Morfologi Carbonate Platform

Wilson (1975) membagi dua morfologi karbonat : carbonate ramp dan carbonate platform. Ramp memiliki struktur relief yang rendah dimana dip yang mengarah ke cekungan memiliki sudut kurang dari 1 derajat. Karbonat berkembang dari darat ke laut dengan kedalaman air berkisar antara 100 150 m. Profil ramp dipengaruhi oleh arus dan gelombang yang mempengaruhi juga pertumbuhan karbonat. Secara umum, sedimen teragitasi gelombang nearshore sehingga semakin dalam air terbentuk endapan dengan energi rendah.

Carbonate platform memiliki struktur relief yang tinggi dimana dips perlahan-lahan mengarah ke cekungan dari batas carbonate shelf. Nilai slope antara 100 - 300 menurun ke arah cekungan, tetapi secara lokal reef dapat turun mencapai 900.

Morfologi carbonate platform dipengaruhi oleh hasil sistem pengendapan pada platform, dimana morfologi platform ini termasuk kedalam salah satu susunan rangkaian fasies.

Model pengendapan karbonat menggambarkan hubungan secara lateral dari lingkungan sedimen yang sama dengan lingkungan karbonat pada waktu itu. Pendekatan yang digunakan dalam mempelajari model pengendapan karbonat adalah :

1. Menghubungkan sedimen karbonat yang terbentuk karena faktor-faktor fisika (gelombang, arus dan penurunan muka air laut), biologi (organisme dan nutrisi) dan kimia (salinitas dan temperatur) dengan faktor karbonat yang bermacam-macam pada lingkungan laut modern, yaitu determinasi prinsip lingkungan pengendapan.

2. Faktor-faktor yang mempengaruhi lingkungan pengendapan sedimen, seperti tekstur, struktur sedimen, tipe butiran skeletal dan non skelatal, dan kehidupan organisme) dan pendeterminasian fasies kunci sedimentasi atau litologi batuan dan hubungan fasies secara lateral.

3. Hubungan fasies dari lingkungan pengendapan secara lokal menuju kerangka geologi secara regional dan hubungan secara lateral dari lingkungan pengendapan yang sama.

4. Mempertimbangkan bagaimana lingkungan pengendapan akan merespon perubahan muka air laut, subsidence, dan perubahan iklim seperti pada rangkaian fasies.Klasifikasi porositas dan jenis-jenis pori

Batuan karbonat memiliki ukuran pori dengan interval yang luas dan dengan hubungan yang komples. Choquette dan Pray (1970) memberikan suatu skema praktis yang mengambarkan hubungan semua jenis-jenis pori yang penting. Sistem tersebut terbagi menjadi dua klasifikasi genesa: sistem pori primer dan sekunder2.3.5.1 Porositas primer

Porositas primer terbentuk pada saat sedimen karbonat tersebut diendapkan

1. POROSITAS PRIMER

Intragranular (intrapartikel) porositas

Porositas yang terdapat dalam partikel atau butiran, biasanya terbentuk dari bagian-bagian halus dari skeletal karbonat

Intergranular (interpartikel) porositas

Porositas ini mengisi ruang antar partikel atau butiran, dapat terbentuk dari pelarutan matriks atau semen. Dalam sedimen karbonat porositas ini dapat dibedakan dengan partikel-partikel lainnya yang ada dan dimodifikasi oleh kompaksi akhir atau pembukan sedimen dalam dan semen.

Fenestral porositas

2. POROSITAS SEKUNDER

Interkristalin porositas

Porositas yang terletak antara kristal atau rekristalisasi batugamping. Kebanyakan terdapat pada dolomit. Permeabiliti dalam batuan yang memiliki porositas jenis ini dikontrol oleh ukuran pori yang dikontrol oleh ukuran kristalnya.

Shelter porositas

Porositas jenis ini sering juga disebut dengan umbrella karena ditemukan

Dibawah partikel , seperti fragmen skeletal atau intraklast. Partikel besar yang berfungsi seperti umbrella ini melindungi pori dari masuknya material-material halus, biasanya terdapat dalam kalkarenit yang mengandung cangkang moluska besar, foraminifera besar atau koral

Moldic porositas

Porositas moldik terbentuk dari penghilangan/pelarutan selektiv butiran pada batuan, misalnya melarutnya butiran yang mengandung aragonit seperti koral, moluska, atau ooid dari semen kalsit batugamping. Molds dibedakan dari bentuk, ukuran, atau ciri relict yang mengindikasikan adanya partikular pembentuk partikel atau kristal.

Batu Pasir

Batu pasir : 1/16-2mm skala wenthworth

Berdasarkan materialnya terbagi 3 :

a. Pasir klastik : pasir yang terbentuk akibat pelapukan dan penghancuran batuan tua. Pasir itu diangkut, dipilah, dan diubah oleh aliran fluida (air atau udara) serta berasal dari daerah sumber yang terletak di luar cekungan pengendapannya.

b. Pasir karbonat : pasir karbonat merupakan endapan bahari dan terutama disusun oleh rangka binatang, oolit, serta intraklas yang terbentuk pada tempat yang relatif berdekatan dengan lokasi pengendapannya (partikel intraformasional). Material penyusun pasir karbonat terbentuk dalam cekungan pengendapan serta bukan merupakan material rombakan yang merupakan produk penghancuran batuan tua. Salah satu pengecualian untuk itu adalah partikel-partikel karbonat yang terbentuk akibat erosi yang sangat cepat pada paket batugamping dalam suatu sabuk orogen. Pasir karbonat yang disusun oleh partikel-partikel yang disebut terakhir ini pada dasarnya merupakan pasir terigen yang berasal dari batugamping dan dolomit tua.

c. Pasir pyroklastis : pasir yang terbentuk akibat letusan gunungapi. Pasir piroklastik dapat diendapkan dalam lingkungan yang beragam, baik lingkungan terestris maupun lingkungan akuatis. Istilah vulkaniklastik (volcaniclastic) juga diterapkan pada sebagian pasir, yakni pasir yang kaya akan material vulkanik. Pasir vulkaniklastik dapat berupa pasir piroklastik maupun pasir terigen (jika berasal dari volcanic terrane).

