Rabu, 16 September 2015

PETROGRAFI BATUAN BEKU


Petrografi batuan beku menggambarkan keadaan mineral (yang bisa diamati)
dan teksturnya, yang masing-masing sebagai fungsi komposisi kimia dan sejarah
pembekuannya. Pengamatan pada sayatan tipis batuan dilakukan dibawah
mikroskop.Praktikum petrografi batuan beku merupakan kelanjutan dari praktikum
petrologi batuan beku.
Yang diamati dalam pemeriaan petrograti bervariasi, tergantung kepentingannya.
Tetapi pada umumnya untuk batuan beku (sebagai contoh meliputi) :
1. Warna, struktur dan gambaran umum
2. Ukuran mineral
3. Kandungan kuarsa, bila tidak ada dicari mineral-mineral tidak jenuh silica
4. Kandungan feldspar, perbandingan plagioklas alkali feldspar dan jenis
plagioklasnya ,
5. Kandungan mafik mineral (olivine, piroksen, amphibol, mika)
6. Kandungan mineral opak dan indeks warna
7. Mineral assesori (mineral tambahan)
8. Tekstur
9. Alterasi (mineral ubahan)
10. Nama

mineral pembentuk batuan beku















PENGENALAN TEKSTUR DAN STRUKTUR BATUAN BEKU
1. Struktur : Amigdaloidal, Vesikuler, Skoria
2. Tekstur :
- Tekstur umum
a. Derajat kristalisasi
- Holokristalin berupa granular, mikrolit dan kristalit
- Hipokristalin tediri dari kristal dan massa gelas
- Holohialin tersusun atas massa gelas saja
Kemas
- Equigranular : Panidiomorfik granular Hipidiomorfik granularAllotriomorfik granular
- Inequigranular : Portiritik, Vitroverik Porfiroafanitik, dan Felsoferik
Tekstur khusus
a. Tekstur intergrowth 
-Grafik, tumbuh bersama antara alkali feldspar dengan kuarsa, disini kuarsa berbentuk runcing – runcing.
-Granoferik, tekstur yang dibentuk oleh kalium feldspar dan kuarsa dimana kuarsa menginklusi didalam kalium feldspar.

Granoferik











-Mermekitik, kuarsa yang berbentuk menjari diinklusi oleh plagioklas asam (oligoklas).




mermekitik











-Intergranular, tekstur dimana ruang antar butir plagioklas ditempati oleh olivin, piroksen, atau bijih besi.

Intergranular
-Diabasik, plagioklas tumbuh bersama dengan piroksen, disini piroksen tidak terlihat jelas, plagioklas radier terhadap piroksen.
-Ofitik, plagioklas tumbuh secara acak dan merata ditutupi oleh piroksen atau olivine yang utuh, disini piroksen lebih besar dari plagioklas.

Ofiotik
-Subofitik ofitik, plagioklas tumbuh secara acak dan merata bersamaan dengan piroksen, dimana ukuran plagioklas lebih besar dibandingkan dengan mineral piroksen dan olivin yang ditutupinya.





Senin, 21 Mei 2012

HYDROCARBONS IN SEDIMENTARY BASINS

1 Sedimentary Basins: Overview

The Sedimentary Basin Concept
The sedimentary layers at the earth's surface overlie a complex of igneous & metamorphic rocks that, in continental areas, we call basement (Fig 1). A sedimentary basin occupies a depression in the basement surface. Geologists usually use the term basin to include both the depression itself and the thicker-than-average sediments that fill it..


In contrast to basins, areas that receive a normal veneer of sediment over the basement are called platforms or shelves (Fig 2). Arches, which are located over regional basement uplifts, receive thinner-than-average sediment. Arches have persistent regional positive relief, platforms neutral relief, & basins negative relief with respect to their surroundings. However, these terms are defined without reference to topography, & a sedimentary basin need not be a marked topographic basin. It can occur as part of a mountain chain, on continental peneplains or in ocean areas. Conversely, a present-day deep ocean basin is not necessarily a sedimentary basin, since many are floored by igneous rock with only a veneer of sediment. Basins often change through time, & can undergo several distinct stages. They can evolve from one basin type into another. They can also develop in areas that were originally shelves & arches.

Geometry of Sedimentary Basins
With regard to geometry, basins vary widely in both size & shape. They usually cover an area of at least 1000 km2, but some of the world's largest basins have areas of several million square kilometers. Maximum sediment thickness, at a basin's depocenter, usually exceeds 2 or 3 km & can reach over 10 km in some cases. Some basins are circular or elliptical in map view. Others appear rectangular & trough-like. Some basins are actually embayments that open out into larger sediment- tary basins & lack closure. A basin can be symmetrical or asymmetrical in x-sect profile, or it can have an irregular profile.

 

It is tempting to believe that a sedimentary basin was deepest where its sediments are thickest, but this is not necessarily true. An example of this is a basin that received land-derived sediments from a single source direction, as in a delta (Fig 3), Non-coincidence of depocenters, topo-graphic low & point of maximum basement subsidence in a land-derived, prograding clastic wedge). In this case, the depocenter of a sedimentary unit will initially be adjacent to the basin margin, & sediments will thin seaward.

