h a s i l perubahan kimia d a r i mineral-mineral pembentuk batuan primer s e p e r t i f e l s -
,
par, mika , amf ibola, piroksen, den' o l i v i n ( ~ a r r o l 1974; G r i m , 1968; Brady, 1978).
Proses gembentukan mineral l i a t
harus dipahami d a r i s e g i dua mekanisme: baru (neof orma t i o n )
(1 ) gembentukan
- endapan sesungguhnya d a r i l a r u t a n ,
23
- @inera1
l i s t Mru mewarisi bagian b e r a r t i d a r i kerangka mineral yang ada l e b i h dahulu, bias&
dan (2) transformasi
nya juga f i l o s i l i k a t ( ~ s l i n g e rand Pevear , 1988).
Proses-
proses1tersebut meliputi proses pelapukan dalam tanah (pedogenik) , pembentukan mineral autigenik d i tempat peggendapan sedimen, pembentukan mineral diagenetik setelah pengendapan dan mineral l i a t yang terbentuk oleh perubahan hidrotermal.
Menurut Eslinger dan Pevear (1988) sedimen
baru mengandung baik l i a t d e t r i t i k maupun l i a t autigenik, sedangkan l i a t diagenetik d i b a t a s i pada batuan sedimen tua. Wneral liat berstruktur f i l o s i l i k a t , sedangkan mineral-mineral asalnye berstruktur t e k t o g i l i k s t (fe l s p a r ) , i w s i l i k a t (piroksen dan amfibl) dsn n e s o ~ j c l i k a t(olivin). Struktur-struktur tersebut tidak diwarisi olkh mineral l i a t , oleh karena i t u sebagian besar l i a t terbentwk
barn,
baik dalam tanah, maupun dalam lingkungan sedimentasi dan diagenetik.
Di samging i t u Hard~osoesastrodan D a i (1987)
berpendapat'bahwa smektit dalam f r a k s i l i a t endapan tufa batuapung d i P. ~ a k a t aterbentuk oleh proses geohidroterma1 yang diwarisi oleh bahan -letusan k a k a t a u . 3 883. Untuk membedakan secara baik antara l i a t d e t r i t i k ,
berhagai macam l i a t yang dibentuk baru den l i a t yang diubah masing-masing diperlukan a n a l i s i s dengan bantuan e l a t SEM*
Mineral l i a t yang berbutir halus b e r s i f a t sanga t aktif dalam menentukan s i f a t - s i f a t f i s i k dan kimia tanah
24 (Brady , 1974; Tan, 1982) , S i f a t - s i f a t Oisik Wmia dan su-
sunan kimia d a r i beberapa jenis minerel list akan d i u r s i
-
Wn d i bawah i n i , Kaolisit
Mineral l i a t t i p e 1 :1 i n i mempunyai susu-
nan kimia satuan eel si4~140,OH)^, sedangkan rumus s t r u k IV turnya adalah (sib). 0, OH)^.
Ion Al.+3 menempa ti 2 dar i 3 p o s i s i yang tersedia 0
.
Lem-
baran t e t r a h e d r a l berketebalan 2,g A dan lembaran oktahedral 1.5
8.
Jarak antara bidang OH dan bideng 0 terde-
k a t berukuran kira-kira 2.7 Z(. sehingga jarak totel O yang d i bawah dan bidang 0 Q a r i Aspisan berikutnys lebih kursng 7.2
1( (jarak basal). Pada k a o l i n i t terdapat s e d i k i t s u b s t i t u s i isomorf den
muatan permanen per satuan sel, jika t i d a k niNl adalah k e c i l sekali.
Adanya kelompok hidroksida yang tersingkap
d i pinggiran kristal rnenyebabkan k a o l i n i t mempunyai muatan varia be1 nega tif atau muatan tergantung pH,
Kedudukan ke-
lompok OH marnungWnkan terjadinya d i s o s i a s i H+
an, 198.2).
Luas permukaan s p e s i f i k k i r a - b r a 7 hingga 30 m2go'
dan
n i l a i KTK k a o l i n i t adalah k e c i l , t e t a p i dapat berubah dengan pH dsn herkisar antara 1 hingga 10 % me f 1
.
