BAB I
PENDAHULUAN
a) Latar Belakang
Bagian luar bumi tertutupi oleh daratan dan lautan, dimana
bagian lautan lebih besar daripada bagian daratan. Akan tetapi daratan adalah
bagian dari kulit bumi yang dapat diamati langsung dengan dekat, maka banyak
hal-hal yang dapat diketahui secara cepat dan jelas. Salah satu diantaranya
adalah kenyataan bahwa daratan tersusun oleh jenis batuan yang berbeda satu
sama lain dan berbeda-beda materi penyusun serta berbeda pula dalam proses
terbentuknya. Batuan karbonat sebenarnya telah banyak dipergunakan orang dalam
kehidupan sehari-hari hanya saja kebanyakan orang hanya mengetahui cara
mempergunakannya saja, dan sedikit yang mengetahui asal kejadian dan seluk-beluk
mengenai batuan karbonat ini. Secara sederhana adalah batuan dengan kandungan material
karbonat lebih dari 50 % yang tersusun atas partikel karbonat klastik yang
tersemenkan atau karbonat kristalin hasil presipitasi langsung (Rejers &
Hsu, 1986). Batuan karbonat didefinisikan sebagai batuan dengan
kandungan material karbonat lebih dari 50 % yang tersusun atas partikel
karbonat klastik yang tersemenkan atau karbonat kristalin hasil presipitasi
langsung (Reijers 1986). Bates & Jackson (1987) mendefinisikan batuan
karbonat sebagai batuan yang komponen utamanya adalah mineral karbonat dengan
berat keseluruhan lebih dari 50 %. Sedangkan batugamping, menurut definisi
REijers & Hsu (1986) adalah batuan yang mengandung kalsium karbonat hingga
95 %. Sehingga tidak semua batuan karbonat merupakan batugamping.. Dalam
prakteknya adalah terutama gamping (limestone) dan dolomit. Sedimen
karbonat dihasilkan dari proses organik biokimia pada llingkungan laut bersih,
hangat, shallow water. Daerah tropikal dan subtropikal dapat mencerminkan
kondisi tersebut. Keadaan tertentu dapat ditunjukan sebagai faktor sedimen
karbonat, misalkan karena adanya produksi sedimen yang tinggi dan akumulasi
kalsium karbonat dari cangkang organisme. Faktor-faktor yang mempengaruhi sedimen
karbonat adalah :
1.
Garis lintang dan iklim
Karbonat yang terbentuk pada air hangat
neritik (0 – 200 m) terakumulasi pada garis lintang 300 utara dan
selatan equator. Biasanya terbentuk dari pecahan organisme seperti koral,
dengan pertumbuhan terbaik pada kedalaman kurang dari 30 m. Sedimen planktonik
terbentuk pada kedalaman yang lebih dalam dengan garis lintang 400
utara dan selatan. Endapan pada air dingin neritik terletak pada garis lintang
200 – 400 , terbentuk dari bryozoa, moluska dan foraminifera.
Iklim dapat mengontrol rata-rata evaporasi atau hujan, mempengaruhi komposisi
air laut dekat batas kontinental dan restricted basin.
2. Penetrasi cahaya
Penetrasi cahaya
berkurang seiring dengan bertambahnya kedalaman air, tingginya garis lintang
dan berkurangnya kejernihan air. Karbonat tumbuh pada zona shallow neritik ,
diatas 10 – 20 m dari permukaan laut. Batas terendah penetrasi cahaya berkisar
antara 100 – 150 m yang merupakan batas zona euphotic, zona dimana fotosintetik
organisme terjadi.
3.
Salinitas
Keanekaragaman dan
kelimpahan organisme laut terdapat pada salinitas normal marine yaitu 30 – 40
ppt (normal air laut sekitar 32 – 36 ppt).
b) Batasan Masalah
Pada
kesempatan kali ini pembahasan topik atau batasan masalah hanyalah sebatas
pengenalan batuan karbonat secara umum saja, mengingat masih dangkalnya
pengetahuan penyusun terhadap masalah yang akan dibahas. Namun, apa yang
disajikan pada kesempatan kali ini adalah hasil maksimal penyusun dalam mencoba
memahami dan menjabarkan masalah.
c) Rumusan Masalah
Berdasarkan
latar belakang diatas, penulis membatasi dengan hanya mengkaji masalah - masalah sebagai berikut:
1.
Apakah yang dimaksud dengan batuan
karbonat?
2.
Bagaimana batuan karbonat terbentuk?
3.
Apa saja mineralogi yang membentuk
batuan karbonat?
4.
Bagaimanakah tekstur batuan
karbonat?
BAB II
ISI
a) Petrologi Batuan Karbonat
Batuan karbonat adalah batuan dengan kandungan
material karbonat lebih dari 50 % yang tersusun atas partikel karbonat klastik
yang tersemenkan atau karbonat kristalin hasil presipitasi langsung (Rejers
& Hsu, 1986).Bates & Jackson (1987) mendefinisikan batuan karbonat
sebagai batuan yang komponen utamanya adalah mineral karbonat dengan berat
keseluruhan lebih dari 50 %. Sedangkan batugamping menurut definisi Reijers
&Hsu (1986) adalah batuan yang mengandung kalsium karbonat hingga 95 %.
Sehingga tidak semua batuan karbonat adalah batugamping.
Singkapan
batugamping berumur kapur
Secara umum batuan karbonat ini mengandung fase primer,
sekunder dan butiran reworked. Fase primer ini merupakan mineral presipitasi
yang dihasilkan oleh organisme, sementara mineral karbonat sekunder dihasilkan
oleh presipitasi alami non organik yang
terjadi saat proses diagenesis berlangsung. Material reworked ini sama
dengan mekanisme yang terjadi pada batuan terigen klastik yaitu hasil abrasi
pelapukan batuan sebelumnya.
lime mud merupakan istilah untuk material
karbonat dengan butiran yang sangat halus lebih kecil dari ukuran pasir (kurang
lebih kayak matrik or lempung versi karbonatlah) dibagi dua jenis yaitu micrite yaitu butiran karbonat berukuran
<0.004 mm dan microsparite berukuran atnara 0.004 dan 0.06 mm (Raymond,
2002). Komponen - komponen lainnya ada juga semen karbonat yang genetiknya
lebih kearah diagenesis (sementasi) karbonat dan fragmen yang lebih kasar dalam
batuan karbonat dikenal sebagai allochem (memliki jenis yang macam-macam.