In time, the depocenter migrates laterally away from the basin margin, toward the topo-graphic low, where water depth is greatest. At any one time, the basin's depocenter, the point of maximum basement subsidence, & the topographic low will probably not coincide. Similarly in carbonate basins, most deposition takes place along the shallow shelf margins, where organisms thrive in well-oxygenated, nutrient-rich conditions. Reefs & skeletal carbonate sands thin both toward the basin margin & toward the condensed lime mud sequences of the deeper basin.

Sediment Fill
Basins can be characterized by the sediments that fill them. They can be dominated by continental, shallow marine, or deep marine sediments, depending on their elevation & the interplay between the rate of subsidence & the rate of sedimentation. Most sedimentary basins show that subsidence & deposition took place at about the same time. If sedimentation keeps pace with subsidence in a marine basin, no unfilled void ever exists, & the basin will be filled with shallow-water sediments. At the other extreme, initial subsidence can produce a deep void that is later filled. This can produce some secondary isostatic subsidence as a result of sediment load.
Basins that develop far from terrigenous sources of sediment, or are isolated from them by to pographic barriers or sills, may contain abundant carbonates or evaporites, depending on the paleo-climate. They may also be starved basins, filled mainly with water & receiving very little sediment.

Tectonic Processes & Timing
An important aspect of sedimentary basins is the nature and timing of tectonic processes. The types of folds & faults that develop within a basin are partly due to deformation mechanisms & partly to its sediments. Deformation by compression commonly produces folds & thrust faults; extension leads to normal & block faulting. However, the presence of such features as salt domes & growth faults is largely dependent on the nature & thickness of the basin's sediment fill.
When considering the generation, migration, & accumulation of petroleum, the timing of structural growth is very important. Petroleum accumulation is often favored by active structural deformation during sedimentation, which leads to rapid changes in sediment facies & thickness. Organic-rich shales can be deposited in deep, structurally low areas, while coarser-grained reservoir facies & combination traps can develop over structural highs. Unconformities & faults are often present to assist migration processes.
When sediments both accumulate & are folded at the same time, anticlines may change in shape & amplitude & their crests may shift laterally with time as they grow. This can make it dif-ficult to decide just where to drill to locate an oil pool. Problems of this kind have been encountered in petroleum exploration in the Northwest Desert of Egypt (Metwalli et al., 1979).
Structural deformation which occurs at a late stage of basin sedimentation can also assist the generation of oil, since it may be accompanied by higher-than-average heat flow. Such basins are often called structural basins, because they have acquired their present basin architecture after deposition has ceased. This is often indicated by the presence of facies & paleocurrent directions which are discordant & not concentric with the basin's outline. These basins will tend to have pure structural traps. However, if any structures are formed after petroleum generation and migration have ceased, they may well be barren.
Extreme tectonics following basin development can produce adverse effects. If defor-mation elevates the reservoir rocks to the near-surface, ground water invasion or erosion can occur, & with it, the degradation or loss of oil & gas. In contrast, high heat flow & deep tectonic burial of reservoir rocks can cause metamorphism & over-maturation of hydrocarbons.

Basin-Forming Mechanisms
Basins form as a result of large-scale vertical & horizontal movements within the earth's upper layers, which can be explained through the widely accepted theory of plate tectonics. The location of basins with respect to the earth's plates, therefore, is fundamental to classification. A detailed treatment of this topic is beyond the scope of this discussion, but further details will be found in references such as Fischer & Judson (1975), Seyfert & Sirkin (1973) & Davies & Runcorn (1980). The basic concepts of plate tectonics, as it relates to sedimentary basin formation, may be briefly stated as follows.


The earth's outermost shell is a rigid layer called the lithosphere, which consists of crust & upper- most mantle. Topographic lows form on the earth's surface where the crust is thin, & composed of dense basaltic rocks Fig 4, The earth's outermost layers. Oceans occupy these topographic lows, & so this dense crust is called ocean crust. On the other hand, continental crust is thick, composed of lighter, granitic rocks, & is, therefore, topographically higher than ocean crust. Sedimentary basins form either on continental crust or on intermediate crust. Intermediate crust occurs at the boundary between ocean & continental crust & is transitional between them.
The rigid lithosphere overlies a less viscous layer called the asthenosphere. Convection in the asthe- nosphere causes the rigid lithosphere to break apart into plates that move slowly across the earth's surface with respect to one another. There are about eight major, well-defined plates on the earth's surface today. Fig 5, distribution of lithospheric plates, showing relative velocity & direction of plate separation & convergence in centimeters per year, as well as many smaller microplates whose details are somewhat less clear. The interiors of plates are relatively stable, but their edges are tectonically active.
Plates break apart, or diverge, at mid-ocean ridges, as basalt upwells from the mantle to form new ocean crust and the sea floor spreads laterally. The forces involved are mainly extensional, & the process begins over continental crust.


