petrologi sedimen
Post on 26-Jun-2015
404 Views
Preview:
TRANSCRIPT
BAGIAN I
PETROLOGI BATUAN SEDIMEN KLASTIKA
I. PENDAHULUAN
Proses pelapukan akan memecah dan memisahkan bebatuan menjadi bagian yang
lebih kecil, kemudian diangkut oleh berbagai media dan pada akhirnya diendapkan dalam
suatu cekungan dengan lingkungan pengendapan tertentu. Hasil akhir yang berupa endapan
ini akan mengalami proses diagesis atau pembatuan, yang membuat endapan tersebut
mengeras dan padu.
Ada suatu anggapan bahwa endapan atau sedimen adalah sesuatu benda dalam suatu
cairan yang bergerak turun dan berada pada dasar dimana cairan itu berada. Akan tetapi
difinisi ini tidak sesuai lagi bagi endapan dengan media transportasi angin atau eolian dan
endapan yang terbentuk dan diendapkan pada tempat yang sama (tidak mengalami
transportasi), seperti terumbu koral. Lebih tepatnya, sedimen adalah suatu akumulasi benda
yang berada pada suatu dasar media transportasi atau pembentuknya. Seperti telah diketahui
bahwa media transportasi dapat berupa cairan, angin, udara, gravitasi atau es.
Berdasarkan asalnya (genesa), batuan sedimen dapat dikelompokan menjadi 5:
1. sedimen kimia, terbentuk langsung dari penguapan suatu cairan seperti gypsum, garam
dan sebagian batugamping;
2. sedimen organik, disusun oleh sisa kehidupan baik binatang maupun tetumbuhan,
contohnya batugamping cangkang dan batubara;
3. sedimen sisa, ini merupakan sisa pelapukan, contohnya laterit dan bouxit;
4. sedimen terigen, dimana partikelnya ditranspor dari tempat lain, contohnya batulanau,
batupasir dan konglomerat;
5. sedimen piroklastika, hasil endapan gunungapi, seperti tuf, pasir gunungapi dan
aglomerat.
Ke lima kelompok sedimen ini dapat digolongkan kembali menjadi 2, yakni sedimen klastika
(allochthonous) dan sedimen non-klastika (autochthonous). Sedimen klastika mengalami
transportasi dari tempat asalnya ke dalam lingkungan dimana terendapankan. Sedangkan
1
sedimen non-klastika adalah batuan sedimen yang tidak mengalami transportasi. Dengan kata
lain sedimen non-klastika terbentuk dan terendapkan di lingkungan yang sama.
Batuan sedimen dibentuk oleh berbagai komponen, yang dapat digolongkan atas:
1. Terrigenous siliciclatic particles: semua partikel yang berasal dari daratan, berukuran dari
lempung sampai krakal. Umumnya berkomposisi silikat (kuarsa, feldspar dan mika).
2. Material kimia/biologis: ini berasal dari proses kimia dan biologis dalam cekungan
sediment itu sendiri. Termasuk di dalamnya adalah hasil ekstraksi air dalam cekungan
yang menghasilkan mineral seperti gipsum, kalsit, dan apatit, juga cangkang karbonat dan
silika dari organisme.
3. Material karbonan: terdiri atas sisa tetumbuhan (darat dan laut) dan binatang serta
bitumen yang terkarbonkan.
4. Material authigenic: umumnya mineral yang terbentuk pada waktu proses diagenesis
berlangsung. Jadi mineral ini terbentuk “segera” setelah terjadi pengendapan batuan.
Batuan sedimen klastika dibentuk oleh 3 unsur, yakni komponen (fragmen atau
kepingan atau butir), matriks dan semen. Komponen merupakan unsur yang berukuran lebih
besar dalam batuan sedimen (Gambar I.1), sedangkan matriks mempunyai ukuran lebih kecil
dari 0,03mm (Boggs, 1992). Semen merupakan unsur yang berada di antara komponen dan
berfungsi sebagai pengikat komponen dan matriks. Semen ini terbentuk setelah terjadi
pengendapan (post deposition). Pori adalah ruang kosong yang tidak ditempati oleh butir,
matriks maupun semen.
I.2. TEKSTUR
Tekstur merupakan pokok bahasan (subyek) yang sangat penting dalam batuan
sedimen. Pemerian secara lengkap dan rinci tekstur batuan sedimen akan sangat membantu
dalam interpretasi lingkungan dan proses pengendapan serta kondisi batuan asal atau
induknya. Pada hakekatnya tekstur menggambarkan tentang keadaan fisik kepingan
(fragmen) dan hubungan yang terjadi diantara kepingan. Dalam beberapa hal tertentu, tekstur
difinisikan sebagai aspek geometri dari kepingan suatu batuan. Ada tiga faktor yang sangat
penting dalam tekstur, yakni: besar butir, bentuk butir dan fabrik (hubungan antar butir).
Bentuk butir terdiri atas bentuk butiran itu sendiri, kebundaran butir dan tekstur permukaan
atau rona mikro dari butiran.
2
Gambar I.1: Unsur batuan sedimen klastika yang umumnya terdiri atasbutir atau fragmen, matriks, semen dan pori atau sarang.
I.2.A Ukuran butir
Ukuran butir merupakan salah satu dari ciri batuan sedimen yang sangat penting. Pada
batuan sedimen klastik ukuran butir berkisar dari ukuran lempung sampai bongkah. Para ahli
batuan sedimen pada umumnya sangat memperhatikan tiga aspek dari ukuran butir (Boggs,
1995):
a. cara mengukur ukuran butir dan bagaimana menyajikannya,
b. metoda analisa data ukuran butir yang umumnya sangat banyak, dan bagaimana
menyajikannya dalam statistik sehingga mempermudah interpretasinya,
c. asal-muasal yang signifikan dari semua data itu.
Pada tahun 1922, C.K.Wenworth memperkenalkan suatu skala (sekarang terkenal
dengan nama skala Wenworth) yang sekarang dipakai sebagai standar ukuran butir (Tabel
I.1).