Secara umum dibagi dua , yaitu: yang berasal dari cangkang fosil atau skeletal
grain dan fragmen yang bukan dari tubuh fosil atau murni hasil presipitasi).
a.1) Jenis-Jenis Batuan Karbonat
Pada umumnya batuan karbonat dapat
dibagi menjadi empat macam, yaitu:
1. Batuan
karbonat yang bersifat kerangka atau sebagai suatu terumbu (reef)
2. Batuan
karbonat yang bersifat klastik
3. Batuan
karbonat yang bersifat afanitik atau batugamping halus
4. Batuan
karbonat yang bersifat dolomit dan kristalin
a. Batuan karbonat yang bersifat
kerangka atau sebagai suatu terumbu (reef)
Tipe batuan ini paling banyak didapatkan
dalam batuan karbonat Tersier di Indonesia. Tipe ini sering membentuk tebing
terjal pada singkapan, masif tak berlapis atau perlapisan buruk yang hanya
kelihatan dari jauh.
Tipe gamping terumbu ini sering disebut “Boundstone” oleh
Dunham, sedangkan berdasarkan terdapatnya lumpur karbonat diantara kerangka
atau pecahan-pecahan kerangka Embrie dan Klovan membuat klasifikasi :
Framestone, Bindstone, Bafflestone, Rudstone dan Floatstone.
Terdapat beberapa klasifikasi batugamping yang dapat
digunakan, tetapi dalam industri minyak, klasifikasi Dunham (1962) yang
dimodifikasi oleh Embry dan Klovan merupakan
klasifikasi yang biasa digunakan. Klasifikasi Dunham didasarkan pada tekstur
pengendapan awal. Faktor utama dalam dalam klasifikasi ini yang perlu diamati
adalah :
Jika tekstur pengendapannya tidak dapat dikenali, maka
klasifikasi Dunham tidak dapat digunakan, batuan harus dideskripsi berdasarkan
ciri fisik atau diagenesis
Batugamping
Kerangka
Jika tekstur pengendapannya dapat
dikenali, maka klasifikasi Dunham dapat digunakan dengan pembagian sebagai
berikut :
-
butiran kurang dari 10% dari seluruh
batuan maka disebut mudstone. Mudstone terdapat dalam lingkungan
carbonate platform dan cekungan. Calcareous mudstone berasal dari hancurnya
calcareous alga hijau, pemisahan partikel-partikel skelatal besar, dan
kemungkinan penyerapan inorganik dari air laut. Mudstone pada lingkungan
cekungan dan slope berasal dari winnowed platform muds (periplatform
ooze) atau berasal dari cangkang-cangkang nannoplankton coccoliths
(nannofosil ooze). Mudstone berakumulasi pada lingkungan energi rendah.
-
butiran lebih dari 10% dengan tetap
didominasi oleh lumpur disebut wackestone, sedangkan bila butiran tidak
didukung lumpur tetapi dengan matriks disebut packstone. Wackestone dan
packstone diendapkan pada lingkungan energi transisi dimana arus tidak dapat
memindahkan seluruh lumpur dari area tersebut dan tidak dapat memisahkannya
dari butiran pasir. Area tersebut juga merupakan lingkungan energi rendah
seperti pada mudstone hanya saja lebih dekat pada tempat dimana butiran-butiran
pasir diendapkan, atau persentasi butiran-butiran pasir lebih tinggi diproduksi
pada tempat pengendapan tersebut.
-
Batuan seluruhnya berupa butiran
disebut grainstone. Grainstone terbentuk dari butiran skeletal dan non
skeletal; bioclast, ooids dan peloids. Umumnya terbentuk pada lingkungan energi
tinggi seperti beaches, shoals atau nearby reefs.
-
Jika butiran diikat pada waktu
pengendapan oleh binding, baffling dan aktivitas framebuilding pada
terumbu-pembangunan organisme disebut boundstone.
-
Floatstone dan rudstone, ditambahkan
pada klasifikasi Dunham untuk menggambarkan
terumbu yang kasar-diperoleh dari endapan skeletal. Muddy floatstone adalah
butiran skeletal dalam matriks lumpur; sandy floatstone mengandung
matriks calcareous sand. Rudstone mungkin bersih, tanpa matriks, atau
dengan pasir atau matrik lumpur antara tekstur yang didukung butiran.
-
Framestone dan bafflestone terbentuk
oleh pembangun terumbu skleletal robulus, seperti corals, stone red algae,
bryozoa. Bindstone biasa sebagai komponen pada reef flat.
Stromatolite alga merupakan bentuk tipe dari tekstur bindstone.
Batugamping terumbu adalah jenis
sedimen biologi, yang merupakan suatu susunan dari rangka-rangka organisma yang
terdiri atas Algae, Koral, Moluska dan Foraminifera.
Ditinjau dari segi ekologinya,
organisma pembentuk terumbu dapat berkembang dengan baik dan mempunyai
penyebaran pada daerah neritik yang dangkal dengan kedalaman maksimum 60m.
Selain itu organisma pembangun terumbu memerlukan pula syarat untuk kelancaran
hidupnya, yaitu sebagai berikut :
1.
Sirkulasi air yang baik, berguna untuk membawa makanan dan pergantian oksigen.
2. Air
laut yang bersih dan tidak dikotori sedimen, karena hal ini akan memudahkan
masuknya sinar matahari untuk dapat diterima oleh organisma.
3. Salinitas yang normal, berkisar
antara 27-38 perseribu.
4.
Temperatur air yang agak hangat, antara 20-300C.
b. Batuan
karbonat yang bersifat klastik
Tipe klastik ini dapat dibagi lagi menjadi :
a.
Bioklastik
b.
Interklast/fragmenter
c.
Chemiklastik
Gamping Tipe Bioklastik
Tipe gamping ini terdiri seluruhnya
dari cangkang-cangkang atau fragmen-fragmen kerangka organisme. Biasanya
dicirikan bahwa fragmen/cangkang pernah lepas, terutama jika ditransport.
Coquina
Lingkungan Pengendapan
Lingkungan pengendapannya terdiri
dari :
1. Sering
merupakan laut yang beragitasi “shoal”, bagian-bagian dangkal dekat pantai
(litoral) terutama jika bertekstur grainstone-packstone dengan
partikel-partikel terabrasi.
2. Dapat
pula dibagian-bagian teduh dekat suatu reef, dilagoon, difore reef; merupakan
lembaran-lembaran dari reef yang dipecah-pecah gelombang kebagian air tenang,
terutama jika bertektur packstone ataupun wackstone, dengan butiran yang
terabrasi. Di fore reef biasanya merupakan breksi-talus runtuhan dari reef,
terdiri dari pecahan-pecahan cangkang koral.
3. Sering
pula neritik; misalnya jika terdiri dari organisme benthos, tanpa adanya
abrasi, misalnya gamping foraminifera besar yang membentuk “bank” atau
“biostrome”
Termasuk kedalam tipe bioklastik
adalah gamping pelagis : terutamater diri dari globigerina dan textularia yang
menghujani dasar laut dan sering membentuk kapur/chalk.