Divergence is initiated by upwelling convection currents, which produce a dome-like bulge in the crust Fig 6a, Initiation of rifting & ocean floor spreading over continental crust. When forces become too great, this bulge rifts in a radial pattern, usually with three branches (Fig 6b). As plate separation takes place, only two arms of the rift actually continue to spread. They connect up with two arms of other triple rifts, and eventually become a small ocean basin. The third arm stops opening, and becomes a failed rift (Fig 6c). A modern example of this is the Red Sea & Gulf of Aden, which are an incipient ocean basin involving two rift branches, thus causing Africa to move away from Arabia. The long East African rift valley is being left behind as a failed third arm. Fig 7, Red Sea, Gulf of Aden, East Africa rift, shown as faulted grabens in the center of the uplifted &broken Nubian-Arabian shield. As the sea floor continues to spread, new ocean crust is added only at the axial zone, where a mid-ocean ridge begins to form. The separated continents are now far apart, & basins develop along their passive margins (Fig 8, Model of a diverging plate boundary, showing the basins that develop along the passive margins of the continents). This configuration is analogous to the Atlantic ocean margins of today.

Where plates come together or converge, the dominant forces are compressional. At a subduc tion z, the leading edge of one plate overrides another, & the overridden plate is dragged down into the mantle & consumed (Fig 9, Mo del of a subducting plate margin, showing ma jor tectonic elements & associated basins). Island-arcs can be created by volcanism mixing of continental ocean crusts near a subduction zone Small basins will form adjacent to such arcs. Subduction processes involve mostly ocean crust, since continents are too buoyant to be drawn down into the mantle. Subduction can even occur where two ocean plates converge but no continental mass is involved. Sedimentary basins are not formed in this latter setting, however, and the overridden plate will eventually be completely consumed. A continent on a plate's leading edge can com-press & form coastal mountain ranges like the Andes. Fig 10, Model of a collision- al plate mar gin, showing collision between ocean plate & a continental margin. As the ocean crust that separates 2 continents con-tinues to be consumed, the continents conver ge & eventually collide
Fig 11 , Model of a collisional plate margin, showing contintent- continent collision). The narrow linear zones of continent-continent or arc-continent collisions have frequently been called sutures. Small, complex basins form adjacent to mountain uplifts & along tectonic sutures in both of these situations.At some convergent plate boundaries, crust is not consumed. Instead, two plates slide by one another by means of long, transcurrent or strike-slip faults. Small, deep basins can form adjacent to such fault complexes, such as the basins of California adjacent to the transcurrent San Andreas Fault (Crowell, ‘74) Fig 12, Transcurrent faulting along the convergent plate margin in California, USA.

In summary, there are 3 fundamental types of plate boundaries: 1) Mid-ocean ridges, 2) Subduction zones & sutures, & 3) Transcurrent faults.

Basins are created along the passive margins of pulled apart continents & along the less successful failed arms of triple rifts. Basins are also created along active con-vergent continental margins, where subduction, continental suturing or transcurrent faulting takes place.
Finally, there is a third group of basins that are found within the stable interiors of plates & whose origin may be less closely linked to plate tectonic processes.



Sedimentary Basin Classification


Over the years, many different basin classification schemes have been proposed, as geological thought has evolved from the geo-syncline concept to plate tectonics. However, in the petroleum industry, a classification is needed that emphasizes the role of the sedimentary basin as a container for oil & gas.
This is particularly important since more than a third of the world's basins can still be considered frontier basins when it comes to petroleum exploration. If we can find ways to group known petroleum ba- sins that have common oil & gas charac- teristics, we can relate this data to look-alike basins, with unknown petroleum prospects or areas that have not been fully developed.

The basin classification presented here combines the schemes of both Huff (1978, 1980) & Klemme (1980) Fig 13. It is similar to many such schemes that are widely used in the industry. There are a total of ten basin types: two that are related to stable continental plates; two that develop through plate divergence; & four that relate to plate convergence. Two other types, basins that downwarp into small oceans, form a separate class because of their unique petroleum features.

These downwarp basins are associated with either small spreading, or small shrinking seas. Tertiary-age deltas are overprints superimposed onto sedimentary basins belonging to other basin types. Other basin classification schemes include those of Bally & Snelson (1980), Uspenskaya (1967) & Perrodon (1971).
Of course, all basins are to some extent unique & they do not necessarily fit neatly into such categories. Not all geologists will agree when it comes to assigning a particular basin to a particular class. For example the Sverdrup basin of the Canadian arctic has been variously assigned to the interior basin (Huff, 1980) & opening downwarp classes (Bally & Snelson, 1980; Klemme, 1980).

Exercise 1.  Give one example in which a basin's depocenter, its topographic low point, and its point of maximum basement subsidence will not, in all likelihood, coincide.
Solution
A basin that receives land-derived sediments from a single source direction. An example is a delta (or any other seaward prograding, clastic wedge)
A carbonate-rich basin. Typically deposition is at a maximum along shallow shelf margins, where shelly organisms thrive in greatest abundance

Exercise 2. Relate the following features to either convergent or divergent plate tectonic processes:
A. ____________ upwelling in the asthenosphere.
B. ____________ suture zone.
C. ____________ failed arm rift.
D. ____________ large-scale transcurrent (strike-slip) fault motion.
E. ____________ active continental margin.
F. ____________ passive continental margin.
Solution
Relate the following features to either convergent or divergent plate tectonic processes:
A. Divergent upwelling in the asthenosphere.
B. Convergent suture zone.
C. Divergent failed arm rift.
D. Convergent large-scale transcurrent (strike-slip) fault motion.
E. Convergent active continental margin.
F. Divergent passive continental margin.

