PENDAHULUAN GEOTHERMAL

Saat ini energi geothermal sedang menjadi salah satu perhatian dunia, sebagai salah satu energy alternative pengganti energy minyak dan gas bumi. Kemajuan teknologi saat ini memungkinkan untuk mencari energy alternative yang ramah lingkungan, salah satunya adalah energi geothermal.

Secara singkat geothermal didefinisikan sebagai panas yang berasal dari dalam bumi. Sedangkan energi panas bumi adalah energi yang ditimbulkan oleh panas tersebut. Panas bumi menghasilkan energi yang bersih (dari polusi) dan berkesinambungan atau dapat diperbarui.

Sumberdaya energi panas bumi dapat ditemukan pada air dan batuan panas di dekat permukaan bumi sampai beberapa kilometer di bawah permukaan.Bahkan jauh lebih dalam lagi sampai pada sumber panas yang ekstrim dari batuan yang mencair atau magma. Untuk menangkap panas bumi tersebut harus dilakukan pemboran sumur seperti yang dilakukan pada sumur produksi minyak bumi. Sumur tersebut menangkap air tanah yang terpanaskan, kemudian uap dan air panas dipisahkan. Uap air panas dibersihkan dan dialirkan untuk memutar turbin. Air panas yang telah dipisahkan dimasukkan kembali ke dalam reservoir melalui sumur injeksi yang dapat membantu untuk menimbulkan lagi sumber uap.

DAFTAR ISI GEOTHERMAL

Daftar Isi Geothermal

1. Pendahuluan
2. Potensi geothermal di Indonesa
3. Model geothermal
4. Manifestasi
5. Aspek Geologi dalam Evaluasi Potensi Geothermal
6. Aspek Geokimia dalam Evaluasi Potensi Geothermal
7. Aspek Geofisika dalam Evaluasi Potensi Geothermal

STRUKTUR SEDIMEN

Struktur sedimen merupakan pengertian yang sangat luas, meliputi penampakan dari perlapisan normal termasuk kenampakan kofigurasi perlapisan dan/atau juga modifikasi dari perlapisan yang disebabkan proses baik selama pengendapan berlangsung maupun setelah pengendapan berhenti. Oleh sebab itu perlu kiranya dijelaskan dulu apakah sebenarnya yang dimaksud dengan perlapisan (bedding) itu, sehingga selanjutnya akan memperjelas batasan struktur sedimen.

Sebenarnya belum ada difinisi perlapisan yang memuaskan semua fihak, walaupun sebenarnya istilah perlapisan sudah luas sekali digunakan dalam pemerian runtunan sedimen. Difinisi yang paling luas digunakan adalah yang diusulkan Otto (1938), suatu perlapisan tunggal adalah satuan sedimentasi yang diendapkan pada kondisi fisik yang tetap konstan. Sejalan dengan itu mengartikan perlapisan sendiri sebagai bidang-bidang permukaan pengendapan yang disebabkan oleh suatu perubahan rezim sedimentasi dari waktu ke waktu. Perubahan ini meliputi:

A. Perubahan fisik:

1. perubahan butir, termasuk bentuk, ukuran, orientasi, kemasan dan komposisinya.
2. perubahan ragam batuan, misalnya dari batugamping kemudian napal.
3. Perubahan warna walaupun masih mempunyai komposisi yang sama.

B. Perubahan kimia. Pada cairan yang membawa larutan sedimen perubahan temperatur, tekanan, dan konsentrasi ion akan menyebabkan perlapisan juga.

C. Proses biologi. Perbedaan populasi organisme dari waktu ke waktu akan menyebabkan perlapisan. Walaupun organisme yang mati tidak tersisa sebagai fosil (cacing misalnya) tetapi jejaknya kemungkinan akan ditemukan.

Perlapisan yang tebalnya >1 cm disebut lapisan (layer, bed atau strata), sedangkan yang <1 disebut laminasi (lamination)

GEMPABUMI CHILI

berikut merupakan postingan yang di dapat dari Pak Awang Satyana Mengenai Gempa di Chili;
----

Sebuah gempa besar (moment magnitude 8,8 Mw) terjadi di pantai Chile (lokasi episentrum : 35.846°S, 72.719°W), Amerika Selatan hari Sabtu 27 Februari 2010 saat penduduk Chile tidur lelap pukul 03:34:14 waktu setempat (13:34:14 WIB). Gempa berpusat dari kedalaman 35 km yang berdasarkan moment tensor solution berupa pematahan batuan sesar anjak (thrust) dengan jurus 11 deg NE dan kemiringan 25 deg.

Secara tektonik, gempa berlokasi sekitar 250 km di sebelah timur jalur subduksi lempeng samudera Nazca yang menunjam di bawah lempeng benua Amerika Selatan. Arah pematahan gempa lebih kurang sejajar dengan jalur subduksi ini, sehingga konvergensi antara Nazca dan Amerika Selatan dengan kecepatan 8 cm/tahun ini dapat dipertimbangkan sebagai penyebab pematahan batuan yang mengakibatkan gempa. Kedalaman gempa pada 35 km menunjukkan bahwa pusat gempa berasal dari bidang kontak (interface) antara lempeng Amerika Selatan dan lempeng Nazca yang miring masuk ke bawah Amerika Selatan.

Dalam kegempaan,Chile memegang magnitude gempa terbesar di dunia, yaitu sebesar 9,5 magnitude yang terjadi pada tahun 1960 dan berlokasi 230 km di sebelah selatan gempa 27 Februari 2010 ini. Gempa 9,5 M tersebut telah menewaskan sebanyak 1655 penduduk Chile bagian selatan. Pada saat itu juga terjadi tsunami yang menjalar ke seluruh cekungan Samudera Pasifik dan telah menewaskan 61 orang di Hawaii , Filipina dan Jepang.

Gempa Chile 8,8 Mw 27 Februari 2010 pun telah menyebabkan tsunami sebab semua syarat tsunami-genic earthquake telah dipenuhinya. Beberapa pengukuran awal menunjukkan bahwa tsunami telah terjadi dengan ketinggian tsunami (run up) sementara 0,6- 2,6 meter. NOAA dan West Pacific Tsunami Center telah memperhitungkan bahwa gempa ini akan menyebabkan tsunami ke seluruh tepi Cekungan Pasifik, termasuk Indonesia . Kawasan Jayapura, Biak, Manokwari, Sorong, Halmahera akan dilalui tsunami ini pada hari Minggu besok 28 Februari 2010 antara pukul 12:03 - 14:05 WIT (Waktu Indonesia Timur). Belajar bahwa gempa Chile 9,5 M pada 1960 pun telah merenggut 61 penduduk Hawaii, Filipina dan Jepang akibat tsunami yang dibangkitkannya; maka sebaiknya penduduk kita di utara Papua sampai Halmahera pun mesti waspada.