Terdapatnya gamping bioklastik;
sering membentuk “biostrome” atau “bank” tetapi dapat pula sebagai “bioherm”.
Gamping Klastik Tipe Fragmenter (Bioklastik Maupun Chemical)
Jenis ini sering pula disebut
“dendrital limestone” (Pettijohn, 1957, p. 401) namun istilah ini tak
dianjurkan untuk dipakai. Tipe klastik fragmenter terdiri dari fragmen-fragmen
yang asalnya tak jelas, dan dapat merupakan campuran. Istilah yang sering
dipakai: calcarenite (<2 mm) dan calcirudite (> 2 mm) juga Grainy
Limestone, Granular Limestone.
Cara terdapatnya jenis gamping ini
adalah berlapis baik sering menyerupai batupasir dan dengan struktur sedimen
silang siur, gelebur-gelombang dan sebagainya.
Gamping Tipe Peralihan
Peralihan ke gamping bioklastik
adalah biasa, sehingga menimbulkan persoalan klasifikasi. Sebaiknya didiskripsi
yang baik. Juga peralihan/pencampuran oolite/pellet sering terjadi. Klasifikasi
Dunham(1961) dipergunakan dalam diagran klasifikasi ini.
Tipe lain adalah Interklast : hasil
perombakan/ erosi lapisan yang baru diendapkan. Biasanya berbutir kasar,
sehingga sering merupakan breksi atau konglomerat.
Lingkungan Pengendapan
Gamping jenis ini pada umumnya,
terutama yang bertekstur grainstone, diendapkan secara mekanis oleh arus laut.
Konsep rezim aliran berlaku pula untuk tipe batuan ini, dan semua sturktur
sedimen termasuk urutan-urutan turbidit dapat diharapkan. Misalnya : dibagian
luar suatu shelf (platform) dimana banyak arus.
Contoh : Bagian bayangan angin dari
terumbu pulau Seribu (Umbgrovw 1929) terdiri dari klastik rombakan dari
terumbu. Jika butir-butir rombakan ini banyak mengandung matrix (packstone),
maka sering dibagian yang terlindung dari arus gelombang (backreef), beralih
pada tipe gelombang aphanitic (wackstone).
Gamping Tipe Chemiclastic atau Klastik Non Fragmenter
Tipe gamping ini jarang didapatkan
di Indonesia, tetapi batuan ini merupakan reservoir minyak yang penting.
Pengendapan dapat diamati di Kepulauan Bahama dan Great Salt Lake (USA).
Tipe batuan ini sering bergradasi ke
tipe bioklastik dan tipe klastik fragmenter, malah campuran dari ketiga unsur
sering terdapat bersama-sama.
Lingkungan Pengendapan dan Proses Pembentukkan
Agassiz (1896), oolit adalah pengendapan eolian, sedangkan
penulis-penulis lain menyatakan sebagai marine. Masalah lain adalah apakah
oolit diendapkan secara fisika-kimiawi (Vaughn, 1914), colloid gelatin atau
atas bantuan ganggang cyanophycea (Rothpletz, 1892 dan wethered 1895). Menurut
Bradley 1929, Bucher 1918, Eardly 1938, berdasarkan pengamatan di Great Salt
Lake dan Green River Formasi, oolite dibentuk dalan air yag diombang-ambing
(diagitasi) secara kuat/keras, dekat garis pantai, terlihat sering berasosiasi
dengan struktur lapisaan silang-siur (cross bedding).
Illings (1954) menyatakan bahwa
oolit terjadi di laut dangkal yang “supersaturated” akan kalsium karbonat, dan
dimana terjadi aliran-aliran marine yang cukup kuat.
Eardly (1938) menyatakan bahwa
karbonat diendapkan dipermukaan air sebagai kristal kecil (< 2 micron) yang
kurang larut daripada butir-butir yang lebih besar. Setidaknya jatuh didasar
laut dan waktu yang sama sejumlah molekul yang sama keluar dari larutan
mengendap pada butir yang lebih besar. Butir ini tumbuh secara oolitis, karena
akresi dan juga “corrosion” menjadi bundar, sewaktu diombang-ambing oleh arus.
c. Batuan karbonat yang bersifat
afanitik atau batugamping halus
Gamping
jenis ini terdiri dari butir-butir < 0,005 mm, tidak dapat diketahui
apakah terdiri dari fragmen-fragmen halus
(pecahan-pecahan gamping) atau kristal-kristal halus.
Cara
Pembentukkan
Cara
pembentukkannya yaitu :
1. Dari
penggerusan gamping yang telah ada, pengancuran terumbu oleh gelombang
(micro-granuler-clastics).
2. Dari pengendapan
langsung secara kimiawi dari air laut yang telah kelewat jenuh akan CaC03,
sebagai jarum-jarum aragonit.
3. Dari
pengendapan dengan bantuan ganggang hijau (chlorophycea) sebagai jarum-jarum
aragonit.
Lingkungan Pembentukkan
Lingkungan pembentukkannya yaitu :
1.
Diendapkan didaerah dangkal yang terlindung lagoon dibelakang terumbu.
2.
Penguapan yang kuat, temperatur tinggi/tropis/subtropis
3. Dengan
bantuan ganggang.
Biasanya kaya akan zat organik dan
diacak-acak oleh binatang, sehingga tidak memperlihatkan perlapisan.
d.
Tipe Batugamping Kristalin
Gamping kristalin kasar tidak dibentuk secara langsung dari
endapan, tetapi biasanya dari hasil rekristalisasi dari gamping yang lain, dan
gamping klastik ataupun gamping terumbu maupun afanitik. Proses ini terjadi
pada diagenesa dapat disebut neomorphosme. Gamping kristalin kasar mungkin juga
diendapkan secara langsung dalam asosiasi dengan pengendapan evaporit. Dolomit
biasanya terdapat selalu secara kristalin, berbentuk anhedral, bertekstur
mosaik dan sukrosik.
Batugamping Kristalin
Cara terbentuknya batuan ini, terbagi menjadi tiga yaitu
pertama pengendapan langsung dalam supratidal atau evaporit. Kedua pengendapan
dalam pori-pori gamping klastik di daerah supratidal, sebagai hablur kemudian
partikel kalsit terlarut. Ketiga proses ubahan (replacement) suatu terumbu yang
terangkat ke daerah supratidal dengan proses seepage reflux.