Walaupun sudah ada skala besar butir dari Wentworth tetapi untuk menggambarkan
statistik dengan baik ukuran butir yang begitu beragam untuk batuan sedimen masih
mengalami kesulitan. Hal lebih disebabkan karena ukuran batuan sedimen magnitut dari
3
matriks
semen
pori/rongga
butir
setiap kelas berbeda dan juga lebih disebabkan umumnya ukuran butir merupakan bilangan
pecahan dalam milimeter. Hal ini tentu menyulitkan dalam penggambaran dalam grafik. Ini
dapat dihindari dengan cara memakai logaritma. Phi () adalah skala logaritma yang
didasarkan pada rumus:
= -log2S
dimana adalah ukuran phi dan S merupakan ukuran butir dalam milimeter. Dalam Tabel I.1
tampak bahwa peningkatan nilai negatif phi menunjukkan peningkatan nilai ukuran dalam
milimeter. Sebaliknya, peningkatan nilai positif phi menunjukkan penurunan ukuran dalam
milimeter.
Pada umumnya ukuran butir sedimen akan semakin halus searah dengan transportasi,
sebaliknya akan semakin kasar ke arah asal sedimen. Ukuran butir juga akan semakin halus
sejalan dengan menurunnya energi. Energi yang lebih kuat akan membawa butir yang lebih
besar, sebaliknya energi yang lebih lemah membawa butir yang lebih kecil.
Pemilahan atau sortasi butir batuan sedimen adalah kisaran ukuran butir di sekitar
ukuran rata-rata. Di lapangan atau di laboratorium pemilahan butir dapat diketahui dengan
memakai lensa pembesar atau di bawah mikroskop dengan acuan gambar baku (Gambar I.2).
Menurut Folk (1974), pemilahan dipengaruhi oleh beberapa faktor utama:
1. kisaran ukuran butir sedimen yang memasok lingkungan pengendapan, misalnya jika
ombak menghantam pantai yang dibentuk oleh sedimen glasial dengan butiran dari
lempung sampai bongkah, maka sedimen pantai juga akan mempunyai pemilahan yang
jelek; atau suatu sungai beraliran putar (turbulen) yang melewati suatu singkapan
batupasir yang mudah lepas dan mempunyai pemilahan baik, maka endapan gosong
sungai akan mempunyai pemilahan yang baik pula;
2. tipe pengendapan, daerah bean spreading dimana arus bekerja secara kontinue pada
lapisan yang tipis akan terbentuk sedimen berpemilahan jauh lebih baik dibandingkan
pada daerah city-dump dimana sedimen seperti ditumpahkan ke bawah dan secara cepat
ditimbun dengan sedimen lainnya.
4
Tabel I.1: Ukuran butir batuan sedimen berdasarkan skala Wenworth dan kesebandingan dengan phi ().
AYAKAN (standard Amerika)
MILIMETER Phi () KETERANGAN
4096 -12Bongkah (boulder)1024 -10
256 256 - 8 64 64 - 6 Berangkal (cobble)
GRAVEL 16 - 4 Kerakal (pebble) 5 4 4 - 2
Kerikil (granule) 6 3,36 - 1,75 7 2,83 - 1,5 8 2,38 - 1,25 10 2,00 2 - 1,0 12 1,68 - 0,75 14 1,41 - 0,5 Pasir sangat kasar 16 1,19 - 0,25 (very coarse sand) 18 1,00 1 0,0 20 0,84 0,25 25 0,71 0,5 Pasir kasar 30 0,59 0,75 (coarse sand)
PASIR (SAND)
35 0,50 1/2 1,00
40 0,42 1,25 45 0,35 1,5 Pasir sedang 50 0,30 1,75 (medium sand) 60 0,25 1/4 2,0 70 0,210 2,25 80 0,177 2,5 Pasir halus100 0,149 2,75 (fine sand)120 0,125 1/8 3,0140 0,105 3,25170 0,088 3,5 Pasir sangat halus200 0,074 3,75 (very fine sand)230 0,0625 1/16 4,0270 0,053 4,25325 0,044 4,5 Lanau kasar
0,037 4,75 (coarse silt)LANAU (SILT)
0,031 1/32 5,0
0,0156 1/64 6,0 Lanau sedang0,0078 1/128 7,0 Lanau halus0,0039 1/256 8,0 Lanau sangat
halus0,0020 9,00,00098 10,0
LEMPUNG 0,00049 11,0 Lempung (clay)(CLAY) 0,00024 12,0
0,00012 13,00,00006 14,0
5
6
Sangat baikSangat jelek
Gambar I.2: Derajad pemilahan (Boggs, 1995)
BaikJelek
Gambar I.3: Hubungan antara bentuk umum (form), kebundaran (roundness)
dan tekstur permukaan (surface texture).
3. sifat arus, arus yang relatif konstan akan menghasilkan pemilahan yang lebih baik
dibandingkan dengan arus yang mempunyai kekuatan yang berfluktuasi sangat besar dari
lemah sampai kuat.
I.2.B Bentuk butir
Bentuk butir (shape) merupakan uraian yang mencakup morfologi butiran, termasuk bentuk
keseluruan (form), kebundaran (roundness) dan tekstur permukaan dari suatu butiran atau
kepingan (fragmen). Bentuk umum merupakan gambaran keseluruhan dari butir, sehingga
akan menggambarkan secara tiga demensi suatu butiran. Kebundaran umumnya diukur dari
ketajaman bentuk ujung dari suatu butiran, umumnya hanya digambarkan dalam dua
demensi. Sedangkan tektur permukaan mengacu pada relief permukaan suatu butir, seperti
goresan dan lobang pada permukaan butiran. Perubahan dari bentuk butir ini dapat
disebabkan oleh abrasi terjadi pada waktu transportasi atau pelarutan atau sementasi pada
waktu diagenesa. Hubungan antara bentuk umum, kebundaran dan tekstur permukaan dapat
dilihat pada Gambar I.3, sedangkan derajad kebundaran pada Gambar I.4.
7
Gambar I.4: Derajad kebundaran (Boggs, 1995)
I.2.C Fabric
Fabrik merupakan sifat dari sekumpulan butir yang dipengaruhi oleh orientasi butir
dan kemasan atau packing. Kemasan terutama dipengaruhi oleh ukuran butir, bentuk butir
dan derajat kekompakan. Orientasi butir dan kemasan ini mempengaruhi sifat batuan sedimen
secara keseluruhan seperti berat jenis, kesarangan (porositas) dan kelulusan (permeabilitas).