Korban tewas di Chile akibat gempa ini belum diketahui pasti; semoga tidak terlalu banyak.

[Geo_unpad] Bls: [Forum-HAGI] Fwd: [JBP] Fwd: [Tsunami Message - IOC] Widespread Warning - Initial
...
Sat, February 27, 2010 9:49:45 PM
From:
Awang Satyana [Chat now]
...
Add to Contacts
To: Forum Himpunan Ahli Geofisika Indonesia
Cc: IAGI ; Geo Unpad ; Eksplorasi BPMIGAS


Gelombang tsunami akibat gempa Chile ini akan memasuki wilayah Indonesia di utara Papua pada hari Minggu besok 28 Februari 2010 menjelang pukul 12.00 WIT (Waktu Indonesia Timur), melintasi Jayapura pada pukul 12:02 WIT, berhadapan dengan Pulau Biak pada 12:46 WIT, dan berhadapan secara frontal dengan Manokwari pada pukul 13:05 WIT, lalu melewati Sorong pada pukul 13:33 WIT, kemudian berhadapan dengan Pulau Halmahera pada pukul 14:05 WIT.

Paling tidak mesti diberitahukan kepada para penduduk pantai utara Papua dari Jayapura-Sarmi- Biak-Manokwari- Sorong-Waigeo- Halmahera agar hari Minggu besok 28 Februari 2010 antara pukul 11.00 - 15.00 WIT tidak melaut di dekat pantai, dan untuk antisipasi, lebih baik lagi bila mereka meninggalkan rumah, khususnya yang berlokasi di dekat pantai, untuk sementara pergi ke tempat yang lebih tinggi. Saran meninggalkan rumah ini terutama untuk penduduk di pantai Biak, Manokwari dan Halmahera yang datangnya gelombang tsunami akan frontal terhadap wilayah ini.

Perhitungan di atas didasarkan atas peta tsunami gempa Chile 27 Februari 2010 yang dikeluarkan oleh NOAA/NWS/West Coast and Alaska Tsunami Warning Center.

Bila ada rekan-rekan yang bisa berhubungan dengan teman di Jayapura, Biak, Manokwari, Sorong dan Halmahera , tidak ada salahnya memberitahukan mereka agar awas. Masih ada waktu untuk bersiap2.

salam,
Awang
---

Gempa ini terjadi di perbatasan Nazca tectonic plate dan South American tectonic plate. Kedua lempeng salin bertabrakan dengan kecepatan 80 mm per tahun. Gempa bumi terjadi sebagai akibat dari thrust-faulting pada antarmuka antara dua lempeng, dengan Nazca tectonic plate bergerak relative ke bawah dari South American tectonic plate.

Earthquake Location
Magnitude 8.8 OFFSHORE MAULE, CHILE
Saturday, February 27, 2010 at 06:34:14 UTC

Historic Seismicity
Magnitude 8.8 OFFSHORE MAULE, CHILE
Saturday, February 27, 2010 at 06:34:14 UTC

Pantai Chili memiliki sejarah yang panjang tentang gempa bumi. Sejak 1973, telah terjadi 13 gempa bumi dengan magnitude lebih dari 7 SR. Gempa yang terjadi pada tanggal 27 februari tepatnya pada pukul 06:34:14 waktu setempat, bersumber pada 230 km sebelah utara gemap bumi yang terjadi pada tahun 1960, dengan magnitude 9,5 SR yang merupakan gempa terbesar yang terjadi selama kurun waktu 200 tahun terakhir. Gempa pada tahun 1960 tersebut melahirkan gelombang tsunami yang terjadi sepanjang pesisir pantai samudra pasifik dan menelan banyak korban jiwa. Diperkirakan korban jiwa mencapai 1800 orang, yang tersebar di sepanjang pantai Chili (1600 orang) dan sisanya tersebar di daerah Jepang, Hawai dan Philipina (200 orang).

Pada tahun 1922, di pesisir panta Chili juga pernah terjadi gempabumi yang berskala besar. Gempa tersebut berkekuatan 8,5 SR, yang terletak 870 Km utara dari pusat gempa yang terjadi pada 27 februari 2010 ini. Gempa tersebut juga mengakibatkan tsunami local setinggi 9 meter di pesisir pantai Chili serta meneberangi Samudra pasifik dan menyapu pelabuhan Hilo, Hawaii. Gempa bumi dan tsunami tersebut juga mengakibatkan jatuhnya ratusan kirban jiwa.

Sumber : USGS

TRANSPORTASI SEDIMEN

Hasil pelapukan batuan dibawa oleh suatu media ke tempat lain dimana kemudian diendapkan. Pada umumnya pembawa hasil pelapukan ini dilakukan oleh suatu media yang berupa cairan, angin dan es. Akan tetapi beberapa transportasi hasil pelapukan dapat juga berlangsung tanpa bantuan suatu media, tapi hanya dengan tenaga gravitasi saja.

Sifat-sifat transportasi sedimen berpengaruh terhadap sedimen itu sendiri yaitu mempengaruhi pembentukan struktur sedimen yang terbentuk. Hal ini penting untuk diketahui karena sebenarnya struktur sedimen merupakan suatu catatan (record) tentang proses yang terjadi sewaktu sedimen tersebut diendapkan. Umumnya proses itu merupakan hasil langsung dari gerakan media pengangkut. Namun demikian sifat fisik (ragam ukuran, bentuk dan berat jenis) butiran sedimen itu sendiri mempunyai pengaruh pada proses mulai dari erosi, transportasi sampai ke pengendapan.

Dua sifat yang mempengaruhi media untuk mengangkut partikel sedimen adalah berat jenis (density) dan kekentalan (viscosity) media. Berat jenis media akan mempengaruhi gerakan media, terutama cairan. Sebagai contoh air sungai yang bergerak turun karena berat jenis yang langsung berhubungan dengan gravitasi. Sedangkan kekentalan akan berpengaruh pada kemampuan media untuk mengalir.

A. CAIRAN

Ada 2 persamaan penting yang mempengaruhi aliran suatu cairan, yakni: bilangan Reynold dan bilangan Froud.
Rumus bilangan Reynolds umumnya diberikan sebagai berikut:

dengan:

• vs - kecepatan fluida,
• L - panjang karakteristik,
• μ - viskositas absolut fluida dinamis,
• ν - viskositas kinematik fluida: ν = μ / ρ,
• ρ - kerapatan (densitas) fluida.