Pada pembentukan dolomit harus memenuhi syarat dimana
konsentrasi Mg/Ca ratio = 5 : 1, sehingga diperlukan penguapan yang
luar biasa. Hal ini dapat terjadi di daerah gurun atau daerah tropis yang
kering.
b) Tekstur Batuan Karbonat
Kalsit
bisa hadir dalam tiga bentuk tekstural:
1. Butiran
karbonat
(carbonate grain) seperti ooid dan skeletal grain, yang berukuran silt sampai
yang kasar berupa agregat kristal kalsit,
2. Mikrokistalin
kalsit atau
carbonate mudy ang secara tekstural analog dengan mud di batuan sedimen
silisiklastik namun lebih kecil lagi,
3. Sparry
calcite, yang
mengandung kristal kalsit yang lebih ‘kasar’ hanya terlihat dibawah mikroskop.
Geologis pada awalnya menganggap batugamping merupakan
batuan kristalin dengan kandungan foisil dan garam karbonat hasil presipitasi
dalam air laut. Sekarang kita tahu bahwa batuan karbonat itu tidak hanya
bertekstur ‘kristalin’ tapi juga berupa agregat karbonat yang terikat semen
karbonat hasil presiptasi. Disamping butiran yang mengalami transport
mekanis seperti sebelum diendapkan (klastik). Folk (1959) menggunakan istilah
allochem (baca: alokem) untuk jenis butiran karbonat yang tidak mengalami
persipitasi kimia normal bersama tubuh batuan. Seperti batuan sedimen lainnya
butiran karbonat juga bervariasi ada yang brukuran silt kasar (0.02 mm), sand
(lebih dari 2 mm). Karbonat grain dapat dibagi dalam epat jenis, tiap jenis mencirikan bentuk,
struktur internal, dan mode dari originnya: klas karbonat, ooid, peloid, dan
butiran agregat (Boggs, 2006).
Klas
Karbonat Atau Carbonate Clast (Lithoclast)
Merupakan fragmen batuan karbonat yang berasal dari hasil
erosi batugamping, di darat atau erosi secara pasial dan sempurna dari sediemn
karbonat yang terlitifikasi di dalam cekungan pengendapan (Boggs, 2006). jika
klas karbonat berasal dari batugamping lebih tua yang hadir di darat dan
sourcenya berasal dari luar cekungan pengendapan (depositional basin), maka
dikenal sebagai extraclast. Jika berasal dari dalam basin karena erosi dari
semiconsolidated arbonate sediment di lantai laut, atau tidal flat yang
berdekatan, atau carbonate beach (beachrock) maka dikenal dengan intraclast.
Perbedaan antara ekstraklas dan intraklas memiliki implikasi yang penting
terhadap interpretasi dari sejarah transport dan pengendapan dari batugaming.
Ekstraklas biasanya mengandung iron-stained rim (pengotor besi) yang dibawa
saat pelapukan terjadi, yang dapat hadir dalam bentuk urat. tapi tetap saja
distingsi (perbedaan) ini cukup sulit untuk diamati.
Litoklast memiliki range dari sangat halus sampai ukuran
pasir dan gravel, namun fragmen yang umum hadir seukuran pasir, menunjukan
tekstur yang sama dengan butiran klas (litik) lainny tapi butiran subangular
bahkan angular mengidikasikan sejarah transport dan kematangan dan sebagainya.
beberapa klas menunjukan struktur dan tekstur internal seperti laminasi, klas
yang lebih tua, butiran siliisklastik, fosil, ooid, atau pellet, tapi
kebanyakan homogen secara internal. litoklas ini tidak melimpah jumlahnya dalam
batuan karbonat jika dibandingkan dengan komponen karbonat lainnya.
Dari penjelasan diatas kurang lebih litoklas (intraklas dan
ekstraklas) analog dengan lithic fragmen di batuan sedimen kasar silisiklastik.
yaitu berasal dari hasil pelapukan batuan karbonat sebelumnya.
B. Skeletal
Grain (butiran cangkang)
Butiran ini berasal dari fragmen tubuh (cangkang) fosil
organisme. Menurut beberapa penulis (Nichols, Raymond, Boggs, dan Tucker)
cangkang pada batuan karbonat kebanyakan disusun oleh aragonit (polymorf dari
kalsit) yang mana menurut dunham dapat berubah menjadi kalsit selama proses
diagenesis terjadi.
C. Non
skeletal grain (butiran non-cangkang)
Ini adalah fragmen non cangkang (non fosil). Tekstur ini
termasuk jenis yang banyak dijumpai
dalam fragmen karbonat. Tekstur ini memiliki jenis yang bermacam-macam, menurut
Folk (1959, dalam Tucker 1990) dibagi kedalam: coated grain (ooid, oncoid,
pisoid, dan lain lain) dan non-coated grain (peloid, aggregate, dan clast) atau
dalam boggs (2006) seperti dijelaskan diatas ada lithoclast (intra dan
ekstraklas), ooid, peloid, dan aggregate grains. Menurut Tucker (1990) Ooid
merupakan tipe non skeletal yang coated grain (butirannya diselimuti laminasi
atau lapisan tipis karbonat). menurut Boggs butiran ini menyerupai nucleous
(inti) yang diselimuti oleh laminasi tipis karbonat. nucleous ini isinya bisa
berupa material terigen (butir pasir), cangkang fosil, butiran karbonat, atau
apa saja.
Menurut boggs (2006), coated grain ini terbentuk akibat
saturasi larutan karbonat dalam air (laut or danau or dimana aje) dimana bottom
current (arus bawah) yang kuat terjadi menyebabkan agitasi dan saturasi yang
tinggi dari larutan ion karbonat dalam fluida memugkinkan presipitasi karbonat
(kalsit atau aragonit) membungkus material (nucleous) tadi dan tadaaaa…
terbentuklah coated grain (ooid). batuan karbonat yang dibentuk dari fragmen
fragmen ooid ini terkadang dikenal oolite (makanya ada istilah oolitic
grainstone, wackestone dan lain lain).
c) Mineralogi Batuan Karbonat
Dalam
dunia karbonat, ada beberapa mineral penting dan umum didapati dalam batuan
karbonat, atau dalam bahasa lainnya batugamping. Mineral ini sangat penting
untuk dipelajari kalau Anda sekalian ingin mendalami dunia karbonat. Atau
setidaknya akan berhadapan dengan karbonat di lapangan baik dalam studi kuliah
lapangan ataupun pemetaan geologi.
1. Aragonite (CaCO3)
Kristal
Orthorombik, mineral karbonat yang paling labil, berbentuk jarum atau serabut, umumnya
diendapkan secara kimiawi langsung dari presipitasi air laut.
2. Kalsit (CaCO3)
Kristal
Hexagonal, mineral batuan karbonat yang lebih stabil, biasanya merupakan hablur
kristal yang bagus dan jelas. Dijumpai sebagai hasil dari rekristalisasi
Aragonite, serta sebagai semen pengisi ruang antar butir dan rekahan. Sangat
umum dijumpai dalam batugamping.