Exercise 3. What is the sequence of events which leads to the development of a new ocean basin and the splitting apart of continents?
Solution
Upwelling convection in the asthenosphere produces a dome-like bulge in the continental crust. This bulge splits in a radial pattern, usually with three branches.
Two arms of the rift connect up with two arms of other rifts, and they continue to spread as basaltic ocean crust is added. These become a new ocean basin. &  The failed third arm becomes dormant.















HUBUNGAN SEDIMEN KARBONAT TERHADAP LINGKUNGAN PEGENDAPAN


Batuan karbonat adalah batuan sedimen yang mempunyai komposisi yang dominan (lebih dari 50%) terdiri dari garam-garam karbonat, yang dalam prakteknya secara umum meliputi Batugamping dan Dolomit.
Proses Pembentukannya dapat terjadi secara insitu, yang berasal dari larutan yang mengalami proses kimiawi maupun biokimia dimana pada proses tersebut, organism turut berperan, dan dapat pula terjadi butiran rombakan yang telah mengalami transportasi secara mekanik dan kemudian diendapkan pada tempat lain, dan pembentukannya dapat pula terjadi akibat proses diagenesa dari batuan karbonat yang lain (sebagai contoh yang sangat umum adalah proses dolomitisasi, dimana kalsit berubah menjadi dolomite).
Seluruh proses pembentukan batuan karbonat tersebut terjadi pada lingkungan laut, sehingga praktis bebas dari detritus asal darat.
Batuan karbonat memiliki nilai ekonomi yang penting, sebab mempunyai porositas yang memungkinkan untuk terkumpulnya minyak dan gas alam, terutama batuan karbonat yang telah mengalami proses dolomitisasi, sehingga hal ini menjadikan perhatian khusus pada geologi minyak bumi. Disamping sebagai reservoir minyak dan gas alam, batuan karbonat juga dapat berfungsi sebagai reservoir airtanah, dan dengan adanya porositas dan permeabilitasnya serta mineral-mineral batuan karbonat yang mudah untuk bereaksi maka batuan karbonat dapat menjadi tempat berkumpulnya endapan-endapan bijih.
Karena pantingnya Batuan karbonat sebagai batuan yang dapat menyimpan mineral ekonomis maka penting untuk mengatahui genesa, dan energi yang mempengaruhi pembentukan batuan karbonat tersebut, sehingga dapat diperoleh gambaran untuk kegiatan eksplorasi.
Batuan karbonat adalah batuan sedimen yang mempunyai komposisi yang dominan (lebih dari 50%) terdiri dari garam-garam karbonat, yang dalam prakteknya secara umum meliputi Batugamping dan Dolomit.
Proses Pembentukannya dapat terjadi secara insitu, yang berasal dari larutan yang mengalami proses kimiawi maupun biokimia dimana pada proses tersebut, organism turut berperan, dan dapat pula terjadi butiran rombakan yang telah mengalami transportasi secara mekanik dan kemudian diendapkan pada tempat lain, dan pembentukannya dapat pula terjadi akibat proses diagenesa dari batuan karbonat yang lain (sebagai contoh yang sangat umum adalah proses dolomitisasi, dimana kalsit berubah menjadi dolomite).
Seluruh proses pembentukan batuan karbonat tersebut terjadi pada lingkungan laut, sehingga praktis bebas dari detritus asal darat.
Batuan karbonat memiliki nilai ekonomi yang penting, sebab mempunyai porositas yang memungkinkan untuk terkumpulnya minyak dan gas alam, terutama batuan karbonat yang telah mengalami proses dolomitisasi, sehingga hal ini menjadikan perhatian khusus pada geologi minyak bumi. Disamping sebagai reservoir minyak dan gas alam, batuan karbonat juga dapat berfungsi sebagai reservoir airtanah, dan dengan adanya porositas dan permeabilitasnya serta mineral-mineral batuan karbonat yang mudah untuk bereaksi maka batuan karbonat dapat menjadi tempat berkumpulnya endapan-endapan bijih.
Karena pantingnya Batuan karbonat sebagai batuan yang dapat menyimpan mineral ekonomis maka penting untuk mengatahui genesa, dan energi yang mempengaruhi pembentukan batuan karbonat tersebut, sehingga dapat diperoleh gambaran untuk kegiatan eksplorasi.
Pengertian Batuan Karbonat
Menurut Pettijohn (1975), batuan karbonat adalah batuan yang fraksi karbonatnya lebih besar dari fraksi non karbonat atau dengan kata lain fraksi karbonatnya >50%. Apabila fraksi karbonatnya <50% maka, tidak bisa lagi disebut sebagai batuan karbonat. Fraksi-fraksi yang umum dapat dapat dilihat pada tabel berikut :