Apabila angka Reynold ini kecil akan terjadi aliran yang laminer, dimana garis aliran sejajar dengan batas permukaan. Sebaliknya bila angka Reynold besar aliran akan berubah menjadi turbulen. Angka Reynold, pada aliran dalam tabung batas antara aliran laminer dan turbulen ini adalah 2000. Sedangkan angka itu untuk suatu partikel dalam cairan adalah satu.

Angka Froud: pada hakekatnya perbandingan antara kekuatan untuk menghentikan gerakan partikel dan gaya gravitasi

dimana:

• V=kecepatan partikel
• g=percepatan gravitasi
• L=kedalaman channel

Hubungan arus searah dengan silang siur

Ada hubungan yang sangat signifikan antara mekanisme aliran cairan dan struktur sedimen yang dibentuknya, terutama silang siur (ripple). Dalam beberapa percobaan di dalam tabung aliran searah (unidirectional flow) silang siur sudah mulai terbentuk pada sedimen pasir setelah kecepatan kritis dilewatinya. Pasir yang berukuran butir 0,25 – 0,7 mm dalam Gambar III.1 mulai terbentuknya silang siur kemudian apabila kecepatan terus bertambah akan berubah menjadi dune. Kalau kecepatan aliran terus bertambah dune akan tererosi kembali dan berubah menjadi mendatar dan selanjutnya berubah menjadi antidune.

Dalam Gambar III.1 jelas bahwa pengaruh hidrodinamika dapat membentuk dua jenis silang siur dan dune yang berbeda. Pada kondisi hidrodinamika dimana mulai terbentuk silang siur, kemudian dune sampai dengan sebagian dari dune dirusak tererosi kembali (lihat Gambar III.1) disebut rejim alir bawah (lower flow regim). Sedangkan mulai dari sini bila kecepatan aliran terus bertambah disebut rejim alir atas (upper flow regim).

Flow regim
Lower flow regim (F<1):
Menghasilkan struktur sedimen

• cross-lamination
• cross-bed

Upper flow regim (F>1):
Akan menghasilkan silang siur, planar-antidune

B.MEKANISME TRANSPORTASI SEDIMEN

Ada dua kelompok cara mengangkut sedimen dari batuan induknya ke tempat pengendapannya, yakni supensi (suspendedload) dan bedload tranport. Di bawah ini diterangkan secara garis besar ke duanya.

Suspensi
Dalam teori segala ukuran butir sedimen dapat dibawa dalam suspensi, jika arus cukup kuat. Akan tetapi di alam, kenyataannya hanya material halus saja yang dapat diangkut suspensi. Sifat sedimen hasil pengendapan suspensi ini adalah mengandung prosentase masa dasar yang tinggi sehingga butiran tampak mengambang dalam masa dasar dan umumnya disertai memilahan butir yang buruk. Cirilain dari jenis ini adalah butir sedimen yang diangkut tidak pernah menyentuh dasar aliran.

Bedload transport
Berdasarkan tipe gerakan media pembawanya, sedimen dapat dibagi menjadi:

• endapan arus traksi
• endapan arus pekat (density current) dan
• endapan suspensi.

Arus traksi adalah arus suatu media yang membawa sedimen didasarnya. Pada umumnya gravitasi lebih berpengaruh dari pada yang lainya seperti angin atau pasang-surut air laut. Sedimen yang dihasilkan oleh arus traksi ini umumnya berupa pasir yang berstruktur silang siur, dengan sifat-sifat:

• pemilahan baik
• tidak mengandung masa dasar
• ada perubahan besar butir mengecil ke atas (fining upward) atau ke bawah (coarsening upward) tetapi bukan perlapisan bersusun (graded bedding).

Di lain fihak, sistem arus pekat dihasilkan dari kombinasi antara arus traksi dan suspensi. Sistem arus ini biasanya menghasilkan suatu endapan campuran antara pasir, lanau, dan lempung dengan jarang-jarang berstruktur silang-siur dan perlapisan bersusun. Arus pekat (density) disebabkan karena perbedaan kepekatan (density) media. Ini bisa disebabkan karena perlapisan panas, turbiditi dan perbedaan kadar garam. Karena gravitasi, media yang lebih pekat akan bergerak mengalir di bawah media yang lebih encer. Dalam geologi, aliran arus pekat di dalam cairan dikenal dengan nama turbiditi. Sedangkan arus yang sama di dalam udara dikenal dengan nuees ardentes atau wedus gembel, suatu endapan gas yang keluar dari gunungapi. Endapan dari suspensi pada umumnya berbutir halus seperti lanau dan lempung yang dihembuskan angin atau endapan lempung pelagik pada laut dalam. Selley (1988) membuat hubungan antara proses sedimentasi dan jenis endapan yang dihasilkan, sebagai berikut (Tabel IV.1).

Kenyataan di alam, transport dan pengendapan sedimen tidak hanya dikuasai oleh mekanisme tertentu saja, misalnya arus traksi saja atau arus pekat saja, tetapi lebih sering merupakan gabungan berbagai mekanisme. Malahan dalam berbagai hal, merupakan gabungan antara mekanik dan kimiawi. Beberapa sistem seperti itu dalah:

• sistem arus traksi dan suspensi
• sistem arus turbit dan pekat
• sistem suspensi dan kimiawi.

C.MEKANISME GERAKAN SEDIMEN

Pada dasarnya butir-butir sedimen bergerak di dalam media pembawa, baik berupa cairan maupun udara, dalam 3 cara yang berbeda: menggelundung (rolling), menggeser (bouncing) dan larutan (suspension) seperti Gambar III.2.

D. GRAVITY

Sedimen yang bergerak karena hanya pengaruh gaya gravitasi ini, ada 3 macam sedimen :

• Debris flows (umumnya mud flows)
• Grain flows
• Fluidized flows

Mud flows (interparticle interaction)
Ada 2 : di bawah air dan di darat
Ciri sedimen hasil mud flows:

• dikuasai matrik (matrix-dominated sediment)
• sortasi jelek
• pejal (tak berlapis)

Grain flows (grain interaction)
Ciri sedimen hasil grain flows:

• dikuasai kepingan (fragment dominated-sediment)
• terpilah baik dan bebas lempung

Fluidized flows
Ciri sedimennya:

• tebal, non-graded clean sand
• batas atas dan bawahnya kabur
• umumnya terdapat struktur piring (dish structures).