3. Dolomit (CaMg (CO3)2)
Mineral
ini mirip banget sama mineral kalsit, namun secara petrografis memiliki indeks
refraksi yang berbeda. Mineral ini bisa terjadi langsung karena presipitasi air
laut, tepi lebih seringnya karena replacement mineral kalsit.
4. Magnesit (MgCO3)
Kristal
Hexagonal, dapat terjadi akibat pergantian mineral kalsit dan dolomit, namun
sering terjadi akibat dari rombakan batuan yang memiliki kandungan magnesiun
silikat.
Terdapat
mineral-mineral karbonat lainnya yang sengaja tidak dijelaskan karena kurang
memiliki arti penting, yaitu: Siderit, Ankerit, Rodokrosit, dan sebagainya.
KARAKTERISTIK KOMPONEN BATUAN KARBONAT MIKROFASIES
Menurut Tucker
(1991) komponen penyusun
batugamping dibedakan atas
non skeletal
grain,
skeletal grain, matrix, dan cement.
1).
Non Skeletal Grain, terdiri dari : a. Ooid
dan
Pisolid
Ooid adalah butiran karbonat yang berbentuk bulat atau
elips yang mempunyai satu
atau
lebih struktur lamina yang konsentris dan mengelilingi inti. Inti penyusun
biasanya
partikel
karbonat atau butiran kuarsa. Ooid
memliki ukuran butir < 2 mm dan apabila
memiliki
ukuran > 2 mm disebut pisoid.
b. Peloid
Peloid
adalah butiran karbonat yang berbentuk bulat, elipsoid atau meruncing yang
tersusun
oleh
micrite dan tanpa struktur internaL Ukuran dari peloid antara 0,1 - 0,5 mm.
c. Pellet
Pellet
merupakan partikel berukuran < 1mm berbentuk spheris atau elips dengan
komposisi
CaCO3.
Secara genetic pellet merupakan kotoran dari organisme.
d.
Agregat dan Intraklas
Agregat merupakan
kumpulan dari beberapa
macam butiran karbonat
yang tersemen
bersama-sama
oleh semen mikrokristalin atau tergabung akibat material organik. Sedangkan
intraklas
ialah fragmen dari sedimen yang
sudah terlitifikasi atau setengah terlitifikasi yang
terjadi
akibat pelepasan air lumpur pada daerah pasang surut/ tidal flat.
2). Skeletal Grain
Merupakan butiran
cangkang penyusun batuan
karbonat yang terdiri
dari seluruh
mikrofosil,
butiran fosil ataupun pecahan dari
fosil-fosil makro. Cangkang ini
merupakan
allochem
yang paling umum dijumpai dalam batugamping.
3). Lumpur Karbonat dan Micrite.
Micrite
adalah matriks yang biasanya berwarna gelap.
Pada batugamping hadir sebagai
butir yang
sangat halus. Micrite
memilliki ukuran butir
kurang dari 4
um. Micrite dapat
mengalamai
alterasi dan dapat tergantikan oleh mosaik mikrospar yang kasar.
4).
Semen
Semen
terdiri dari material halus yang menjadi pengikat antar butiran dan mengisi
rongga
pori
yang terendapkan setelah
fragmen dan matriks.
Semen dapat berupa kalsit, silika,
sulfat
atau oksida besi.
d) Geokimia Batuan Karbonat
Batuan karbonat tersusun oleh ion kalsium (Ca2+), ion Magnesium (Mg2+), dan
tentu saja karbonat (CO3-). kalsium adalah logam umum yang dijumpai pada hampir
semua batuan karbonat (baik batugamping maupun dolomit) dan magnesium merupakan
komponen yang penting dalam dolomit. Kadar SiO2nya rendah. Kelimpahan silika
yang banyak pada batuan karbonat tergantung pada kandungan lempung
silisiklastik yang ikut terendapkan bersama butiran karbonat yang mengakibatkan
kadar besi, silikat, dan alumina juga meningkat saat dianalisis kandungan
kimianya.
Banyak juga
unsur lain yang hadir sebagai komponen minor atau elemen jejak. Elemen-lemen
jejak ini seperti: B, Be, Ba, Sr, Br, Cl, Co, Cr, Cu, Ga, Ge, dan Li.
Konsetnrasi elemen jejak ini dikontrol bukan hanya oleh mineralogi dari batuan
tapi juga oleh tipe dari kelimpahan relatif dari butiran fosil skeletal dalam
batuan. Banyak konsetnrat organisme dan unsur jejak yang ikt terbawa oleh fosil
konsentrat ini diantaranya Ba, Sr, dan Mg dalam struktur sekeltalnya.
Pada batuan karbonat secara umum komposisi mineral
utamanya adalah aragonite. Aragonit ini akan berubah menjadi kalsit dan dolomit. Kalsit (CaCO3) juga
mengandung magnesium dalam formulanya. Pada kristal rombohedral kalsit kalsium
dapat diganti oleh magnesium yang mampu ‘mempertahankan’ struktur yang sama
ketika kalsium ini larut dalam air untuk membentuk polimorf dolomit. Ion magnesium dan ionkalsium ini mempunyai
ukuran yang sama. Maka, kita mengenal istilah low-magnesium calcite (atau
disebut kalsit) nilai MGCO3nya kurang dari 4% dan high magnesian calcite
mengandung MgCO3 lebih dari 4%. Kandungan kalsit yang tinggi ini
menjadikan batugamping berubah menjadi dolomit. Dikenal juga istilah
stoichiometric dolomite, merupakan jenis dolomite dengan perbandingan mol massa
Mg dan Ca dalam dolomite 50% dan susunan ioannya teratur, beberapa sumber lain
menyebutkan (wikipedia dimana lagi) bahwa suhu yang tinggi
(mencapai 100 deg C) mampu mempercepat pertukaran ion Mg dan Ca dalam struktur
yang teratur maka produknya disebut stoichiometric dolomite tadi.
Mineralogi dan kimia dari sedimen
karbonat dapat secara kuat dipengaruhi oleh komposisi fosil organisme
kalkareous yang hadir, sebagai contoh, banyak moluska seperti pelecypoda,
gastropoda, pteropoda, chotons, dan chepalopoda, alga hijau, stromatoporoid,
scleractinian corals, dan annelida (skeletal grain semua) membentuk cangkang
aragonit. Echinoid, crinoid, foram bentik, dan corallin alga merah secara umum
kaya akan magnesium kalsit. Beberapa organisme lain yang mensekresi karbonat
seperti foram planktonik, coccolith, dan brachiopoda, memiliki low-magnesian
calcite pada cangkangnya.