Kaolinit dapat dibedakan antara yang b e r k r i s b l baik dan yang b e r s k r i s t a l buruk dan tak teratur.
t e r a t u r t e r j a d i oleh pergeseren 'lapisannya
Kaolinit t a k
secara acak, biasanya s e j a jar dengan sumt;ot b (Elrindley den Brown, 1980;
Carrol, 1974). dak t e r a t u r
Pada prepara t terorientasikan k a o l i n i t ti-
t e r jadi perlebaran r e f l e k s i d (007 ) dan (002)
pada jarak 2 8 sama s e p e r t i pada k a o l i n i t t e r a t u r , D i Samping i t u pada preparat k a o l i n i t t i d a k t e r a t u r d jumpai
g (2 8 19.8') 8, 4.18 8, 4.13 x,,
suatu r e f l e k s i l e b a r d i dekat 4.48 beberapa r e f l e k s i tajam 4.36
hukannya
3.84
se-
p e r t i yang didapat pada k a o l i n i t tera4a.w. Smektitl Lapisan k r i s t a l
mineral l i a t t i p e 2 : l i n i
t e r d i r i d a r i satu lembaran aluminium oktahedral t e r s e l i p d i antara dua lembaran s i l i k o n tetrahedral,
Lapisan-lapisan
t e r s e b t dipegang bersama oleh ikatan yang r e l a t i f
lemah,
sehingga rnembentuk ruang antar lapisan yang akan kengembang jika lembab.
Kelolnpok smektit yang berstrukiur diok-
tahedral, t e r d i r i d a r i montmorilonit, b e i d e l i t , dan n o n e 2 nit. Montmoriloni t yang benrmus strukhrral (sig) Mgx
OZ0
OH)^
IV
(A14, R G n ~H20~ mempunyai kekurangan muatan pada
lembaran oktahedrd.
Kekurangan muatan pada b e i d e l i t
dan
nontronit (berkadar Fe t i n g g i ) dan saponit trioktahedral didapa;t sama-sama pada lembar tetrahedral. Muatan negatif periaanen montmorilonit t i m b u l terutama d a r i substitusi isamrf,
Ei-armya &a
sedikit matan varia-
bel, karena sema kehmgmk hidroksida t;ersed.ia didapat da-
lam lembaran oktahedral yang d i tutup oleh Jaringan atom oksigen, Van Olpben (1977 dalara Tan, 1982) menyebut muatan
s e n i l a i 70 % ise
untuk montmorilonit khusus.
Luas per-
mukaan s p e s i f i k adalah tinggi, kira-kira 700 Vngga 800
m2km1 yang
manyebabkan p l a s t i s i t a s dan kelekatan yang h a t
3ika basah. Hepurut Eslinger dan Pevear (7 988) kehanyakan smektit berasal d a r i abu gelas volkan, baik berpencaran dalam sedimen, mupun sebagai lapisan yang nyata (bentonit). flit
Mineral i n i bsrstruktur t i p e 2 : 1 yang t i d a k
mengembang dan berumus s t r u k t u r a l (Sig_xA1x)I V OZ0 (OH)& fde Coninck, 1978). U i t biasanya dianggap s e b g a i b s i l desintegrasi mekanik d a r i muskovit.