Butiran dari batuan sedimen dapat berbentuk kepingan (platy) atau bulat lonjong
(Boggs, 1995). Ke dua bentuk ini mempunyai kecenterungan orientasi yang berbeda, yang
kepingan akan cenderung terbaring sejajar dengan bidang perlapisan atau permukaan
pengendapan. Sedangkan butiran lonjong, sumbu terpanjangnya cenderung sejajar dan
mengarah ke tempat tertentu. Orientasi butir ini sangat tergantung dari proses transportasi dan
pengendapan, serta kecepatan arus dan kondisi lainnya di tempat pengendapannya.
Jika suatu butiran batuan sedimen mempunyai bentuk memanjang dengan salah satu
ujungnya tumpul, seperti tetesan air mata, maka bagian tumpul inilah yang merupakan bagian
yang lebih stabil dibandingkan ujung lainnya. Sehingga ujung tumpul ini akan mengarah asal
arus atau ujung yang lebih runcing ke arah aliran arus. Pasir dapat membentuk struktur
pergentengan (imbrikasi) dengan sumbu panjangnya membentuk sudut kecil (kurang 20o)
dengan arah asal arus (Boggs, 1995).
I.3. POROSITAS DAN PERMEABILITAS
Seperti telah diterangkan di depan bahwa batuan sedimen klastik umumnya terdiri
atas butir, matriks dan semen. Di samping itu batuan sedimen sering kali mempunyai lubang
atau pori yang tidak ditempati oleh butir, matriks atau semen. Pori pori ini sangat penting
artinya dalam eksplorasi minyak bumi dan air tanah. Para ahli geologi yang mendalami
minyak bumi (petroleum geologist) dan air tanah (geohydrologist) sangat sadar pentingnya
sifat-sifat pori ini.
I.3.A Difinisi
Kesarangan atau porositas dari suatu batuan adalah perbandingan antara jumlah total
pori dan total volume, mudahnya
Total poriKesarangan = ---------------- X 100%
Total volume
27
Kesarang yang dihasilkan dari rumus ini sering disebut kesarangan mutlak (absolute
porosity). Para ahli geologi yang berkecimpung dalam minyak bumi dan air tanah lebih
senang dengan kesarang efektif (effective porosity), yakni perbandingan antara jumlah pori-
pori yang saling berhubungan dan volume keseluruhan.
I.3.B Jenis Kesarangan
Klasifikasi kesarangan yang ditampilkan dalam Tabel I.2 menunjukkan bahwa
kesarangan dapat dikelompokan menjadi dua: kesarangan primer yang terbentuk pada waktu
proses pengendapan batuan atau segera setelah pengendapan dan kesarangan sekunder yang
tumbuh setelah proses pengendapan berlangsung. Kesarangan primer dipengaruhi oleh 5
faktor penting, yakni besar butir, pemilahan, bentuk butir, kebundaran dan kemasan.
a. Kesarangan antar butir (intergranular)
Kesarangan antar butir adalah ruang (space) yang terdapat di antara butir-butir dalam
batuan sedimen (Gambar I.5a). Kesarangan jenis ini sangat penting dalam batuan
sedimen dan hadir pada hampir semua batuan sedimen. Meningkatnya diagenesa batuan
biasanya diikuti menurunnya porositas jenis ini.
b. Kesarangan dalam butir (intragranular)
Dalam batuan karbonat kesarangan hadir dalam butir atau kepingan batuan. Ini dapat
berupa rongga yang ada pada fosil seperti moluska, koral, briozoa dan fosil renik
lainnya seperti foraminifera (Gambar I.5b). Kesarangan jenis ini akan cepat menurun
setelah proses diagenesis berlangsung.
c. Kesarangan antar kristal (intercrystalline)
Kesarangan antar kristal terbentuk di antara individu kristal (Gambar I.5c). Porositas
jenis ini sering dijumpai pada batuan sedimen evavorasi, batuan beku dan batuan
malihan. Sering juga dijumpai pada batuan sedimen yang mempunyai pertumbuhan
kristal baik seperti dolomit. Fenestral adalah ruang primer pada kemasan batuan
sedimen lebih besar dari celah pada batuan yang dikuasi butir (grain-supported).
Kesarangan jenis ini sangat umum dijumpai pada batuan karbonat, tidak saja pada
karbonat berukuran pasir, tetapi juga batuan halus dari endapan lagun atau intertidal.
28
Dehidrasi, litifikasi dan keluarnya gas kehidupan mengakibatkan perarian (laminae)
mengkerut, sehingga membentuk fenestral di antara perarian.
Tabel I.2: Klasifikasi kesarangan
JENIS MULA JADIa. Antar butir (intergranular) atau
I Primer antar partikel (interparticle) Sedimentasib. Dalam butir (intragranular) atau
antar partikel (intraparticle)c. Antar kristal (intercrystalline) Sementasid. Fenetral Sementasi
II Sekunder e. Moldic Pelarutanf. Vuggy Pelarutang. Retakan (fragture) Gerakan tektonik,
kompaksi atau dehidrasi
d. Kesarangan fenestral (Gambar I.5d)
Umumnya ditemukan pada batuan karbonat dan terbentuk karena dehidrasi, litifikasi
dan pengeluarag gas; sehingga membentuk rongga mendatar.
e. Kesarangan moldic (Gambar I.5e)
Mold adalah pori atau rongga yang disebabkan oleh pelarutan butir atau fragmen,
umumnya akibat sementasi. Pelarutan dapat terjadi secara terpilih, hanya pada satu
jenis butir. Sehingga kesarangan moldic ini dapat dibagi lagi, misalnya oomoldic, dan
pelmoldic atau biomoldic.
f. Kesarangan vuggy (Gambar I.5f)
Seperti halnya kesarangan moldic, kesarangan vuggy terbentuk pada batuan karbonat.
Kesarangan ini dibedakan dengan kesarangan moldic, karena vuggy memotong fabrik
pengendapan primer dari batuan. Kesarangan vuggy cenderung lebih besar dari
kesarangan moldic.
g. Kesarangan retakan (fragture)
Kesarangan jenis ini terbentuk oleh retakan, umumnya dalam batuan getas (brittle),
yang disebabkan oleh beberapa faktor, di antaranya tektonik.
h. Kesarangan stromatactis
29
Kesarangan stromatactis banyak ditemukan pada lereng “gundukan lumpur”
(mudmound) Pleozoik di seluruh dunia (Sellet, 1988),dengan panjang sekitar 10 cm
dan tinggi 1-3 cm.