Endapan-endapan karbonat pada masa kini terutama tersusun oleh aragonite, disamping itu juga kalsit dan dolomite. Aragonite tersebut kebanyakan berasal dari proses biogenic(ganggang hijau atau calcareous green algae) atau hasilpresipitasi langsung dari air laut secara kimiawi. Aragonite ini bersifat tidak stabil, aslinya segera setelah terbentuk akan berubah menjadi kalsit. Oleh karena adanya proses substitusi Cu dan Mg, maka endapan kalsit pada endapan masa kini ada dua macam, yaitu :
1.      Low-Mg calcite, apabila kandungan MgCO3<4% dan terbentuk pada daerah yang dingin.
2.      High-Mg calcite, apabila kandungan MgCO3>4% dan terbentuk pada daerah yang hangat.
Komposisi Kimia dan Mineralogi Batuan Karbonat
Mineralogi dan Komposisi kimia batuan karbonat tidak memperlihatkan lingkungan pengendapan, tetapi penting sebagai derajat diagenesa rekristalisasi dan penggantian kalsium karbonat (Graha, 1987).
a. Aragonit : CaCO3 (Ortorombik)
Bentuk yang paling tidak stabil, sering dalam bentuk serabut. Jarum-jarum aragonit biasanya diendapkan secara kimiawi, dari prespitasi langsung dari air laut. Diagenesanya berubah menjadi kalsit, juga organisme membuat rumah (test) dari aragonit seperti moluska.
b. Kalsit : CaCO3 (Heksagonal)
Mineral ini lebih stabil, dan biasanya merupakan hablur yang baik. Terdapat sebagai rekristalisasi dari aragonit, sering merupakan cavity filling atau semen, dalam bentuk kristal – kristal yang jelas. Kebanyakan gamping terdiri dari kalsit.
c. Dolomit : CaMg (CO3)2
Juga merupakan mineral penting, terutama sebagai batuan reservoir, kristal sama dengan kalsit berbedanya pada bidang refraksi dari kalsit. Terjadi secara primer (precipitasi langsung dari air laut), tetapi kebanyakan hasil dolomotisasi dari kalsit.
d. High Magnesium Kalsit
Larutan padat dari MgCOdalam kalsit. Tidak begitu banyak terdapat, sering merupakan batuan dolomit Ls.
e. Magnesit : MgCO3
Biasanya berasosiasi denga evaporit.


Lingkungan Pengendapan Karbonat
Beberapa faktor yang penting dan sangat mempengaruhi pengendapan batuan karbonat adalah:
a.       Pengaruh sedimen klasitik asal darat
Pegendapan karbonat memerlukan lingkungan yang praktis bebas dari sedimen klastik asal darat.  Karena sedimen klastik dari darat dapat menghambat proses fotosintesa ganggang gampingan.
b.      Pengaruh iklim dan suhu
Batuan karbonat diendapkan di daerah perairan yang bersuhu hangat dan beriklim tropis sampai subtropis.
c.       Pengaruh Kedalaman
Pada umumnya dan kebanyakan, batuan karbonat diendapkan di daerah perairan dangkal dimana masih terdapat sinar matahari yang bisa menembus kedalaman air. Terdapat suatu garis yang merupakan batas kedalaman air dimana sedimen karbonat dapat ditemukan pengendapannya yang disebut dengan CCD (Carbonate Compensation Depth).
d.      Faktor mekanik
Faktor mekanik yang mempengaruhi kecepatan pengandapan batuan karbonat yaitu antara lain aliran air laut, percampuran air, penguraian oleh bakteri, proses pembuatan organik pada larutan, serta pH air laut.
Penyusun Batuan Karbonat
Penyususn batugamping menurut Tucker (1991), komponen penyusun batugamping dibedakan atas non skeletal grain, skeletal grain, matrix dan semen.
1. Non Skeletal grain, terdiri dari :
a.     Ooid dan Pisoid
Ooid adalah butiran karbonat yang berbentuk bulat atau elips yang punya satu atau lebih struktur lamina yang konsentris dan mengelilingi inti. Inti penyusun biasanya partikel karbonat atau butiran kuarsa (Tucker, 1991). Ooid memiliki ukuran butir < 2 mm dan apabila memiliki ukuran > 2 mm maka disebut pisoid.
