PETROLOGI SEDIMEN

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