Beberapa studi elemen jejak telah dilakukan pada mienral
karbonat (Parekh et al 1977., Tlig dan M’RAbet 1985; Thomas, 1993). Secara umum
nilai elemen rendah, karena kebanyakan unsur jejak tidak mengganti secara
langsung unsur unsur lain dalam mineral karbonat (originnya gak bareng sama
keterbentukan karbonat itu sendiri). Sebagai contoh dolostone dan batugamping
(induk) yang berhubungan di Tunisia memiliki kelimpahan REE yang rendah (Tlig
dan M’RAbet, 1985). lebih jauh lagi, kerja Tlig dan M’Rabet ini menunjukan
bahwa dolomitisasi tidak menghasilkan perubhan radikal dari bentuk pola REE
yang hadir tapi menurunkan nilai REE secara umum. maka, jika pola REE terntentu
menggambarkan provenance atau kondisi lingkungan pengendapan, pola ini dapat
terpreservasi selama proses diagensis.
Analisis isotop dari material karbonat lebih umum dipakai
dalam aspek geokimia karbonat dibandingkan studi unsur jejak. Studi-studi
isotop yang digunakan, dimanfaatkan untuk menunjukan nature (ciri alami) dan
jumlah relatif dari kehadiran air selama pengendapan atau diagenesis (Land,
1980). isotop stabil yang dipakai disini adalah hidrogen, karbon, dan oksigen
(rasio oksigen 18 dan 16 sering dipake disini).
Mekanisme
dasar bagaimana presipitasi karbonat ini terbentuk secara kimiawi
Ketika karbon dioksida (CO2) larut dalam air akan
menghasilkan asam karbonat (carbonic acid), selanjutnya asam karbonat ini akan
terdisosiasi (terurai) ketika berada dalam air melepaskan ion hidrogen (H+) dan
ion asam bikarbonat (HCO3-). Terlepasnya ion Hidrogen dari terurainya
(terdisosiasi) asam bikarbonat (HCO3-) meningkatkan keasaman larutan (nilai pH
menurun) rekasi terkahir (6.3) diatas menunjukan bahwa ion karbonat (CO3-) yang
lepas inilah yang akan berikatan dengan kation-kation logam lain pembentuk
mineral karbonat. menurut Boggs, penambahan CO2 pada reaksi ini menyebabkan
disolusi (pelarutan) dari ion karbonat yang akan menurunkan pH (atau
meningkatnya keasaman penyebab terlepasnya ion H dalam air pada reaksi
pertama).
Jika kristal kalsit atau aragonit dapat bereaksi dengan
larutan asam karbonat (carbonic acid) H2CO3 maka mineral mienral ini akan mudah
larut (dissolved), reaksinya bisa disingkat seperti dibawah:
Presipitasi Karbonat Secara
Anorganik
Kehilangan karbon dioksida yang signifikan melalui berbagai
mekanisme mesti memicu terjadinya perseiptasi mineral kalsium karbonat. Dari
data rekaman geologi yang diketahui air dekat permukaan di laut kelewat jenuh
oleh larutan karbonat (diperkirakan enam kali disumbangkan oleh kalsit terlarut
dan empat kali aragonit) (Morse dan Mckenzie, 1990). indikasi kelewat jenuh
(oversaturasi) ini mengindikasikan keengganan (reluktansi) kalsium karbonat
untuk mengendap. Ada dua alasan kenapa
mineral kalsium karbonat ini tidak terpresipitasi di luat seperti pada
persamaan 6.4 diatas.
Pertama, magnitud perubahan pH yang hadir pada laut terbuka
karena hilangnya karbon dioksida secara relatif kecil, hal ini disebabkan oleh
air laut adalah larutan buffer yang baik. Bufferingi ini terjadi karena
porsi cukup dari karbon dioksida trlaurt dalam air laut membentuk disoisasi
H2CO3 daripada harus melepas ion H+ (yang akan membuat larutan semakin asam),
HCO3-, dan CO3- yaitu membentuk persamaan persamaan 6.2 dan 6.3 diatas. Reaksi
buffer ini disebabkan oleh tingginya alkalinitas dari ari laut; maka,
onsentrasi besar dari ion karbonat dan bikarbonat yang sudah ada sebelumnya di
permukaan air di laut ini mencegah rusaknya (terurai or disosiasi) dari H2CO3
untuk membentuk ion ion tadi. Menurut beberapa penulis, pH yang dipertahankan
oleh air laut ini berkisar antara 7.8-8.4 (Bathurst, 1975) (jadi air laut itu
sifatnya larutan penyangga basa).
Kedua, kehadiarn ion Mg2+ pada konsetrasi yang dijumpai
dalam air laut telah ditunjukan berdasarkan eksperimen cukup kuat mencegah
presipitasi dari kalsit (CaCO3). Eksperimen oleh Berner (1975) menunjukan bahwa
Mg2+ ini akan langsung menyerap permukaan dari kristal kalsit dan masuk kedalam
struktur keristalnya. menurut Berner, adanya konsenrasi kation Mg di laut ini
akan mencegah nukleasi pertumbuhan kalsit dan meningkatkan kelarutan kristal
kalsit, karena stabilitas kristal kalsit menjadi menurun. Aragonit yang juga
teridiri dari rumus kimia CaCO3 tapi memiliki struktur kristal yang berbeda
(ortorombik) dengan kalsit (rombohedral). ion Mg y ang hadir akan menyerap
nuclei aragonit dan mengganggu pertumbuhan kristal. maka, aragonit tidak
terpesipitasi sempurna secara bebas di air laut, meskipun permukaan air jenuh
dengan kalsium karbonat, kemungkinan juga organophospathic coating (selubung
organofosfatik) yang tipis pada aragonit menjadi benih dari nuclei ini juga
menghalangi pertumbuhan kristal (Berner, 1978).
Meskipun kalsit tidak terpresitpitasi secara bebas di laut
modern karena kelimpahan ion Mg2+, akumulasi bukti terbentuknya presipitasi
kalsit dan aragonit di laut purba dapat terjadi dengan menurnnya konsentrasi
ion Mg2+ (Sandberg, 1983). Stanley dan Hardie menghubungkan nama nama dari
prespitasi kalsit terhadap tingkat pergerakan dari pemekaran lantai samudra
(rate of spreading). dimana pada fase ini terjadi penyerapan Mg di air laut
oleh basalt di lantai samudra. maka karbonat seletal dan onskeletal terendapkan
selama kamrian awal sampai missisippian tengah dan jurasik tengah dan tersier
akhir secara dominan kalsitnya adalah low magnesian calcite, sementara pada
missisipian tengah-jurasik tengah dan tersier akhir-kuarter secara dominan
aragonit dan hihg-magnesian calcite
Presipitasi Karbonat Secara Organik
Presipitasi karbonat yang dibantu oleh organisme ada
berbagai jenis mekanisme: bisa langsung dari ekstraksi CaCO3 yang
terlarut dalam air, bisa lewat fotosintesis dari bakteri atau hewan laut yang
bisa melakukan fotosintesis (kayak cyaobacteria) yang mengekstraksi CO2
di air buat biin karbohidrat, atau melalui mediasi bakteri, organic decay
(matinya organisme yang mensekresi CO2, serta yang terkahir generasi
pellet (peloid).