b.    Peloid
Peloid adalah butiran karbonat yang berbentuk bulat, elipsoid atau merincing yang tersusun oleh mikrit dan tanpa struktur internal. Ukuran peloid antara 0,1 – 0,5 mm. Kebanyakan peloid ini berasala dari kotoran (faecal origin) sehingga disebut pellet (Tucker 1991).
c.     Agregat dan Intraklas
Agregat merupakan kumpulan dari beberapa macam butiran karbonat yang tersemenkan bersama-sama oleh semen mikrokristalin atau tergabung akibat material organik. Sedangkan intraklas adalah fragmen dari sedimen yang sudah terlitifikasi atau setengah terlitifikasi yang terjadi akibat pelepasan air lumpur pada daerah pasang surut atau tidal flat (Tucker,1991).
2.    Skeletal Grain
Skeletal grain adalah butiran cangkang penyusun batuan karbonat yang terdiri dari seluruh mikrofosil, butiran fosil, maupun pecahan dari fosil-fosil makro. Cangkang ini merupakan allochem yang paling umum dijumpai dalam batugamping (Boggs, 1987). Komponen cangkang pada batugamping juga merupakan penunjuk pada distribusi invertebrata penghasil karbonat sepanjang waktu geologi (Tucker, 1991).
3.    Lumpur Karbonat atau Mikrit
Mikrit merupakan matriks yang biasanyaberwarna gelap. Pada batugamping hadir sebagai butir yang sangat halus. Mikrit memiliki ukuran butir kurang dari 4 mikrometer. Pada studi mikroskop elektron menunjukkan bahwa mikrit tidak homogen dan menunjukkan adanya ukuran kasar sampai halus dengan batas antara kristal yang berbentuk planar, melengkung, bergerigi ataupun tidak teratur. Mikrit dapat mengalami alterasi dan dapat tergantikan oleh mozaik mikrospar yang kasar (Tucker, 1991).
4.    Semen
Semen terdiri dari material halus yang menjadi pengikat antar butiran dan mengisi rongga pori yang diendapkan setelah fragmen dan matriks. Semen dapat berupa kalsit, silika, oksida besi ataupun sulfat.
Tekstur dan Struktur Batuan Karbonat
Tekstur pada batuan karbonat bervariasi, mulai dari tekstur yang terdapat pada batuan detritus seperti besar butir, pemilahan, dan rounding, hingga yang menunjukkan hasil pengendapan kimiawi. Matrixnya juga bervariasi dari lumpur karbonat berbutir padat hingga kristal-kristal kalsit atau dolomit. Tekstur juga ada yang terbentuk dari pertumbuhan organisme.
Tekstur pada batu gamping kebanyakan hampir sama dengan jenis tekstur pada batuan detritus seperti batu pasir. Hal ini menunjukkan bahwa proses pembentukan batuan karbonat dan batu pasir hampir sama.
Apabila batu gamping tersusun atas klastik, kebanyakan struktur yang terdapat pada batuan detritus juga muncul pada batuan ini. Struktur-struktur seperti cross-bedding, ripple marks, dunes, graded bedding, dan imbricate bedding banyak dijumpai pada batuan karbonat walaupun tidak mudah terlalu mudah diamati karena sedikitnya perbedaan warna pada tiap lapisan di batuan karbonat.
Tipe laminasi yang paling banyak ditemukan dibentuk oleh organisme seperti alga hijau/biru yang tumbuh di daerah berombak. Organisme ini tumbuh sebagai serat-serat dan membentuk serabut dengan memerangkap dan menyatukan mikrokristal karbonat. Adanya ombak yang datang dan menyapu butiran pasir di pantai membuat formasi laminasi yang terdiri atas material organik.
Stylolit merupakan permukaan tak beraturan dari endapan karbonat yang tertekan. Stylolit ini merepresentasikan 25% hingga 90% batuan karbonat yang terlarut.