Pemerian batu pasir :

1. Rangka : tersusun atas material berukuran 1/16-2mm skala wenthworth atau yang disebut partikel pasir.

Rangka pasir atau batupasir biasa dapat dicandra berdasarkan geometri dan komposisinya

Geometri berkaitan dengan sifat-sifat butiran atau unsur-unsur rangkabesar butir, pemilahan, bentuk butir, kebundaran, dan tekstur permukaanserta terutama dengan pembandelaan dan orientasinya. Distribusi besar butir dapat diungkapkan dengan ukuran-ukuran statistik dari besar butir serta dengan ukuran keseragaman besar butir. Karakter-karakter itu berkaitan dengan rezim hidrolik tertentu yang menentukan pengendapan pasir serta dengan besar butir material yang ada dalam arus pengendap.

Pasir cenderung memiliki pembandelaan yang ketat. Butiran-butiran yang tidak bulat cenderung mengendap dengan sumbu panjang terletak sejajar dengan bidang pengndapan; pada beberapa kasus, butiran-butiran seperti itu memperlihatkan imbrikasi. Pada kebanyakan kasus, butiran-butiran dalam penampang yang sejajar dengan bidang perlapisan memperlihatkan kesejajaran yang lemah dengan arah aliran arus pengendap. Pada kasus yang relatif jarang terjadi, orientasinya random akibat gangguan-gangguan pasca-pengendapan, terutama oleh organisme (bioturbasi).2. Void : ruang kosong diantara rangka

Void membentuk 3035% volume batupasir biasa. Volume void dapat berkurang akibat terbentuknya matriks atau akibat terpresipitasikannya semen

Mineralogi Partikel Pasir yang umum

1. Kuarsa :

Monokristalin : Kuarsa detritus pada kebanyakan batupasir memiliki diameter < 1,0 mm dan umumnya memiliki diameter < 0,6 mm (Dake, 1921).

polikristalin : yakni kuarsa yang merupakan komposit dan terbentuk dari dua atau lebih satuan kristal, Partikel kuarsa yang diameternya > 1,0 cenderung merupakan kompositmerupakan zat polikristalin

2. Feldsfar

Felspar dalam batupasir mencakup K-felspar, terutama mikroklin, dan plagioklas (umumnya termasuk ke dalam sub-spesies albit)

3. Fragmen batuan

Dickinson (1970) menyarankan digunakan-nya kriteria operasional, terutama tekstur, untuk menggolongkan fragmen batuan. Dia menggolongkan fragmen batuan ke dalam lima kategori: (1) fragmen batuan vulkanik yang bertekstur afanitik; (2) fragmen batuan klastika yang bertekstur fragmental; (3) fragmen tektonit yang memiliki kemas schistose atau semischistose; (4) partikel mikrogranuler, yakni batuan yang disusun oleh partikel-partikel yang ukurannya lebih kurang sama dan bentuknya lebih kurang seperti kubus; dan (5) fragmen batuan karbonat. Setiap kategori tersebut di atas dapat dibagi lebih jauh. Fragmen batuan vulkanik dapat dibagi menjadi (a) fragmen batuan felsik; (b) fragmen batuan microlitic; (c) fragmen batuan lathwork; dan (d) fragmen batuan vitric. Fragmen batuan klastika dapat dibagi menjadi: (a) fragmen lanauan-pasiran; (b) fragmen argilitan; dan (c) fragmen batuan vulkaniklastik. Fragmen tektonit dapat dibagi menjadi: (a) fragmen metasedimen; dan (b) fragmen metavulkanik. Dengan susah payah, partikel mikrogranuler dapat dibagi menjadi: (a) fragmen batuan hipabisal; (b) fragmen hornfelsic; dan (c) fragmen sedimen.

Matriks :

Enam macam material matriks dan semen yang berbeda dapat dikenali pada batupasir (Dickinson, 1970a). Ini mengikutsertakan :

(1). Mud kaya clay , klastik atau protomatrix

(2). Rekristalisasi protomatriks , atau orthomatrix

(3). Fragment lithic yang terekristalisasi dan terdeformasi , atau pseudomatrix

(4). Polymineralic, matrix diagenetik yang dihasilkan neokristalisasi dan alterasi dari framework grain., disebut epimatrix.

Semen:

(5). Semen phyllosilikat homogen, mengikutsertakan smectites , chlorites, chlorites-vermiculites, kaolinites , celadonite , illite dan muscovite

(6). Semen nonphyllosilicate, Tersusun atas mineral seperti kalsit ,kuarsa , dolomite , hematite , mineral phosphate , mangan oksida , dan Zeolites.

Membedakan berbagai tipe matriks dan semen dari berbagai batuan mungkin sulit , namun analisa pethografi , kimia dan tekstural detil dapat digunakan untuk membedakan diantara unsure penyusun klastik dan nonklastik (Almon , Fullerton, dan Davies, 1976; S.C. Meyer, Textoris dan Dennison, 1987).