1. Ekstraksi Langsung CaCo3 Dair Air
Untuk Membentuk Elemen Skeletal.
Peranan yang paling penting dari organisme dalam
menghasilkan karbonat adalah mengambil kandungan karbonat terlarut dalam air
untuk membangun struktur cangkannya. Semua jenis sel hewan laut kebanyakan
terbentuk melalui mekanisme ini. bentonik, planktonik, alga, coral, moluska,
dan echinodermata mampu menyerap saturasi CaCO3 di air laut khususnya di
daerah tropis.
Kebanyakan organisme yang membangung material cangkang
(skeletal) terbentuk dari kalsit magnesian rendah (low magnesian calcite),
Sementara ada juga cangkang hewan yang tersusun dari hihg-magnesian calcite
atau aragonit. Di dasar laut ditutupi oleh calcareous ooze yang secara dominan
merupakan cangkang foraminifera, ada yang menyebutnya coccolithophores alga dan
pteropods.
2. Mediasi
Bakteri Untuk Presipitasi Karbonat
Bakteri dapat memerankan peranan tidak langsng dalam
presipitasi beberapa sedimen karbonat. Sebagai contoh Chafetz (1986)
beranggapkan bahwa beberapa peloid marine berasal dari prespitasi kalsit atau
magnesian kalsit halus disekitar gumpalan aktif produk aktifitas bakteri.
Menyebabkan litifikasi dari microbial mats membentuk stromatolit (Buczynski dan
Chafetz, 1993). Presipitasi kalsium karbonat melalui media mikroba berhubungan
juga dengan fotosintesis dan transportasi ion melalui dinding sel. kalsifikasi hadir
dibagian luar dari dindingn sel dalam lingkungan mikro alkalin ini, yang akan
melepaskan Ca2+ yang diangkut dari sel dan akan terjadi pertukaran dengan
mengangkur 2H+. kalsifikasi dihasilkan dari diserapnya CO2 (microalga) atau
HCO3- (cyanobacteria). Melimpahnya karbon organik dalam dinding sel akan
diserap dari sel ke lingkungan microalkaline, menyediakan sumber tambahan dari
karbon untuk laksifikasi (Yates dan Robbins, 2001).
3. Membusuknya
Organisme Yang Mati (Decay Of Dead Organism)
Decay (pembusukan) akan melepaskan berbagai asam organik dan
karbon dioksida ke air, menyebabkan keasaman bertambah (pH menurun). dengan
kata lain, beberapa produk dari pembusukan dapat berupa alkaline (pH menurun)
alkalinitias dapat meningkat karena material organik, berkaitan dengan reduksi
sulfat oleh bakteri. meningkatnya alkainitas ini akan membantu presipitasi
CaCO3.
e)Klasifikasi Batuan Karbonat
Berbicara klasifikasi karbonat berbeda dengan klasifikasi
batuan sedimen silisiklastik lainnya. Perbedaannya terletak pada pada material
komposisi karena batuan karbonat itu cenderung satu jenis yang dominan (mineral
karbonat saja) maka penamaan yang dipakai lebih ke arah tekstural pada batuan
(kalo batuan silisiklatik kan dominasi kristal yang hadir serta komposisi matriknya
untuk pasir dan konglomerat) dikarbonat kombinasi komponen berbanding kombinasi
persen matrik dan semen menjadi faktor utama penamaan batuan, ditambah
mekanisme kenampakan genetis matrik yang mengikat fragmen (untuk yang
biogenik).
1. Klasifikasi menurut
Folk
Folk membuat klasifikasi
berdasarkan apa yang dilihatnya melalui mikroskop atau lebih bersifat
deskriptif, sedangkan Dunham lebih melihat batuan karbonat dari aspek
deskriptif dan genesis, sehingga dalam klasifikasinya tidak hanya
mempertimbangkan kenampakan dibawah mikroskop tetapi juga kenampakan lapangan
(field observation).
Klasifikasi Folk menuntun kita untuk mendeskripsi batuan karbonat tentang apa yang dilihat dan hanya sedikit untuk dapat menginterpretasikan apa yang dideskripsi tersebut. Sebenarnya batuan karbonat merupakan batuan yang mudah mengalami perubahan (diagenesis) oleh karena itu studi tentang batuan karbonat tidak akan memberikan hasil yang maksimal jika tidak mengetahui proses-proses yang terjadi pada saat dan setelah batuan tersebut terbentuk.
Kelemahan klasifikasi Folk tersebut diperbaiki oleh Dunham dan membuat klasifikasi baru dengan mempertimbangkan berbagai aspek. Kelebihan klasifikasi Dunham (1962) adalah adanya perpaduan antara deskriptif dan genetik dalam pengklasifikasian batuan karbonat.
Klasifikasi Folk menuntun kita untuk mendeskripsi batuan karbonat tentang apa yang dilihat dan hanya sedikit untuk dapat menginterpretasikan apa yang dideskripsi tersebut. Sebenarnya batuan karbonat merupakan batuan yang mudah mengalami perubahan (diagenesis) oleh karena itu studi tentang batuan karbonat tidak akan memberikan hasil yang maksimal jika tidak mengetahui proses-proses yang terjadi pada saat dan setelah batuan tersebut terbentuk.
Kelemahan klasifikasi Folk tersebut diperbaiki oleh Dunham dan membuat klasifikasi baru dengan mempertimbangkan berbagai aspek. Kelebihan klasifikasi Dunham (1962) adalah adanya perpaduan antara deskriptif dan genetik dalam pengklasifikasian batuan karbonat.
2.
Klasifikasi menurut
Dunham (1962)
Klasifkasi menurut
Dunham
Klasifikasi ini
didasarkan pada tekstur deposisi dari batugamping, karena menurut Dunham dalam
sayatan tipis, tekstur deposisional merupakan aspek yang tetap. Kriteria
dasar dari tekstur deposisi yang diambil Dunham (1962) berbeda dengan Folk
(1959).