I.3.C Kelulusan (permeabilitas)
Pada dasarnya kelulusan adalah kemampuan suatu batuan yang sarang untuk dilalui cairan
atau mudahnya kemampuan batuan untuk meloloskan suatu cairan. Istilah ini diperkenalkan
oleh Henri Darcy pada tahun 1856. Rumus yang terkenal dengan Rumus Darcy, adalah
Q= K(P1 – P2)AL
30
a
a
ba
ca
da
ea
ga
f
h
Gambar I.5: Berbagai jenis kesarangan, a. antar butir, b. dalam butir, c. antar kristal, d. fenetral, e. moldic, f. vuggy, g. retakan dan h. stromatactis (Selley, 1988).
dimana Q = kecepatan aliran
K = kelulusan
P1- P2 = tekanan yang berkurang sepanjang media L
A = luas penampang
keketalan (viskositas) cairan
Kelulusan kuantitatif harus diukur di laboratorium, sedangkan kelulusan kualitatif (jelek,
sedang dan baik) dapat dilihat dilapangan dengan meneteskan air pada batuan.
I.4. KLASIFIKASI BATUAN SEDIMEN KLASTIK
Secara genetis batuan sedimen berasal dari: kimia, organik, residu, terigen dan
piroklastika. Akan tetapi batuan beberapa pengarang tidak memasukan batuan yang berasal
dari kegiatan gunungapi (piroklastika) ke dalam batuan sedimen. Sedangkan Boggs (1992)
membagi batuan sedimen berdasarkan unsur pokok yang membentuknya: terigen-silisiklastik
(terrigeneous siliciclastic sediments), kimia/bio-kimia, karbonan dan autigenik.
31
1. Unsur terigen-silisiklastik. Proses di daratan baik pada ledakan gunungapi maupun
penyusunan kembali batuan kemudian akan terlapukan dan menghasilkan kepingan
berukuran lempung sampai brangkal yang terdiri atas satu mineral atau lebih (yang
disebut batuan). Mineral yang dihasilkan biasanya bersusunan silika: kuarsa, felsfar dan
mika. Sedangkan kepingan batuan dapat berupa batuan sedimen, malihan, beku ataupun
gunungapi. Kedua jenis kepingan yang berasal dari darat ini kemudian diendapkan pada
suatu cekungan. Karena sebagian besar berupa kepingan dari darat dan umumnya
mempunyai komposisi silika maka disebut sedimen terigen-silisiklastik (terrigeneous
siliciclastic sediments). Batuan sedimen yang terbentuk dari endapan seperti ini adalah
konglomerat, batupasir, batulempung dan serpih (lihat Tabel 5.3).
2. Unsur kimia/biokimia. Dalam suatu cekungan sedimen, proses kimia dan biokimia
dapat membentuk batuan. Proses ekstraksi dari unsur yang terlarut dalam air cekungan
dapat membentuk mineral seperti kalsit, gipsum dan apatit. Sedangkan sisa kehidupan
dapat berupa cangkang, baik yang bersusunan karbonat maupun silika. Kemudian
mineral dan/atau sisa kehidupan ini dapat membentuk batuan sedimen yang unsur
utamanya berasal dari dalam cekungan itu sendiri (intrabasinal sedimentary rocks),
seperti batugamping, rijang, garam dan fospor.
Tabel I.3: Kalsifikasi batuan sedimen (Boggs, 1992)
KOMPOSISI KELOMPOK NAMA
UKURAN BUTIR
UNSUR UTAMA TIPE BATUAN UTAMA
<15% RESIDU KARBONAN
<50% KOMPONEN TERIGEN-SILISIKLASTIK
BATUAN SILISIKLASTIK
>2 mm Kepingan batuan Konglomerat dan breksi
1/16-2 mm Mineral silikat dan kepingan batuan
Batupasir
<1/16 mm Mineral silikat Serpih (batulumpur)
>50% KOMPONENKIMIA-BIOKIMIA
BATUAN KIMIA-BIOKIMIA
BERVARIASI
Mineral karbonat, butiran, kepingan cangkang
Batuan karbonat (batugamping dan dolomit)
Mineral evaporasi (sulfat, klorit)
Evaporit (batugaram, gipsum, anhidrit)
Calsedoni, opal, cangkang silika
Batuan silika (rijang dan batuan sejenis)
Mineral besi Batubesi (ironstone) dan formasi besi
Mineral posfat Posforit
BATUAN KARBONAN
BERVAREASI
Unsur siliklastik atau kimia-biokimia, residu karbonan
Sapropelit (oil shale)Impure coal
32
>15% Residu karbonanResidu karbonan
Humic coalCannel coalSolid hydrocarbon (bitumen)
3. Unsur karbonan. Residu karbonan dari tetumbuhan darat dan laut, binatang, bersama
dengan bitumen membentuk sedimen karbonan. Material karbonan lembab dari sisa
kayu tetumbuhan merupakan pembentuk utama dari sebagian besar batubara. Sisa
sapropelik (sapropelic residues) dari spora, polen, pito- dan zooplankton serta serpihan
maseral tetumbuhan dapat membentuk batubara jenis cannel dan oilshale.
4. Unsur autigenik. Mineral yang terbentuk dari presipitasi larutan dalam pori-pori batuan
sedimen selama proses diagenesa unsur sekunder atau autigenik, sebagai contoh kuarsa,
fedlspar, lempung, kalsit, gipsum, barit dan hematit. Unsur jenis ini tidak pernah
menjadi unsur utama membentuk batuan sedimen.
33
BAGIAN II
PETROLOGI BATUAN KARBONAT
Batuan karbonat adalah batuan sedimen yang mengandung mineral karbonat lebih
dari 50%. Sedangkan mineral karbonat adalah mineral mengandung CO3 dan satu atau lebih
kation Ca, Mg, Fe, dan Mn. Pada umumnya, mineral karbonat adalah kalsit (CaCO 3) dan
dolomit (CaMg (Co3)2). Batuan karbonat umumnya terdiri atas batugamping (kalsit sebagai
mineral utama) dan batudolomit (dolostone). Umur batuan ini sangat bervareasi mulai dari
pra-Kambrium sampai Kuarter. Batuan karbonat pra-Kambrium dan Paleosen umumnya
dikuasai oleh batudolomit. Di alam batuan karbonat menempati 1/5 – 1/4 dari seluruh catatan
stratigrafi dunia. Sekitar 40 % dari minyak bumi dan gas dunia diambil dari batuan karbonat.