KESIMPULAN
Sedimen karbonat hanya berada di lingkungan pengendapan
-ber iklim tropis-subtropis
-bebas dari sedimen klastik asal darat
- perairan dangkal


PROSES PEMBENTUKAN BATUAN METAMORF SERTA TIPE-TIPE METAMORFISME

Proses Pembentukan Batuan Metamorf



Batuan metamorf merupakan batuan hasil malihan dari batuan yang telah ada sebelumnya yang ditunjukkan dengan adanya perubahan komposisi mineral, tekstur dan struktur batuan yang terjadi pada fase padat (solid rate) akibat adanya perubahan temperatur, tekanan dan kondisi kimia di kerak bumi (Ehlers and Blatt, 1982).
Jadi batuan metamorf terjadi karena adanya perubahan yang disebabkan oleh proses metamorfosa. Proses metamorfosa merupakan suatu proses pengubahan batuan akibat perubahan tekanan, temperatur dan adanya aktifitas kimia fluida/gas atau variasi dari ketiga faktor tersebut. Proses metamorfosa merupakan proses isokimia, dimana tidak terjadi penambahan unsur-unsur kimia pada batuan yang mengalami metamorfosa. Temperatur berkisar antara 2000 C – 8000 C, tanpa melalui fase cair (Diktat Praktikum Petrologi, 2006).
Faktor-faktor yang menyebabkan terjadinya metamorfosa adalah perubahan temperatur, tekanan dan adanya aktifitas kimia fluida atau gas (Huang, 1962).
Perubahan temperatur dapat terjadi oleh karena berbagai macam sebab, antara lain oleh adanya pemanasan akibat intrusi magmatit dan perubahan gradien geothermal. Panas dalam skala kecil juga dapat terjadi akibat adanya gesekan atau friksi selama terjadinya deformasi suatu massa batuan. Pada batuan silikat batas bawah terjadinya metamorfosa pada umumnya pada suhu 150C +  500C yang ditandai dengan munculnya mineral-mineral Mg – carpholite, Glaucophane, Lawsonite, Paragonite, Prehnite atau Slitpnomelane. Sedangkan batas atas terjadinya metamorfosa sebelum terjadi pelelehan adalah berkisar 6500C-11000C, tergantung pada jenis batuan asalnya (Bucher & Frey, 1994).
Tekanan yang menyebabkan terjadinya suatu metamorfosa bervariasi dasarnya. Metamorfosa akibat intrusi magmatik dapat terjadi mendekati tekanan permukaan yang besarnya beberapa bar saja. Sedangkan metamorfosa yang terjadi pada suatu kompleks ofiolit dapat terjadi dengan tekanan lebih dari 30-40 kBar (Bucher & Frey, 1994).
Aktivitas kimiawi fluida dan gas yang berada pada jaringan antara butir batuan, mempunyai peranan yang penting dalam metamorfosa. Fluida aktif yang banyak berperan adalah air beserta karbon dioksida, asam hidroklorik dan hidroflorik. Umumnya fluida dan gas tersebut bertindak sebagai katalis atau solven serta bersifat membentuk reaksi kimia dan penyetimbang mekanis (Huang WT, 1962).
Tipe-Tipe Metamorfosa
Bucher dan Frey (1994) mengemukakan bahwa berdasarkan tatanan geologinya, metamorfosa dapat dibedakan menjadi dua, yaitu :
1. Metamorfosa regional / dinamothermal
Metamorfosa  regional atau dinamothermal merupakan metamorfosa yang terjadi pada daerah yang sangat luas. Metamorfosa ini terjadi pada daerah yang sangat luas. Metamorfosa ini dibedakan menjadi tiga yaitu : metamorfosa orogenik, burial, dan dasar samudera (ocean-floor).
Metamorfosa Orogenik
Metamorfosa ini terjadi pada daerah sabuk orogenik dimana terjadi proses deformasi yang menyebabkan rekristalisasi. Umumnya batuan metamorf yang dihasilkan mempunyai butiran mineral yang terorientasi dan membentuk sabuk yang melampar dari ratusan sampai ribuan kilometer. Proses metamorfosa ini memerlukan waktu yang sangat lama berkisar antara puluhan juta tahun lalu.
Metamorfosa Burial
Metamorfosa ini terjadi oleh akibat kenaikan tekanan dan temperatur pada daerah geosinklin yang mengalami sedimentasi intensif, kemudian terlipat. Proses yang terjadi adalah rekristalisai dan reaksi antara mineral dengan fluida.
Metamorfosa Dasar dan Samudera
Metamorfosa ini terjadi akibat adanya perubahan pada kerak samudera di sekitar punggungan tengah samudera (mid oceanic ridges). Batuan metamorf yang dihasilkan umumnya berkomposisi basa dan ultrabasa. Adanya pemanasan air laut menyebabkan mudah terjadinya reaksi kimia antara batuan dan air laut tersebut.
2. Metamorfosa Lokal
Merupakan metamorfosa yang terjadi pada daerah yang sempit berkisar antara beberapa meter sampai kilometer saja. Metamorfosa ini dapat dibedakan menjadi :
Metamorfosa Kontak
Terjadi pada batuan yang menalami pemanasan di sekitar kontak massa batuan beku intrusif maupun ekstrusif. Perubahan terjadi karena pengaruh panas dan material yang dilepaskan oleh magma serta oleh deformasi akibat gerakan massa. Zona metamorfosa kontak disebut contact aureole. Proses yang terjadi umumnya berupa rekristalisasi, reaksi antara mineral, reaksi antara mineral dan fluida serta penggantian dan penambahan material. Batuan yang dihasilkan umumnya berbutir halus.
·         Pirometamorfosa/ Metamorfosa optalic/Kaustik/Thermal.
Adalah jenis khusus metamorfosa kontak yang menunjukkan efek hasil temperatur yang tinggi pada kontak batuan dengan magma pada kondisi volkanik atau quasi volkanik. Contoh pada xenolith atau pada zone dike.

·         Metamorfosa Kataklastik/Dislokasi/Kinemati/Dinamik
Terjadi pada daerah yang mengalami deformasi intensif, seperti pada patahan. Proses yang terjadi murni karena gaya mekanis yang mengakibatkan penggerusan dan sranulasi batuan. Batuan yang dihasilkan bersifat non-foliasi dan dikenal sebagai fault breccia, fault gauge, ataumilonit.

·         Metamorfosa Hidrotermal/Metasotisme
Terjadi akibat adanya perkolasi fluida atau gas yang panas pada jaringan antar butir atau pada retakan-retakan batuan sehingga menyebabkan perubahan komposisi mineral dan kimia. Perubahan juga dipengaruhi oleh adanya confining pressure.

·         Metamorfosa Impact
 Terjadi akibat adanya tabrakan hypervelocity sebuah meteorit. Kisaran waktunya hanya beberapa mikrodetik dan umumnya ditandai dengan terbentuknya mineral coesite danstishovite. Metamorfosa ini erat kaitannya dengan pab\nas bumi (geothermal).

·         Metamorfosa Retrogade/Diaropteris
Terjadi akibat adanya penurunan temperature sehingga kumpulan mineral metamorfosa tingkat tinggi berubah menjadi kumpulan mineral stabil pada temperature yang lebih rendah (Combs, 1961).