DAFTAR ISI SEDIMENTOLOGI

"iko nyo kawan2, nan ado si room sedimentologi ko, silahkan di caliak"(ini dia, yang ada di room sedimentologi, silahkan di baca)...

1. Pengantar Sedimentologi
2. Pelapukan
3. Transportasi Sedimen
4. Struktur Sedimen
a. klasifikasi struktur sedimen

PELAPUKAN

Pelapukan adalah proses alterasi dan fragsinasi batuan dan material tanah pada dan/atau dekat permukaan bumi yang disebabkan karena proses fisik, kimia dan/atau biologi. Hasil dari pelapukan ini merupakan asal (source) dari batuan sedimen dan tanah (soil). Kiranya penting untuk diketahui bahwa proses pelapukan akan menghacurkan batuan atau bahkan melarutkan sebagian dari mineral untuk kemudian menjadi tanah atau diangkut dan diendapkan sebagai batuan sedimen klastik. Sebagian dari mineral mungkin larut secara menyeluruh dan membentuk mineral baru. Inilah sebabnya dalam studi tanah atau batuan klastika mempunyai komposisi yang dapat sangat berbeda dengan batuan asalnya. Komposisi tanah tidak hanya tergantung pada batuan induk (asal) nya, tetapi juga dipengaruhi oleh alam, intensitas, dan lama (duration) pelapukan dan proses jenis pembentukan tanah itu sendiri (Boggs, 1995).

Di alam pada umumnya ke tiga jenis pelapukan (fisik, kimiawi dan biologis) itu bekerja bersama-sama, namun salah satu di antaranya mungkin lebih dominan dibandingkan dengan lainnya. Walaupun di alam proses kimia memegang peran yang terpenting dalam pelapukan, tidak berarti pelapukan jenis lain tidakpenting. Berdasarkan pada proses yang dominan inilah maka pelapukan batuan dapat dibagi menjadi pelapukan fisik, kimia dan biologis.

1)PELAPUKAN FISIK

2)PELAPUKAN KIMIA

3)TANAH DAN PELAPUKAN BIOLOGI

4)HASIL PELAPUKAN

HASIL PELAPUKAN

Seperti telah diuraikan sebelumnya bahwa pelapukan menyebabkan suatu batuan mengalami proses pengahancuran menjadi serpihan dan larutan kimia. Serpihan batuan yang masih mempunyai sifat aslinya sebagian besar berupa butir-butir kuarsa dan lempung dimana dikemudian mereka akan diendapkan membentuk batuan sedimen klastika. Sedangkan yang berupa larutan kimia akan membentuk batuan sedimen kimia seperti batugamping, dolomit dan batuan evavorasi lainnya. Selain itu larutan kimia ini juga dapat bereaksi dengan “bahan setempat” membentuk kristal baru dengan komposisi yang lain.

Beberapa endapan bijih dihasilkan dari proses pelapukan ini diataranya adalah nikel, besi dan krom. Laterit adalah tanah merah hasil dari pelapukan yang intensif dari batuan yang kaya akan besi dan nikel. Di Sulawesi Selatan (Soroako) dan Sulawesi Tenggara (Pomalaa) dikenal penghasil nikel dari laterit hasil pelapukan ultrabasa dari kompleks ofiolit.

TANAH DAN PELAPUKAN BIOLOGI

Tanah (soil) adalah suatu hasil pelapukan biologi (Selley, 1988), dimana komposisinya terdiri atas komponen batuan dan humus yang umumnya berasal dari tetumbuhan. Bagi geologiawan studi tanah ini (umumnya disebut pedologi) lebih dipusatkan pada tanah purba (paleosoil),dimana akan membantu untuk mengetahui perkembangan sejarah geologi pada daerah yang bersangkutan. Akan tetapi perlu kiranya diketahui bahwa ciri dan ketebalan tanah hasil pelapukan sangat erat hubungannya dengan batuan induk (bedrock), iklim (curah hujan dan temperatur), kemiringan lereng dari batuan induk itu sendiri.

Pedologist (ahli tanah) membagi tanah menjadi tiga zona (Gambar II.1):
1. Zona A atau “lapisan eluvial”, merupakan bagian paling atas pada umumnya berwarna gelap karena humus. Zona A ini merupakan zona dimana kimia (terutama oksidasi) dan biologi berlangsung kuat. Pada zona ini material halus (lempung) dicuci dan terbawa ke bawah lewat di antara butiran.
2. Zona B atau “lapisan iluvial”, material halus (lempung) yang tercuci dari zona A akan terperangkap pada lapisan ini. Zona B ini dikuasai oleh mineral dan sedikit sedikit jasad hidup.
3. Zona C adalah zona terbawah dimana pelapukan fisik berlangsung lebih kuat dibandingkan pelapukan jenis yang lain. Ke bawah zona C ini berubah secara berangsur menjadi batuan induk yang belum lapuk.

Ketebalan setiap zona sangat bervareasi pada setiap tempat. Demikian juga keberadaan setiap zona tidak selalu dijumpai. Ketebalan zona sangat tergantung dari kecepatan pelapukan, iklim, komosisi dan topografi batuan induk.
Fosil tanah atau tanah purba atau paleosoil adalah suatu istilah untuk tanah yang berada di bawah bidang ketidakselarasan. Tanah purba ini merupakan bukti bahwa lapisan itu pernah tersingkap pada permukaan. Akan tetapi perlu diingat bahwa tanah purba di bawah ketidakselarasan ini tentu bagian atasnya pernah tererosi sebelum terendapkan lapisan penutupnya. Lapisan tanah purba dalam runtunan batuan sedimen pada umumnya ditemukan pada endapan sungai dan delta. Tanah purba ini juga umum ditemukan di bawah lapisan batubara dimana kaya akan akar dan sering berwarna putih karena proses pencucian yang intensif (Selley, 1988).
Peranan tanah purba ini semakin besar dimasa kini; sehingga timbul pertanyaan bagaimana mengenali tanah purba ini dengan mudah. Fenwick (1985) memberikan kreteria sebagai berikut:
1. hadirnya suatu lapisan yang kaya akan sisa jasad hidup,
2. lapisan merah yang semakin jelas ke arah atas,
3. penurunan tanda mineral lapuk ke arah atas,
4. terganggunya struktur organik oleh aktifitas jasad hidup (seperti cacing) atau proses fisik (contohnya pengkristalan es).

PELAPUKAN KIMIA

Pelapukan kimia membuat komposisi kimia dan mineralogi suatu batuan dapat berubah. Mineral dalam batuan yang dirusak oleh air kemudian bereaksi dengan udara (O2 atau CO2), menyebabkan sebagaian dari mineral itu menjadi larutan. Selain itu, bagian unsur mineral yang lain dapat bergabung dengan unsur setempat membentuk kristal mineral baru.