Perbedaan antara ilit
dan muskovit adalah (de Coninck, 1978): 9i4'
oleh A I . ~ * l e b i h s e d i k i t ( x =
(1 ) s u b s t i t u s i
+ 1 ) dan variabel. Muat-
an lembaram d a a kadar K l e b i h rendah, ( z ) , v a r i a s i dalam susunan kimia l e b i h besar akibat s u b s t i t u s i A13+ oleh PIg*+ atau ~e~ dan karena s u b s t i t u s i K* oleh ~ a dan + ~ a + dan , (3) n f i a i KTK ilit l e b i h tinggi (+ 25 % ma g-l ) d a r i muskovit. Minerel-mineral LiatOksihidroksida dan Oksida Ooetit
(d-FWH) dan hemati t (d- ~ e ~ berturut0 ~ )
t u r u t adalah mineral besi-oksihidroksida dan besi oksida. P i r i t dalam sedimen pasang s u r u t mudah
teroksidasi
b i l a berada dalam lingkungan aerob menurut r e a k s i (van
Bila t e r j a d i oksidasi lengkap dan h i d r o l i s i s , besi menjadi I'
Fe (111) menurut r e a k s i :
P i r i t ter-oksidasi l e b i h cepa t oleh Fe (1x1) t e r l a r u t d a r i pada oleh oksigen menurut reaksi:
Kebanyakan ion-ion besi (XI), hidrogen, dan s u l f a t mengalami berbagai r e a k s i l e b i h l a n j u t ,
Proton
sebagian
besar t i d a k bekerja karena t e r j a d i pertukaran ion dan rea k s i pelapukan,
Kebanyakan s u l f a t yang t i n g g a l dalam l a -
r u t a n t e r c u c i bersarna kation-kation (terutama Mg, Ca, dan Na) yang berasal d a r i pertukaran ion dan pelapukan (van
beemen, 1982 ) , Pada hakekatnya dalam suasana oksidatif semua ~e (11) dalam oksida g o e t i t , sulfat basa j a r o s i t , dan dalam mineral l i s t t e r o k s i d a s i men jadi Fe (XSZ ) Goetit dapat terbentuk baik langsung dan cepat d a r i oksidasi Fe(Xx) s u l f a t t e r l a r u t maupun
l e b i h lambat d a r i
I
N d r o l i s i a jarosit.
k d u a proses t e r s e b u t
t e r j a d i dalem
lingkungan masam, y a i t u sebagai berikut: ~ e * ++ 20:-
+ 1/ 4
O2
+ 3/2 H20
Jarosit
- FeOOH +
2 H? + SO:-
- 3 FeOOH+2 SO$-+ K++ 3 H+
Goetit menyebabkan tanah berwarna coklat kemerahan, Hema-
tit d i c i r i k a n oleh becak merah yang nyata pada tanah berdrainase baik.
pH rendah dan keadaan kering secara
periodik mungkin memudahkan t r a n s f o m a s i g o e t i t menjadi heme tit yang l e b i h s t a b i l seoare tsrmodinamika (van kee-
men, 1976). Pada g o e t i t dan hematit s e r i n g di jumpai s u b s t i t u s i isomorf Fe oleh Al.
b r r i s h dan Taylor (1961) menyabkan
bahwa s u b s t i t u s i Fe oleh Al pada g o e t i t e r a t hubungannya dengan t a r a f pelapukan. Fi-&pat r i c k dan Schwertmam (1 982) menemukan bahwa pada tanah-tanah Mdromorfik di Afrika Selatan s u b s t i t u s i A l berkisar antara O hingga 15 mol psrsen dan antara 15 sampai 32 mol persen pada tanah-tanah non-hidromorfik.
Pada Oksisol dan U l t i s o l d a r i Rrazilia
b e r t u r u t - b r u t didurapai substitusLAJ. yang berkisar antar a 30 hingga 40 persen dan s e k i t a r 14 sampai 25 persen. Untuk menduga tingkat s u b s t i t u s i Fe oleh A l
diguna-
kan d i f r a k s i (1 11 ) d a n (1 10) pada difraktogrem s i n a r X
masing-masing mtuk g o e t i t dan hematit l o r , 1961 ; Bigham, Golden, Elrindley dan Rrown, 1980; 7
(Norrish dan Tay-
Bowen, Buol, dan Weed, 1978; Fitzpatrick dan Schwer-tmann,
1982).
Mineral-mineral Silikon-Oksida Tiga t i p e mdneral silikon-oksida dapa t dibedakan, yaitu kuarsa , t r i d i m i t, dan k r i s t obelit.
Tiap mineral
tersebut dapat d i jumpai dalam bentuk d den/ Bentuk
d t e r j a d i pada suhu rendah, sedangkan
lkaY
Transformasi yang
d a r i suhu.
t e r j a d i pada suhu tinggi.
modif
tergantung
d i s e b u t konvsrsi biasanya seketf ka i t u 3uga dan reversibel, yang dibarengi oleh perubahan s t r u k t u r a l (Tan, 1 982 ) '
d ~ ~ a r s a (trigonal ) 573Oc
d~riciirnit (heksa gonal ) 117Oc
.
d~ristobalit (tetragonal ) 220 280'~
-
Kuslrsa dijumpai secara l u a s d i alam dan merupakan bagian penting dalam f r a k s i l i a t tanah.