Reservoar karbonat di Timur Tengah merupakan salah satu contoh reservoar karbonat dengan
produksi migas yang besar.
Sedimen karbonat, yang dijumpai di dunia, kebanyakan terbentuk pada lingkungan
laut dangkal dan beberapa di antaranya terbentuk di daerah teresterestrial, tetapi laut dangkal
tropis. Indonesia merupakan daerah yang mempunyai sedimen karbonat melimpah.
II.1 PEMBENTUKAN SEDIMEN KARBONAT
Meskipun tidak semua, kebanyakan sedimen karbonat adalah hasil dari proses kimia
atau biologi yang hidup pada lingkungan laut bersih, hangat dan dangkal. Secara umum,
beberapa faktor yang mempengaruhi pertumbuhan dan akumulasi maksimum sedimen
karbonat adalah lingkungan yang mempunyai:
(a) kedalaman cukup, tidak terlalu dalam atau terlalu dangkal,
(b) hangat, tidak terlalu panas atau terlalu dingin
(c) kadar garam yang cukup, tidak terlalu tawar dan terlalu asin,
(d) jernih, tidak terlalu banyak sedimen klastik darat, dan
(e) makanan cukup, tetapi tidak terlalu banyak.
Berikut ini akan dibicarakan tiga faktor utama yang mengontrol produktivitas sedimen
karbonat: letak geografis dan iklim, cahaya dan salinitas.
II.1.A Letak Geografis dan Iklim
Secara umum tata letak geografis dan iklim dapat mengontrol laju pertumbuhan
kehidupan penghasil sedimen karbonat. Daerah yang mempunyai latitud tinggi mempunyai
suhu dingin yang tentu saja menghambat pertumbuhan kehidupan yang memerlukan
34
kehangatan untuk hidup. Sedangkan daerah yang mempunyai latitud rendah (tropis dan
subtropis) mempunyai suhu keseharian hangat. Di daerah ini berbagai kehidupan yang
memproduksi sedimen karbonat akan tumbuh lebih baik.
II.1.B Penetrasi Cahaya
Penetrasi cahaya mengontrol distribusi organisme penghasil karbonat yang
membutuhkan cahaya untuk fotosintesis. Penetrasi cahaya dipengaruhi oleh kedalaman air,
latitud, dan kejernihan air. Radiasi cahaya menembus air, ini diserap dengan cepat pada
bagian atas laut. Setiap perubahan kedalaman 30-50 m, intessitas cahaya berkurang 1% dari
level cahaya permukaan. Batas kedalaman pertumbuhan koral secara geografis bervariasi,
pertumbuhan koral aktif di Carribbean berkisar dari 40 sampai 60 m, sedangkan didaerah
Indo-Pasifik hanya 15 sampai 90 m.
Material klastik yang diangkut dari darat dan dikirim ke paparan atau cekungan
melalui transportasi sungai dan/atau angin juga akan mempengaruhi penetrasi cahaya.
Masuknya sedimen silisiklastik menghasilkan partikel halus, lempung dan lanau tersuspensi,
yang dapat menurunkan kejernihan (transparansi) air dan fotosintesa. Hal ini tentu akan
mengakibatkan terganggunya pertumbuhan ganggang karbonat, yang merupakan penghasil
utama sedimen karbonat.
II.1.C Salinitas (kadar garam)
Perbedaan dan kelimpahan biota menunjukkan semua faktor yang mempengaruhi
pertumbuhan kalkareus. Pada kondisi laut terbuka yang normal, perubahan salinitas dapat
mengakibatkan hilangnya sejumlah jenis fauna yang tidak tahan terhadap perubahan salinitas
ini. Peningkatan salinitas menurunkan keanekaragaman biota dan salinitas di atas 40%
kebanyakan invertebrata menghilang, meskipun ganggang kalkareous tetap akan
memproduksi sedimen terhadap waktu.
II.2 KOMPOSISI
II.2.A Komposisi Kimia
Unsur kimia utama batugamping dikuasai oleh kalsium, magnesium, karbon dan
oksigen. Kalium sebagai kation utama (Ca+2) dan magnesium (Mg+2); Fe, Mn dan Zn
umumnya sebagai kation yang berjumlah sedikit. Anion yang utama adalah CO32-, namun
anion seperti SO42- , OH-, F- dan Cl- dapat juga hadir dalam jumlah yang terbatas.
35
Unsur/elemen jejak (trace elemen) yang biasa dijumpai pada batuan karbonat meliputi B, Ba,
P, Mg, Ni, Cu, Fe, Zn, Mn, V, Na, U, Sr, Pb, K. Konsentrasi elemen jejak tersebut tidak
hanya dikontrol oleh minerologi batuan, tetapi juga dikontrol oleh jenis dan kelimpahan
relatif butiran cangkang fosil dalam batuan. Banyak organisme menghimpun dan
menggabungkan elemen jejak tersebut ke dalam struktur cangkangnya.
II.2.B Komposisi Mineral
Mineral penyusun batuan karbonat terbagi dalam tiga kelompok utama: kelompok
kalsit, kelompok dolomit dan kelompok aragonit (Tabel II.1). Di antara mineral karbonat
dalam Tabel II.1, hanya kalsit, dolomit dan aragonit yang merupakan mineral utama dalam
batugamping dan dolomit (batudolomit). Aragonit bahkan merupakan penyusun utama batuan
karbonat yang berumur Kenozoikum dan karbonat moderen. Siderit dan ankerit sering
sebagai semen dan konkresi dalam beberapa batuan sedimen, tetapi jarang sebagai penyusun
utama dalam batuan karbonat. Mineral karbonat lain dalam Tabel II.1 jarang dijumpai dalam
batuan karbonat.