Pada pelapukan kimia air dan gas terlarut memegang peran yang sangat penting. Sedangkan pelapukan kimia sendiri mempunyai peran terpenting dalam semua jenis pelapukan. Hal ini disebabkan karena air ada pada hampir semua batuan walaupun di daerah kering sekalipun. Akan tetapi pada suhu udara kurang dari 30o C, pelapukan kimia berjalan lebih lambat. Proses pelapukan kimia umumnya dimulai dari dan sepanjang retakan atau tempat lain yang lemah.

Kecepatan pelapukan kimia tergantung dari iklim, komposisi mineral dan ukuran butir dari batuan yang mengalami pelapukan. Pelapukan akan berjalan cepat pada daerah yang lembab (humid) atau panas dari pada di daerah kering atau sangat dingin. Curah hujan rata-rata dapat mencerminkan kecepatan pelapukan, tetapi temperatur sulit dapat diukur. Namun secara umum, kecepatan pelapukan kimia akan meningkat dua kali dengan meningkat temperatur setiap 10oC. Mineral basa pada umumnya akan lebih cepat lapuk dari pada mineral asam. Itulah sebabnya basal akan lebih cepat lapuk dari pada granit dalam ukuran yang sama besar. Sedangkan pada batuan sedimen, kecepatan pelapukan tergantung dari komposisi mineral dan bahan semennya.

Jenis pelapukan kimia
1. Hidrolisis adalah reaksi antara mineral silikat dan asam (larutan mengandung ion H+) dimana memungkinkan pelarut mineral silikat dan membebaskan kation logam dan silika. Mineral lempung seperti kaolin, ilit dan smektit besar kemungkinan hasil dari proses pelapukan kimia jenis ini (Boggs, 1995). Pelapukan jenis ini memegang peran terpenting dalam pelapukan kimia.

2. Hidrasi adalah proses penambahan air pada suatu mineral sehingga membentuk mineral baru. Lawan dari hidrasi adalah dehidrasi, dimana mineral kehilangan air sehingga berbentuk anhydrous. Proses terakhir ini sangat jarang terjadi pada pelapukan, karena pada proses pelapukan selalu ada air. Contoh yang umum dari proses ini adalah penambahan air pada mineral hematit sehingga membentuk gutit.

3. Oksidasi berlangsung pada besi atau mangan yang pada umumnya terbentuk pada mineral silikat seperti biotit dan piroksen. Elemen lain yang mudah teroksidasi pada proses pelapukan adalah sulfur, contohnya pada pirit (Fe2S).

4. Reduksi terjadi dimana kebutuhan oksigen (umumnya oleh jasad hidup) lebih banyak dari pada oksigen yang tersedia. Kondisi seperti ini membuat besi menambah elektron dari Fe3+ menjadi Fe2+ yang lebih mudah larut sehingga lebih mobil, sedangkan Fe3+ mungkin hilang pada sistem pelapukan dalam pelarutan.

5. Pelarutan mineral yang mudah larut seperti kalsit, dolomit dan gipsum oleh air hujan selama pelapukan akan cenderung terbentuk komposisi yang baru.

6. Pergantian ion adalah proses dalam pelapukan dimana ion dalam larutan seperti pergantian Na oleh Ca. Umumnya terjadi pada mineral lempung.

PELAPUKAN FISIK

Pelapukan fisik adalah proses dimana batuan pecah menjadi kepingan yang lebih kecil, tetapi tanpa mengalami perubahan komposisi kimia dan mineral yang berarti. Pelapukan fisik ini dapat menghasilkan fragment/kristal kecil sampai blok kekar (joint block) yang berukuran besar.

Jenis pelapukan fisik

1. Stress release: batuan yang muncul ke permukaan bumi melepaskan stress menghasilkan kekar atau retakan yang sejajar permukaan topografi. Retakan-retakan itu membagi batuan menjadi lapisan-lapisan atau lembaran (sheet) yang sejajar dengan permukaan topografi. Proses ini sering disebut sheeting. Ketebalan dari lapisan hasil proses sheeting ini semakin tebal menjauhi dari permukaan. Proses pelapukan jenis ini sering terjadi pada batuan beku terobosan yang dekat permukaan bumi.

2. Frost action and hydro-fracturing: pembekuan air dalam batuan. Air atau larutan lainnya yang tersimpan di dalam pori dan/atau retakan batuan akan meningkat volumenya sekitar 9% apabila membeku, sehingga ini akan menimbulkan tekanan yang cukup kuat memecahkan batuan yang ditempatinya. Proses ini tergantung :
• keberadaan pori dan retakan dalam batuan
• keberadaan air/cairan dalam pori
• temperatur yang turun naik dalam jangka waktu tertentu.

3. Salt weathering: pertumbuhan kristal pada batuan. Pertumbuhan kristal pada pori batuan sehingga menimbulkan tekanan tinggi yang dapat merusak/memecahkan batuan itu sendiri.

4. Insolation weathering: akibat pemanasan dan pendinginan permukaan karena pengaruh matahari. Tentu saja pelapukan jenis ini akan besar pengaruhnya di daerah yang mengalami perbedaan suhu cukup besar, misalnya siang (panas) dan malam (dingin).

5. Alternate wetting and drying: pengaruh penyerapan dan pengeringan dengan cepat.

Metoda Gravitasi

Pengertian

Metode Survey geofisika yang mengukur densitas batuan bawah permukaan bumi

Dalam Metode gravitasi, jika suatu batuan berbeda tipe dengan batuan lainnya, makan akan berbeda pula densitasnya, dan jika suatu batuan yang mempunyai densitas lebih tinggi akan mempunyai daya gravitasi yang lebih besar.

Suatu bentuki formasi yang melengkung, seperti antiklin maka akan mempunyai densitas yang lebih tinggi, dan medan gravitasi bumi akan lebih besar disumbu, dibandingkan dengan disepanjang sayapnya. Selain antiklin juga terdapat Salt Dome, yang secara keseluruhan densitasnya lebih kecil daripada batuan yang diterobosnya, dapat dideteksi oleh rekaman gravitasi. Untuk mengukur kekuatan gravitasi dari suatu tempat ke tempat yang lain telah diciptakan suatu instrumen gravitasi yang dinamakan Gravitimeter. Gravitimeter modern adalah benda yang sangat sensitif, yang dapat mendeteksi variasi gravitasi.