M r i s t o b a l i t mernpu-
nyai a s a l volkanik (Hard josoesastro, I 956)
dan. kehadiran-
nya dianggap penting dalam banyak tanah abu volkanik, 'Perubahen Mineral Lia t Montmorilonit dan k a o l i n i t dapat berubah d a r i yang s a t u ke yang l a i n tergantung
dari
pengaruh ion hidrogen
dan ion kalsium (Fieldes dan Swindale, 1954 Lalam Brewer, 1964).
Montmorilonit dapat membentuk k a o l i n i t d i bawah
pengaruh ion hidrogen,
&hr,
van Bsren, dan van Schuylenborgh (1972) menun-
w
jukkan perubahan montmorilonit menjadi k a o l i n i t dalam diagram s t a b i l i t a s yqng merupakan fungsi d a r i lagaritme
dan logaritme ( H 2 S i ~ 4 ) b Pada tanah yang t e l a h mengalami pencucian, n i l a i logaritme I4 2+ dan logaritme (k$Si04)
(H+)3
berkurang dan k a o l i n i t menjadi l e b i h s t a b i l daripada montrnorilonit,
Transformasi montmorilonit mungkin terutama
dirangsang oleh pencucian yang berperan untuk merendahkan p H dan rnengurangi a k t i v i t a s
ng2+ dalam
l a r u t a n tanah.
Menurut Fkady (1 974) dan Bloomfield dan Coulter (1973) kernasaman tanah yang meningkat mengakibatkan terjadinya
pengusiran boss yang terJerop pada L i a t oleh ion hidrogcsn. Mineral l i a t yang jenuh dengan ion hidrogen menyebabkan p g l'epasan ion aluminium a k i b a t d a r i kerusakan struktur l i a t . Sebagian d a r i ion ~ 1 ~ ' t e r s e b u t d a p t menggantikan hidrogen yang dapat d i t u k a r dan menghasilkan l i a t AJ. yang
sta-
bile HardJosoesastro (1979) menemukan peningkatan Jumlah k a o l i n i t pada l a p i s a n a t a s p r o f i l tanah menurunnya basa-basa terutama Ca dan Mg.
bersamaan dengan Pada l a p i s a n ba-
wahnya dijumgai banyak smektit dengan kadar basa yang l e -
bih tinggi. Karathanasis dan Ha Sib (1982) berpendapat bahwa t r a n a f ormasi mon-t;morilonit mendadi k a o l i n i t dagat berlangsung
menurut r e a k s i berikut:
Suatu lingkungen l a r u t a n masam dan pembentukan Al hidroksida a n t a r l a p i s a n rupaaya perlu untuk mendorong r e a k s i
transformasi yang menambah jumlah k a o l i n i t (Gambar 9 ),. Karena k a o l i n i t dan s i l i k o n amorf dianggap t i d a k dapat dijumpai berpasangan,
maka menurut r e a k s i t e r s e b u t
pengendapan k a o l i n i t hanya berlangsung
d i atas
dalam daur selama
kelebihan S i t e r c u c i den diendapkan d i l u a r sistem.
I l i t yang mengendap d i rawa-rawa
( a i r payau, pH ren,
-
d a h ) .dapat berubah men j a d i k a o l i n i t, sedangkan dalam l i n g k h g a n a l k a l i n (marin) t i d a k mengalami perubaban ( K e l l e r , 1956 dalam Kusumadinata, 1981 )
.
D i samping i t u
dapat di-
kemukakan bahwa j i k a ilit d i jumpai cukup banyak, rnon.tmorilonit j u s t r u s e d i k i t.
kadar
Menurut Tan (1 982) struk-tur I.
ilit menjadi t i d a k t e r a t u r d i bawah pengaruh i k l i m
a t a u pada suhu l e b i h t i n g g i ,
panas
U i t mempunyai kalium dalam
ruang a n t a r l a p i s a n yang menyambung s e c a r a e l e k - t r o s t a t i k s a t u a n l a p i s a n - l a p i s a n bersama , maka jarak b a s a l (001) s d a l a h 10
8.