Pengenalan tiga mineral utama batuan karbonat (kalsit, aragonit dan dolomit) menjadi
hal yang sangat penting dalam mempelajari komposisi batuan karbonat. Akan tetapi,
pengenalan itu sering mengalami kesulitan, baik secara kasatmata (mata telanjang) maupun
dengan bantuan mikroskop. Pengenalan mineral karbonat akan jauh lebih mudah dilakukan
dengan bantuan teknik staining dan etching. Sebagai contoh, dengan teknik staining aragonit
akan tampak hitam dengan larutan Fiegl (Ag2SO4+MnSO4), kalsit menunjukkan warna merah
bila bereaksi dengan larutan alizarin merah. Untuk lebih rinci tentang teknik staining dan
etching ini dapat baca pada Tucker (1988).
II.2.C. Butiran
Komponen penyusun batuan karbonat moderen umumnya dibagi ke dalam dua bagian
dasar (lihat Gambar II.1): butiran (grain) dan lumpur (mud). Butiran adalah kerangka pada
kebanyakan batuan karbonat yang terdiri dari endapan cangkang organisme (skeletal) dan
endapan partikel dan agregat anorganik. Sehingga, butiran biasanya dibagi menjadi dua
kelompok butiran, yaitu cangkang dan noncangkang. Boggs (1992) menyebut butiran
noncangkang ini dengan sebutan litoklas atau klastika batuan. Butiran batuan karbonat dapat
berukuran dari ukuran pasir sampai dengan brangkal. Bentuk butiran karbonat juga sangat
bervareasi, mulai menyudut sampai membulat.
36
Tabel II.1: Mineral yang umum dijumpai pada batuan karbonat (disederhanakan dari Boggs, 1992)
MINERAL SISTEM KRISTAL
KOMPOSISI KIMIA
KETERANGAN
KELOMPOK KALSITKalsit Rombohedr
alCaCo3 Menguasai batugamping pada
batugamping,khususnya yang lebih tua dari Tersier
Magnesit -“- MgCo3 Tidak umum pada batuan sedimen, tetapi terbentuk pada endapan evaporasi
Rodosit -“- MnCo3 Tidak umum di batuan sedimen, dapat terjadi di sedimen yang kaya akan Mn berasosiasi dengan Fe-silikat
Siderit -“- FeCo3 Terbentuk sebagai semen dan konkresi pada serpih dan batupasir, umum pada endapan batubesi (ironstone) juga pada batuan karbonat teralterasi oleh larutan kaya Fe
Smitsonit -“- ZnCo3 Tidak umum pada batuan sedimen, hadir berasosiasi dengan bijih Zn dalam batugamping
KELOMPOK DOLOMITDolomit -“- CaMg(Co3)2 Menguasai batudolomit, umumnya juga
berasosiasi dengan kalsit dan mineral evavorasi
Ankerit -“- Ca(Mg,Fe,Mn) (Co3)2
Jauh lebih jarang dari pada dolomit, terbentuk di sedimen kaya Fe, sebagai sedimen butiran atau konkresi
KELOMPOK ARAGONITAragonit Ortorombik CaCo3 Umum dijumpai pada sedimen karbonat
Resen, cepat peralterasi menjadi kalsitKerusit -“- PbCo3 Terbentuk pada supergene lead oresStrontianit -“- SrCo3 Terbentuk pada urat-urat pada
batugampingWiterit -“- BaCo3 Terbentuk dalam urat-urat yang
berasosiasi dengan galena
Lumpur gamping (lime mud) adalah batuan karbonat dengan butiran sangat halus,
termasuk butiran dan endapan kristalin yang ke duanya berukuran sangat halus. Karbonat ini
setara dengan serpih dan/atau batulempung pada endapan klastika. Lumpur gamping (lime
mud) laut terbentuk dari kehidupan bentonik yang mati dan meluruh, detritusnya berasal dari
partiel karbonat yang lebih besar, akumulasi biota plantonik, dan pengendapan langsung dari
37
air laut. Beberapa proses yang dipercaya dapat menghasilkan lumpur gamping, di antaranya
adalah aktivitas angin, ombak dan pasang-surut dapat memecahan cangkang kehidupan
menjadi serpihan renik. Aktivitas binatang laut pemakan biota laut penghasil karbonat, dapat
merusak cangkang koral menjadi bagian yang sangat halus.
Gambar II.1: Foto mikroskopis dari batugamping, Formasi Tampakura, Sulawesi Tenggara; Bo (butir organik atau cangkang berasal dari cangkang foram dan moluska) dan Bi (butir inorganik berupa lumpur karbonat, sering disebut peloid).
Sedimen karbonat ini kemudian mengalami proses pembatuan sehingga menjadi
batuan karbonat. Saat ini di lingkungan laut, beberapa sedimen karbonat membatu menjadi
batugamping pada atau hanya sedikit di bawah dasar laut. Sebagai contoh dari proses ini
adalah “beachrocks (pembatuan sedimen pantai) yang biasanya tersemen oleh aragonit dan
Mg-kalsit berupa serabut atau seperti jarum. Dalam karbonat purba, semen aragonit dan Mg-
kalsit jarang dapat terekam dengan baik. Hal ini disebabkan oleh ketidaksatabilan aragonit
dan Mg-kalsit, yang dengan mudah berubah menjadi kalsit.
II.2.C.a. Butiran cangkang (skeletal grain)
Butiran cangkang pada batuan karbonat berasal dari sisa-sisa organisme penghasil
material karbonat. Organisme membentuk cangkang untuk menopang dan melindungi
jaringan (tissue) lunak dan dalam aktivitas hidupnya. Secara organik mereka membentuk
mineral karbonat yang mana mineraloginya bervariasi.
38
Bo
Bo
Bi
Bi
BiBi
Butiran cangkang merupakan butiran yang sangat dominan pada batuan karbonat
Panerozoikum. Butiran ini dapat berupa cangkang utuh dan/atau pecahan bagian dari suatu
organisme dengan bentuk menyudut sampai membulat. Sebagian besar cangkang itu
dibentuk oleh aragonit, kalsit atau Magnesian-kalsit. Komposisi ini dapat berubah karena
proses diagenesa yang dialami, sehingga sebagian mineral berubah menjadi mineral lain.
Contohnya, aragonit akan berubah menjadi kalsit pada proses diagenesa.