Metode gravitasi mempunyai beberapa kegunaan, yang diantaranya adalah :

1. Metode gravitasi cocok digunakan dalam pemetaan Salt Dome, karena secara keseluruhan, garam mepunyai densitas yang lebih rendah dibandingkan dengan formasi yang berada disekitarnya.

2. Metode gravitasi jufga dapat digunakan dalam mempelajari air tanah, dan untuk mendeteksi mineral-mineral berat, seperti Chromites ,dll.

3. Metode gravitasi yang menggunakan gravitimeter yang sangat sensitif dapat digunakan untuk mendeteksi terowongan bawah tanah, dan lokasi dari pemakaman-pemakanman di Pyramid.

Selain itu masih ada beberapa kegunaan dari metode ini.

Pembagian Geofisika

Pembagian Metode Geofisika Berdasarkan Ada Tidaknya Gangguan:

1. Aktif : Memberikan Input kepada bumi, mengukur respon yang di berikan bumi terhadap input tersebut
cth : Metode resistivity. Metode Seismik

2. Pasif : Hanya mengukur medan alami yang dipancarkan oleh bumi tanpa memberikan gangguan kepada bumi.
cth: Metode Magnetik, Metode Gravitasi


Pembagian Metode geofisika Berdasarkan Input yang diberikan:

1. Statis : Besaran - besaran fisik yang di ukur dari bumitanpa memberi perlakuan ke bumi.

2. Dinamis : Input yang diberikan ke bumi, sinyal output diterima di tempat tertentu

3. Relaxation : Memberi input ke bumi, dan menunggu hasil Outputnya dan waktu yang dibutuhkan untuk normal kembali.

4. Integrated Effect : Mengukur sinyal - sinyal tertentu yang diberikan oleh bumi / radioaktif.

Pendahuluan Geofisika

Pengertian

Geofisika adalah bagian dari ilmu bumi yang mempelajari bumi menggunakan kaidah atau prinsip-prinsip fisika. Di dalamnya termasuk juga meteorologi, elektrisitas atmosferis dan fisika ionosfer. (wikipedia)

Tujuan Geofisika

Penelitian geofisika untuk mengetahui kondisi di bawah permukaan bumi melibatkan pengukuran di atas permukaan bumi dari parameter-parameter fisika yang dimiliki oleh batuan di dalam bumi. Dari pengukuran ini dapat ditafsirkan bagaimana sifat-sifat dan kondisi di bawah permukaan bumi baik itu secara vertikal maupun horisontal. (wikipedia)

GEOLOGI DAN GEOFISIKA

Kita mengenal bahwa ilmu yang mempelajari bumi dengan menggunakan perhitungan fisika dipermukaan atau dibawah permukaan sebagai Geofisika. Bukan pekerjaan mudah untuk menjelaskan apa yang membedakan Geofisika dengan Geologi, salah satu perbedaan utama adalah dalam tipe data yang dihasilkan. Geologi meliputi/ mempelajari bumi melalui observasi batuan , lewat permukaan dan lubang bor, dan menyimpulkan tentang strukturnya, komposisinya, sejarahnya melalui analisis dari observasi tersebut.

Dilain pihak perbedaannya dengan geofisika adalah, dalam geofisika menggunakan perhitungan fisika dalam menafsirkan sesuatu yang berguna untuk memberikan informasi tentang struktur, komposisi, dll dari segala sesuatu yang tersembunyi (sumber daya alam). Dalam pengertian yang lebih luas geofisika dapat menampilkan alat-alat untuk mempelajari struktur dan komposisi dalam bumi seperti kulit bumi, mantel, dan inti bumi, hal ini dapat dideterminasi oleh gelombang seismik dari gempa. Semua hal yang kita ketahui dibawah permukaan bumi yang hanya meliputi beberapa Kilometer saja dibawah permukaan bumi, dimana lubang bor dapat masuk kedalamnya dan melakukan penetrasi, berasal dari observasi geofisika.

Macam – Macam Metode Geofisika
Secara praktis, metode yang umum digunakan di dalam geofisika tampak seperti tabel di bawah ini (wikipedia) :

DAFTAR ISI GEOFISIKA

Yang tertarik dengan geofisika, bisa belajar dari sini, silahkan di pilih. .

1. Pendahuluan Geofisika
2. Pembagian Geofisika
3. Metoda Seismik
4. Metoda Gravitasi
5. Metoda Magnetik
6. Metoda Elektromagnetik
7. Metoda Radar
8. Metoda Geolistrik
9. Konfigurasi Wenner & Sclumberger
10. Konfigurasi Pole – Pole, Dipole – Dipole, Pole – Dipole

Struktur dan Tekstur Batuan Metamorf

Struktur merupakan bentuk dari handspecimen atau masa batuan yang lebih besar. Struktur dibedakand ari teksture berdasarkan skalanya diman teksture merupakan bentuk mikroskopis yang sidudun oleh ukuran, bentuk, orientasi, dan hubungan butirnya. Pada batuan metamorf struktur terjadi karena proses deformasi.

Teksture pada batuan metamorf:
1) Teksture foliasi, yaitu adanya kesejajaran orientasi mineral yang memperlihatkan adanya perlapisan dan kenampakan kelurusan. Contoh tekstur ini, yaitu:

• Tekstur slaty, butirannya sangat halus (< 0,1 mm), kelurusan pada orientasi planardan subplanar, pecahannya berlembar. Contoh batuannya adalah slate.

• Tekstur phylitic, berbutir sangat halus sampai halus (kurang dari 0,5 mm), contoh batuannya adalah phylite.

• Tekstur schistose, berbutir halus sampai sangat kasar (>1 mm), contoh batuannya adalah schist.

• Tekstur gneissose, berbutir halus sampai sangat kasar, memperlihatkan perlapisan karena adanya perbedaan mineralogi.

• Tekstur foliasi porphyroblastik, berbutir sangat halus sampai sangat kasar dengan ukuran kristal yang besar (porphyroblastik) tertanam didalam matriks berfoliasi berukuran halus

• Tektur mylonite.

2) Tekstur diablastik, tekstur yang dicirikan dengan tidak adanya kesejajaran buturan, berorientasi radial sampai acak, contoh tekstur ini adalah:

• Tekstur sheaf, tekstur yang memperlihatkan kelompok butiran yang berdabang.

• Tekstur spherolublastik, yaitu tekstur yang memperlihatkan kelompok butiran yang radial.

• Tekstur fibroblastic, tekstur diablastik yang berukuran sama

3) Tekstur grano blastik

• Tekstur homogranular, merupakan tekstur yang memperlihatkan ukuran butir yang hamper sama.