Kriteria Dunham lebih
condong pada fabrik batuan, misal mud supported atau grain supported bila
ibandingkan dengan komposisi batuan. Variasi kelas-kelas dalam klasifikasi
didasarkan pada perbandingan kandungan lumpur. Dari perbandingan lumpur
tersebut dijumpai 5 klasifikasi Dunham (1962). Nama nama tersebut dapat
dikombinasikan dengan jenis butiran dan mineraloginya. Batugamping dengan
kandungan beberapa butir (<10%) di dalam matriks lumpur karbonat disebut
mudstone dan bila mudstone tersebut mengandung butiran yang tidak saling
bersinggungan disebut wackestone. Lain halnya apabila antar butirannya saling
bersinggungan disebut packstone / grainstone.
Packstone mempunyai tekstur
grain supported dan punya matriks mud. Dunham punya istilah Boundstone untuk
batugamping dengan fabrik yang mengindikasikan asal-usul komponenkomponennya
yang direkatkan bersama selama proses deposisi.
Klasifikasi Dunham (1962)
punya kemudahan dan kesulitan. Kemudahannya tidak perlu menentukan jenis
butiran dengan detail karena tidak menentukan dasar nama batuan. Kesulitannya
adalah di dalam sayatan petrografi, fabrik yang jadi dasar klasifikasi kadang
tidak selalu terlihat jelas karena di dalam sayatan hanya memberi kenampakan 2
dimensi, oleh karena itu harus dibayangkan bagaimana bentuk 3 dimensi batuannya
agar tidak salah tafsir. Pada klasifikasi Dunham (1962) istilah-istilah yang
muncul adalah grain dan mud. Nama-nama yang dipakai oleh Dunham berdasarkan
atas hubungan antara butir seperti mudstone, packstone, grainstone, wackestone
dan sebagainya. Istilah sparit digunakan dalam Folk (1959) dan Dunham (1962)
memiliki arti yang sama yaitu sebagai semen dan sama-sama berasal dari
presipitasi kimia tetapi arti waktu pembentukannya berbeda.
Sparit pada klasifikasi
Folk (1959) terbentuk bersamaan dengan proses deposisi sebagai pengisi
pori-pori. Sparit (semen) menurut Dunham (1962) hadir setelah butiran
ternedapkan. Bila kehadiran sparit memiliki selang waktu, maka butiran akan
ikut tersolusi sehingga dapat mengisi grain. Peristiwa ini disebut post early
diagenesis. Dasar yang dipakai oleh Dunham untuk menentukan tingkat energi
adalah fabrik batuan. Bila batuan bertekstur mud supporteddiinterpretasikan
terbentuk pada energi rendah karena Dunham beranggapan lumpur karbonat hanya
terbentuk pada lingkungan berarus tenang. Sebaliknya grain supported hanya
terbentuk pada lingkungan dengan energi gelombang kuat sehingga hanya komponen
butiran yang dapat mengendap.
3. Klasifikasi Menurut
Embry & Klovan (1971)
Klasifikasi batuan karbonat
menurut Embry dan klovan ini merupakan modifikasi dari klasifikasi yang
diusulkan oleh Dunham (1962).
4. Klasifikasi Menurut Mount (1985)
Klasifikasi Mount (1985)
merupakan klasifikasi deskriptif. Menurutnya
sedimen campuran memiliki empat komponen :
(1) Silisiclastic sand (kuarsa, feldspar yang berukuran pasir),
(2) Mud campuran silt dan clay),
(3) Allochem butiran karbonat seperti pelloid, ooid, bioklas, dan intraklas yang berukuran >20 µm), dan lumpur karbonat atau mikrit (berukuran <20 µm).
Komponen-komponen tersebut suatu tetrahedral yang memiliki pembagian delapan kelas umum dari sedimen campuran. Nama-nama tiap kelas menggambarkan baik tipe butir dominan maupun komponen antitetik yang melimpah sebagai contoh : batuan yang mengandung material silisiklastik >50 % berukuran pasir dengan sedikit allochem maka disebut allochemical sandstone.
(1) Silisiclastic sand (kuarsa, feldspar yang berukuran pasir),
(2) Mud campuran silt dan clay),
(3) Allochem butiran karbonat seperti pelloid, ooid, bioklas, dan intraklas yang berukuran >20 µm), dan lumpur karbonat atau mikrit (berukuran <20 µm).
Komponen-komponen tersebut suatu tetrahedral yang memiliki pembagian delapan kelas umum dari sedimen campuran. Nama-nama tiap kelas menggambarkan baik tipe butir dominan maupun komponen antitetik yang melimpah sebagai contoh : batuan yang mengandung material silisiklastik >50 % berukuran pasir dengan sedikit allochem maka disebut allochemical sandstone.
BAB III
PENUTUP
a) Kesimpulan
Batuan karbonat adalah batuan dengan kandungan
material karbonat lebih dari 50 % yang tersusun atas partikel karbonat klastik
yang tersemenkan atau karbonat kristalin hasil presipitasi langsung (Rejers
& Hsu, 1986).Bates & Jackson (1987) mendefinisikan batuan karbonat
sebagai batuan yang komponen utamanya adalah mineral karbonat dengan berat
keseluruhan lebih dari 50 %. Sedangkan batuan karbonat yang kandungan material
karbonatnya lebih dari 90% adalah batugamping. Pengklasifikasian bukan dari
komposisi mineral, tetapi lebih berat kepada tekstur daripada batuan karbonat
tersebut.
b) Kritik dan Saran
Semoga
kedepan Pak Hill lebih fokus kepada pengajaran kampus, mengingat materi yang
diberikan langsung oleh Bapak lebih berharga daripada (mungkin) para mahasiswa
belajar dari internet selama sebulan. Lebih dari apapun, mengingat Bapak yang
paling menguasai petrologi, kami para mahasiswa Sttnas mampu mendeterminasi
batuan secara teoritis dan praktis. Mungkin nilai UTS dan UAS kami tak pernah
memuaskan Bapak, sebagai bahan koreksi Bapak dalam mengajar. Tapi fakta
dilapangan berbicara, ketika kami mempunyai konsep dasar yang mengakar, maka
apapun batuannya, maka pasti bisa terdeterminasi dengan baik. Semoga.
http://geologiterapan.blogspot.com/2011/12/klasifikasi-batuan karbonat.html#H7hU6Vwr4Q
Sedimentary
Geology. Dept. Geoscience Taiwan.2001
http://www.eos.ubc.ca/courses/eos221/sed/carb/classification.html
http://www.eps.mcgill.ca/~courses/c186-425/carbonates.pdf
Buku Panduan Praktikum
Batuan Karbonat UGM. elisa.ugm.ac.id / user/ archive / ... /ca49df431397092cc65ffd0a8faad454
http://mandeleyev-rapuan.blogspot.com/2012/10/batuan-karbonat.html
seperti biasa yang mau download versi Docx-nya klik disini
No comments:
Post a Comment