III.2.C.b. Butiran karbonat Non-Cangkang
Butiran non-cangkang adalah partikel-partikel yang berasal dari proses fisika, kimia
ataupun secara biologi dan butiran ini bukan bagian struktur organik. Berdasarkan ciri-cirinya
ada beberapa tipe butiran non-cangkang, sebagai berikut:
Litoklas
Litoklas (lithoclast), adalah fragmen sedimen pada batuan karbonat yang merupakan hasil
erosi, kemudian tertransportasi dan diendapkan dalam cekungan karbonat. Disini ada dua
jenis lithocklast, yaitu intraklas dan ekstraklas. Ekstraklas, sering juga disebut limeclast ,
berasal dari luar cekungan karbonat, sedangkan intraklas berasal dari dalam cekungan itu
sendiri.
(1) Intraklast adalah kepingan batugamping atau pengerasan sedimen yang berasal dari dalam
cekungan pengendapan itu sendiri. Kepingan ini dapat berupa beachrock, hardgrounds,
atau stromatolite yang semi-terkonsolidasi. Intraklasts mengandung partikel-partikel yang
seumur dengan batuan induknya (host rock) dan beberapa fabrik diagenetik dijumpai
dalam interklast yang berkaitan dengan lingkungan pengendapan sedimen induknya.
Interklast sangat sering dijumpai dalam karbonat. Mereka dapat terbentuk akibat erosi
dalam laut yang terletak pada alur pasang-surut, pantai, muka terumbu dan dataran
pasang-surut (tidal flat). Menurut Boggs (1992), ada dua proses utama penyebab
terbentuknya intraklas adalah:
1. erosi terhadap endapan pantai baru saja membatu (lithified beach-rock) di dalam zona
intertidal dan supratidal;
2. penghancuran dari telo (desication) pada supratidal, khususnya lumpur gamping yang
menghasilkan klastika lumpur gamping.
39
(2) Ekstraklast adalah kepingan batugamping yang berasal dari batugamping yang telah
membatu dan terletak diluar cekungan, kemudian tererosi dan diangkut masuk ke dalam
cekungan pengendapan. Kalau intraklas dapat memberikan informasi tentang kondisi
cekungan dimana batugamping itu diendapkan, ekstraklas tidak dapat. Yang diberikan
oleh ekstraklas adalah informasi tentang batuan asalnya, yang mungkin jauh lebih tua.
Coated grain (ooid, oncoid and cortoid)
Butiran terbungkus (coated grain) adalah butiran karbonat terdiri atas inti (nuleus) yang
dikelilingi oleh lapisan pembungkus yang disebut korteks (cortex). Butiran terbungkus ini
dibagi dalam ooid, onkolit dan kortoid.
Ooids
Ooids adalah butiran terbungkus berukuran pasir, berbentuk bundar sampai oval dan
pembungkusnya konsentris disekitar nukleus butiran (Gambar II-2). Pembungkus (coating)
terdiri atas lapisan yang bervareasi ketebalannya (3-15 mikron). Intinya (nucleus). Nukleus
mungkin berupa kepingan cangkang, peloid, ooid yang lebih kecil, atau butiran lain seperti
kuarsa dan feldspar. Pada umumnya ooid berukuran lanau-pasir atau 0,1-2 mm, yang paling
umum adalah 0,5-1 mm (Boggs, 1992). Ooid yang berukuran >2 mm disebut pisoid. Batuan
yang dibentuk oleh ooid berukuran <2 mm disebut oolit, sedangkan batuan yang terbentuk
oleh pisoid (>2 mm) disebut pisolit.
Dari data yang terbatas, pertumbuhan individu ooids menunjukan mungkin sangat
perlahan, data yang diperoleh di Bahama menunjukan laju akumulasi hampir 1 m/1000 tahun
(Boggs, 1992). Akumulasi ooids berkembang baik pada platform dangkal di tropis-subtropis,
dalam air bergerak, biasanya kedalaman berkisar 0 dan 4 meter dan butiran digerakkan oleh
arus tidal, arus angin, dan gelombang. Pergerakan air mengeluarkan CO2 dari larutan dalam
air laut dan meningkatkan pengendapan CaCO3. Disini kebanyakan ooids yang terbentuk
adalah aragonit ooids, dan sedikit terjadi Mg-kalsit ooids. Aragonit ooids cenderung
membentuk orentasi kristal tangensial, sedangkan Mg-kalsit ooids membentuk struktur radial.
Aragonit ooids menempati daerah energi tinggi, sedangkan Mg-kalsit ooids cenderung lebih
terkonsentrasi dalam lingkungan energi rendah. Boleh jadi, energi hidroulik mengontrol
mineralogi.
40
Gambar II.2: Oolit dari Formasi Tampakura berumur Paleogen, di Sulawesi Tenggara.
Berdasarkan lapisan pembungkus (cortex), ooid primer dapat dibagi menjadi:
1. Ooid dengan struktur tangensial ,
2. Ooid dengan struktur radial dan
3. Ooid mikritik atau mikrosparit.
Onkoid (Oncoid)
Onkoid adalah butiran terbungkus oleh lapisan yang lebih tidak beraturan dari pada ooid.
Pada umumnya onkoid berukuran <2 mm->10 mm. Onkoid dapat terbentuk baik di
lingkungan pengendapan laut maupun di darat.
Peloid dan pelet
Istilah peloid digunakan untuk menggambarkan semua butiran yang dibentuk pada
aggregat karbonat kriptokristalin berukuran 20-60 m, dengan mengabaikan asal
pembentukannya (Gambar II.1). Hal ini diperlukan karena sering asal aggregat ini tidak jelas,
tetapi untuk butiran dengan asalnya dari faecal origin, digunakan istilah pelet. Peloid adalah
ciri khusus pada lingkungan lagun, dan beberapa lingkungan inner-shelf dangkal.
41
III.3.C Lumpur Karbonat
Lumpur karbonat (carbonate mud) adalah batuan karbonat yang berbutir sangat halus
(<63 mikron), yang biasanya diidentifikasi mengunakan mikroskop. Di bawah pengamatan
mikroskop elektron, lumpur karbonat laut moderen dapat dilihat kandungan kristal aragonit
berbentuk jarum, butiran cangkang yang kelihatannya sangat halus atau kepingan cangkang
yang sangat kecil, seperti coccoliths. Kebanyakan lumpur aragonit yang berbentuk jarum
berasal dari serpihan ganggang kalkareous yang mati, seperti Penicillus. Lumpur lainnya,
yang mana berbentuk butiran-nano berbentuk membundar tanggung, adalah tidak jelas dari
tanda-tanda organik. Ini mungkin diendapkan dari air laut.