• Tekstur heterogranular, merupakan teksture yang memperlihatkan ukuran butir yang tidak seragam.

• Tekstur heterogranoblastik, merupakan tekstur yang dicirikan oleh kumpulam mineral yang sama taapi dengan ukuran yang beragam.

• Tekstur tekstur nodularblastik, merupakan tekstur yang memiliki nodular yang tersusun oleh mineral kecil dengan satu atau dua mineral dalam matrik yang memiliki komposisi berbeda.

Geologi Secara Umum, monggo dipilih dan di baca:

01. Pengertian Geologi
02. Cabang Ilmu Geologi
03. Struktur dan Komposisi Bumi
04. Batuan Dan Mineral
05. Siklus Batuan

06. Batuan Beku
07. Klasifikasi Batuan Beku Berdasarkan Genetik Batuan
08. Klasifikasi Batuan Beku Berdasarkan Kandungan Senyawa Kimia
09. Klasifikasi Batuan Beku Berdasarkan Kandungan Mineraloginya
10. Struktur batuan beku

11. Batuan Metamorf
12. Faktor-Faktor Yang Mempengaruhi Metamorfisme
13. Tipe Metamorfisme
14. Klasifikasi Batuan Metamorf (Berdasarkan komposisi kimianya)
15. Struktur dan Tekstur Batuan Metamorf

Klasifikasi Batuan Metamorf (Berdasarkan komposisi kimianya)

Klasifikasi ini di tinjau dari unsur-unsur kimia yang terkandung di dalam batuan metamorf yang akan mencirikan batuan asalnya. Berdasarkan komposisi kimianya batuan metamorf terbagi menjadi 5 kelompok, yaitu :

Calcic Metamorphic Rock
adalah batuan metamorf yang berasal dari batuan yang bersifat kalsik (kaya unsur Al), umumnya terdiri atas batulempung dan serpih. Contoh: batusabak dan Phyllite.

Quartz Feldsphatic Rock
adalah batuan metamorf yang berasal dari batuan yang kaya akan unsur kuarsa dan feldspar. Contoh : Gneiss

Calcareous Metamorphic Rock
adalah batuan metamorf yang berasal dari batugamping dan dolomit. Contoh : Marmer

Basic Metamorphic Rock
adalah batuan metamorf yang berasal dari batuan beku basa, semibasa dan menengah, serta tufa dan batuan sedimen yang bersifat napalan dengan kandungan unsur K, Al, Fe, Mg.

Magnesia Metamorphic Rock
adalah batuan metamorf yang berasal dari batuan yang kaya akan Mg. Contoh : serpentit, sekis.

Geologi Secara Umum, monggo dipilih dan di baca:

01. Pengertian Geologi
02. Cabang Ilmu Geologi
03. Struktur dan Komposisi Bumi
04. Batuan Dan Mineral
05. Siklus Batuan

06. Batuan Beku
07. Klasifikasi Batuan Beku Berdasarkan Genetik Batuan
08. Klasifikasi Batuan Beku Berdasarkan Kandungan Senyawa Kimia
09. Klasifikasi Batuan Beku Berdasarkan Kandungan Mineraloginya
10. Struktur batuan beku

11. Batuan Metamorf
12. Faktor-Faktor Yang Mempengaruhi Metamorfisme
13. Tipe Metamorfisme
14. Klasifikasi Batuan Metamorf (Berdasarkan komposisi kimianya)
15. Struktur dan Tekstur Batuan Metamorf

DAFTAR ISI PEMETAAN GEOLOGI

:: PEMETAAN GEOLOGI STRUKTUR ::

1. Pendahuluan
2. Langkah Penelitian Struktur geologi, yaitu :
A. Studi pustaka
B. Interpretasi foto udara, citra landsat dan topografi
C. Penelitian Lapangan
D. Gejala Umum Akibat Proses Pensesaran
E. Pengolahan Data
F. Analisis Data
G. Pembuatan Laporan
-G.1. Pembahasan Sub Bab Geologi Struktur Dalam Pemetaan Pendahuluan
-G.2. Pembahasan Sub Bab Geologi Struktur Dalam Pemetaan Lanjut
-G.3. Pembahasan Struktur Geologi Di Dalam Laporan Kajian Khusus (Skripsi) Bidang Geologi Struktur.
H. Pembuatan Peta

Siklus Batuan

Siklus batuan menggambarkan seluruh proses yang dengannya batuan dibentuk, dimodifikasi, ditransportasikan, mengalami dekomposisi, dan dibentuk kembali sebagai hasil dari proses internal dan eksternal Bumi. Siklus batuan ini berjalan secara kontinyu dan tidak pernah berakhir. Siklus ini adalah fenomena yang terjadi di kerak benua (geosfer) yang berinteraksi dengan atmosfer, hidrosfer, dan biosfer dan digerakkan oleh energi panas internal Bumi dan energi panas yang datang dari Matahari.

Kerak bumi yang tersingkap ke udara akan mengalami pelapukan dan mengalami transformasi menjadi regolit melalui proses yang melibatkan atmosfer, hidrosfer dan biosfer. Selanjutnya, proses erosi mentansportasikan regolit dan kemudian mengendapkannya sebagai sedimen. Setelah mengalami deposisi, sedimen tertimbun dan mengalami kompaksi dan kemudian menjadi batuan sedimen. Kemudian, proses-proses tektonik yang menggerakkan lempeng dan pengangkatan kerak Bumi menyebabkan batuan sedimen mengalami deformasi. Penimbunan yang lebih dalam membuat batuan sedimen menjadi batuan metamorik, dan penimbunan yang lebih dalam lagi membuat batuan metamorfik meleleh membentuk magma yang dari magma ini kemudian terbentuk batuan beku yang baru. Pada berbagai tahap siklus batuan ini, tektonik dapat mengangkat kerak bumi dan menyingkapkan batuan sehingga batuan tersebut mengalami pelapukan dan erosi. Dengan demikian, siklus batuan ini akan terus berlanjut tanpa henti.