II.4. CLASIFIKASI BATUAN KARBONAT
Klasifikasi batuan karbonat mempunyai banyak ragamnya. Sampai saat ini belum ada
satu klasifikasi yang dapat memuaskan semua fihak, seperti halnya pada batuan klastika
(seperti batupasir misalnya). Beberapa klasifikasi yang akan disajikan di bawah ini
merupakan klasifikasi yang lebih umum dipakai oleh para ahli geologi.
Secara konvensional batuan karbonat juga diklasifikasikan menurut ukuran butiranya,
seperti klasifikasi sedimen klastik berdasarkan skala ukuran butir Wentworth. Batuan
karbonat dengan ukuran butir >2 mm dinamakan kalsirudit (disebut konglomerat pada
sedimen non-karbonat), 63 mikron - 2 mm disebut kalkarenit (disebut batupasir pada sedimen
non-karbonat), dan yang ukuran butirnya <63 mikron dinamakan kalsilutit (setara dengan
batulempung). Namun klasifikasi yang berdasarkan pemerian (discription) ini sudah lama
ditinggalkan. Para ahli geologi lebih senang dengan klasifikasi yang berdasarkan asal
(genetic) batuan atau paling tidak mengarahkan ke sana. Hal ini disebabkan, dengan
klasifikasi asal itu dapat diinterpretasikan bagaimana dan dimana proses sedimentasi batuan
berlangsung.
Pada 1962 ada dua klasifikasi yang terkenal yang diusulkan oleh R.L.Folk (Tabel II.2)
dan R.J.Dunham yang kemudian dimodifikasi oleh Embry dan Klovan (1972) dalam Tabel
II.3.
II.5. DIAGENESA
Setelah proses pengendapan berakhir, sedimen karbonat mengalami proses diagenesa
yang dapat menyebabkan perubahan kimiawi dan mineralogi untuk selanjutnya mengeras
menjadi batuan karbonat. Sedimen karbonat umumnya lebih rentan terhadap pelarutan
42
(dissolution), rekristalisasi dan replacement dibandingkan mineral-mineral silikat. Sebagai
contoh, lumpur aragonit dengan mudah teralterasi (terubah) seluruh menjadi kalsit selama
proses awal diagenesa dan pembenan. Pada tahap berikutnya, kalsit mungkin digantikan
seluruhnya atau sebagian oleh dolomit pada proses dolomitisasi.
II.5.A. Regim Diagenesa Karbonat
Secara umum tahapan diagenesa pada sedimen karbonat seperti pada sedimen klastik,
yaitu eodiagenesis pada pembebanan dangkal, mesodiagenesis pada pembebanan dalam, dan
telodiagenesis jika terjadi pengangkat dan uproofing. Jadi, diagenesis menempati tiga atau
realm utama (Gambar II.4), yaitu laut, meteorik, dan regim bawah permukaan.
II.5.B. Regim Laut
Meliputi dasar laut dan bawah permukaan laut sangat dangkal. Lingkungan diagenetik
ini dicirikan oleh temperatur dan salinitas air laut yang normal. Proses diagenetik dasar pada
lingkungan seperti ini meliputi bioturbasi sedimen, modifikasi kerang karbonat dan butiran
lainnya oleh pemboran organisme, dan sementasi butiran dalam daerah air panas, terutama
pada terumbu, beting pasir tepi platform, dan endapan karbonat pantai.
II.5.C. Regim Meteorik
Regim ini terjadi dengan dua cara, yaitu : (1) oleh turunnya muka laut relatif, dan (2)
oleh cepatnya pengisian seimen pada cekungan karbonat dangkal. Batuan karbonat yang lebih
tua dapat juga masuk dalam regim ini oleh tahapan akhir pengangkatan atau uproofing
kompleks karbonat dengan pembebanan yang lebih dalam (teladiagenesis). Regim meteorik
dicirikan oleh hadirnya air tawar ; yang meliputi zona tidak jenuh (pori-pori sedimen tidak
terisi dengan air) diatas water table, dan zona jenuh air dibawah water table. Air meteorik
umumnya sangat tinggi dimuati dengan CO2, sehingga secara kimiawi sangat agresif.
Karenanya aragonit dan kalsit magnesium tinggi lebih muda larut daripada kalsit, mereka
larut dengan mudah dalam air. Sebaliknya, pelarutan (dissolution) aragonit dan kalsit
magnesium tinggi dapat menjenuhi air dalam kalsium karbonat berkenan dengan kalsit, yang
menyebabkan aragonit kalsitdiendapkan. Proses dissolution - reprecipitation menyebabkan
aragonit dan kalsit kalsium tinggi kurang stabil sehingga digantikan oleh kalsit yang lebih
stabil.
43
44
II.5.D. Regim Bawah Permukaan
Setelah periode awal diatas, sedimen karbonat secara berangsur terbebani kedalam
dan dalam regim ini terjadi peningkatan tekanan, temperatur tinggi, dan perubahan fluida
dalam pori-pori. Dibawah kondisi ini, sedimen karbonat mengalami kompaksi fisik,
kompaksi kimiawi, dan perubahan tambahan kimiawi/mineralogi yang meliputi dissolution,
sementasi, neomorphism, dan replcement. Sipat-sipat aksak perubahan yang dialami selama
diagenesa bawah permukaan dalam tergantung pada kondisi khusus lingkungan
pembebanannya, seperti temperatur, komposisi fluida pori, dan pH.
III. PUSTAKA
Boggs, Sam, Jr., 1992, Petrology of Sedimentary Rocks. Maccmillan Publishing Company, New York, 707 p.
Boggs, Sam, Jr., 1995, Principles of Sedimentology and Stratigraphy. Edisi 2. Prentice-Hall, New Jersey.
Boggs, Sam, Jr., 2001, Principles of Sedimentology and Stratigraphy. Edisi 3. Prentice-Hall, New Jersey. 726p.
Folk, R.L., 1974. Petrology of Sedimentary Rocks. Hemphill Publishing Co., Austin, 182 p.
45
top related