Dari kesimpulan diatas, jika kita hubungkan siklus batuan dengan sedimentologi, maka batua sedimen itu bisa berasal dari batuan apa saja, baik itu batuan beku, batuan metamorf, ataupun batuan sedimen itu sendiri



Geologi Secara Umum, monggo dipilih dan di baca:

01. Pengertian Geologi
02. Cabang Ilmu Geologi
03. Struktur dan Komposisi Bumi
04. Batuan Dan Mineral
05. Siklus Batuan

06. Batuan Beku
07. Klasifikasi Batuan Beku Berdasarkan Genetik Batuan
08. Klasifikasi Batuan Beku Berdasarkan Kandungan Senyawa Kimia
09. Klasifikasi Batuan Beku Berdasarkan Kandungan Mineraloginya
10. Struktur batuan beku

11. Batuan Metamorf
12. Faktor-Faktor Yang Mempengaruhi Metamorfisme
13. Tipe Metamorfisme
14. Klasifikasi Batuan Metamorf (Berdasarkan komposisi kimianya)
15. Struktur dan Tekstur Batuan Metamorf

Pengantar Sedimentology

Sedimentologi adalah ilmu yang mempelajari sedimen atau endapan (Wadell, 1932). Sedangkan sedimen atau endapan pada umumnya diartikan sebagai hasil dari proses pelapukan terhadap suatu tubuh batuan, yang kemudian mengalami erosi, tertansportasi oleh air, angin, dll, dan pada akhirnya terendapkan atau tersedimentasikan.

Sulit rasanya menelusuri sejarah perkembangan ilmu sedimentologi, terutama pada awal perkembangannya. Dengan dikemukannya doktrin uniformitarisme pada akhir abad ke 19 berdampak besar sekali pada perkembangan ilmu sedimentologi ini. Hal ini terlihat jelas pada tulisan beberapa penulis, seperti Sorby (1853) dan Lyell (1865) yang mengemukakan interpretasi modern tentang struktur dan tekstur dari batuan sedimen.

Sampai pertengahaan abad ke 20, sedimentologi lebih dikenal hanya sebatas pada studi di bawah mikroskop, terutama untuk fosil. Dalam perioda itu mineral berat dan penghitungan secara petrografis (point counting) berkembang dengan pesat. Secara serentak, para ahli stratigrafi menemukan fosil-fosil kunci penunjuk umur batuan.

Para ahli geologi struktur mempunyai andil besar mendorong pengembangan ilmu sedimentologi. Mereka menemui kesulitan dalam menentukan bagian atas dan bagian bawah suatu lapisan yang sudah terlipat kuat sampai terjadi pembalikan lapisan. Beberapa struktur sedimen seperti retakan (desiccation crack), silang siur dan perlapisan bersusun, sangat edial untuk memecahkan persoalan ini (Shrock, 1948). Pada 1950an sampai awal 1960an berkembang konsep tentang arus turbit. Sementara itu ahli petrografi masih sibuk menghitung zirkon dan ahli stratigrafi sibuk pula mengumpulkan fosil sebanyak-banyaknya, ahli struktur geologi sudah mulai bertanya berapa tebal runtunan endapan turbit ini di geosinklin. Pertanyaan ini menyibukan geologiawan untuk mengetahui hasil endapan turbit pada setiap jenis.

Pendorong lain terhadap perkembangan sedimentologi datang dari perusahaan minyak, dimana mereka mulai mencari jebakan stratigrafi. Pelopornya adalah American Petroleum Institute dengan Project 51-nya, yang mempelajari secara multi disiplin dari sedimen moderen di Teluk Meksiko. Kemudian kegiatan seperti ini diikuti oleh perusahaan lain, universitas dan institusi oseanografi. Sehingga pada akhir 1960an sedimentologi sudah kokoh menjadi suatu cabang ilmu pengetahuan sendiri.

Pada 1970an penelitian sedimentologi mulai beralih dari makroskopis dan fisik ke arah mikroskopis dan kimia. Dengan perkembangan teknik analisa dan penggunaan katadoluminisen dan mikroskop elektron memungkinkan para ahli sedimentologi mengetahui lebih baik tentang geokimia. Perkembangan yang pesat ini memacu kita untuk mengetahui hubungan antara diagenesa, pori-pori dan pengaruhnya terhadap evolusi porositas dengan kelulusan batupasir dan batugamping.

Saat ini berkembang perbedaan antara makrosedimentologi dan mikrosedimentologi. Makrosedimentologi berkisar studi fasies sedimen sampai ke struktur sedimen. Di lain fihak, mikrosedimentologi meliputi studi batuan sedimen di bawah mikroskop atau lebih dikenal dengan petrografi.

OSTRACODA

KARAKTERISTIK

1. Small Crustacea
2. Cangkangnya disebut Carapace
3. Bivalve (khitin/calcareous)
4. Ukuran: 0,15 mm-2 mm
5. Habitat: di laut dari abyssal sampai pantai, estuari, lagoon, danau air tawar dan air asin dan tanah-tanah lembab.
6. Free swimming, benthonic, beberapa parasit atau komensalisme dengan crustacea lain, cacing, echino bahkan hiu.

KLASIFIKASI

Phylum : Arthropoda
Kelas : Crustacea
Subkelas : Ostracoda
terdiri dari 5 Ordo:
: Archeocopida
: Leperditicopida
: Myodocopida
: Beyrichicopida
: Podocopida

Morfologi Ostracoda



Ornamentasi Cangkang Ostracoda



APLIKASI ;

Stratigrafi
Sedimen-sedimen nonmarin Mesozoic dan Cenozoic

Interpretasi lingkungan laut purba

CALCAREOUS ALGA

DEFINISI:

Alga yang menyimpan atau mengendapkan kalsium karbonat di dalam jaringannya

BIOLOGI dari CALCAREOUS ALGA
1. AQUATIK
2. AUTOTROPHIC
3. TUMBUHAN NONVASCULAR
4. THALLUS
5. CHLOROPHYLL a

PROSES PENGENDAPAN
Jika alga mati, dia akan meninggalkan fosil “skeleton” yang sebenarnya bukanlah skeleton sesungguhnya, tetapi endapan kalsium karbonat yang terbentuk seperti skeleton. Skeleton-skeleton inilah yang nantinya akan membentuk sedimen pada tropikal lagoon dan reef

KLASIFIKASI

Phylum Cyanophyta (blue-green algae):
Girvanella, Renalcia, Sphaerocodium (Cambrian-Paleogen)

Phylum Rhodophyta (red algae):

Solenopora, Parachatetes, Archaeolithophyllum, Cunelphycus, Lithothamnium, Lithophyllum, Corallina (Cambrian-Recent)

Phylum Chlorophyta (green algae):
Eugonophyllum, Halimeda, Diplopora (Cambrian-Recent)

Phylum Charophyta



Mayoritas calcareous alga adalah Red algae, Red algae dibagi menjadi 2 kelompok, yaitu:

Articulate (kiri) dan Crustose (kanan)





Ekologo dan Paleoekologi Calcareous Alga