TANAH (GEOLOGI TEKNIK)


TANAH
Himpunan mineral, bahan organik, dan endapan-endapan yg relatif lepas (loose) yg terletak di atas batuan dasar (bedrock)
Proses pelapukan batuan atau proses geologi lainnya yg tjd di permukaan bumi emmbentuk tanah
Pembentukan tanah : - proses fisik - proses kimia
Klasifikasi
Tanah residual: Tanah hasil pelapukan yg msh berada di tempat asalnya
Tanah terangkut (transported soil) : tanah yg sudah berpindah tempatnya
Lempung: jenis tanah yg bersifat kohesif dan plastis
Pasir : tanah yg tdk kohesif dan tdk plastis
Tanah Bermasalah
-Tanah Lempung Lunak (Soft Soil)
Definisi:
Tanah lempung lunak (soft clay) didefinisikan sebagai tanah lempung yang memiliki
            kuat geser undrained,         Cu < 0.25 kg/cm2 , atau
            perkiraan nilai SPT,    N   < 5 blows/ft, atau
            nilai perlawanan konus qc < 15 kg/cm2
PERMASALAHAN
         Muka air banjir relatif tinggi
         Daya dukung sangat rendah
         Kompresibilitas tinggi
         Konsolidasi terjadi dalam waktu lama
TEKNIK PERBAIKAN TANAH
ü  Prakonsolidasi
ü  Penggunaan Vertical drain (Sand drain atau PVD)
ü  Geosintetis
ü  Pondasi tiang

  -Tanah Gambut (Peat Soil)
Definisi:
Tanah gambut (peat soil) merupakan tanah yang mengandung bahan organik dalam jumlah yang desar sehingga mempengaruhi sifat rekayasa tanah tersebut.  Dengan demikian sistem klasifikasi tanah berbeda dengan tanah lempung.
Permasalahan:
         Muka air  tanah tinggi
         Daya dukung sangat rendah
         Kompresibilitas tinggi
         Konsolidasi sekunder berlangsung sangat lama
         Proses dekomposisis berlangsung lama
         Kestabilan dalam arah lateral
LANGKAH PENANGANAN
         Tentukan jenis tanah berdasarkan serat
         Tentukan metode prediksi pemampatan di lapangan
         Tentukan metode stabilisasi

-  Tanah Ekspansif (Swelling Soil)
Tanah ekspansif adalah tanah yang memiliki sifat kembang susut yang besar dan perilakunya sangat dipengaruhi oleh air
         Berdasarkan kandungan mineralnya: Montmorillonite
   dan bentonite merupakan mineral tanah ekspansif
           Berdasarkan kandungan unsur kimianya, makin tinggi
   valensi dari unsur yang ada makin mudah partikel lempung
   menyerap air
           Berdasarkan konsistensi tanah (LL, PL, IP, SL) dan
   kandungan koloidnya
PERMASALAHAN
         Retak pada lantai dan dinding basement bangunan
         Retak memanjang pada perkerasan jalan
         Stabilitas dalam arah lateral
         Kembang susut terjadi terus menerus


TEKNIK PERBAIKAN TANAH
ü  Penggantian tanah  atau rigid pavement untuk jalan
ü  Lantai bangunan dipisahkan dari tanah pondasi (plat wafel)
ü  Hindarkan pengaruh air
ü  Pondasi tiang
ü  Stabilisasi Kimia (kapur, semen, fly ash, ASP, dll)

-  Tanah Runtuh (Collapsible soil)
Tanah collapsible adalah jenis tanah yang akan mengembang pada saat ditambahkan air, namun apabila kadar air meningkat melebihi kondisi optimum sehingga kejenuhan melebihi 100%, tanah akan runtuh akibat hancurnya ikatan antar butiran tanah (tanah berperilaku seperti lumpur).  Umumnya terjadi pada tanah yang mempunyai kohesi rendah seperti:
Silt,  tanah tak jenuh, tanah loess, tanah timbunan yang dipadatkan pada kondisi dry of optimum
         Specific gravity antara 2,6 – 2,8
           Sebagian besar partikel lolos saringan no 200
           Kerapatan kering di lapangan antara 1 – 1,65 t/m3
            Kerapatan kering pada kondisi optimum 1,55 – 1,75 t/m3
           Batas Atterberg LL 25 – 55%; PL 15 – 30%
           Kadar air optimum 12 – 20%
  Angka pori 0,67 – 1,50
PERMASALAHAN
         Penurunan yang besar (excessive settlement)
         Penurunan yang berbeda (differentian settlement)
         Peneurunan terjadi secara tiba-tiba
LANGKAH PENANGANAN
ü  Pengamatan yang teliti pada kondisi tanah
ü  Memampatkan atau menjenuhkan tanah sebelum kegiatan konstruksi
ü  Hindarkan pengaruh air
ü  Pondasi tiang
ü  Stabilisasi Kimia (kapur, semen, fly ash, ASP, dll)
-Tanah Rentan Likuifaksi
Likuifaksi adalah peristiwa dimana tanah jenuh air berubah perilakunya menjadi seperti benda cair (liquify) akibat beban dinamis (biasnya akibat gempa) sehingga menimbulkan bahaya yang cukup besar terhadap konstruksi diatasnya
Potensi likuifaksi dari suatu lapisan tanah dapat ditentukan dari kombinasi sifat-sifat tanah, faktor lingkungan dan karakteristik gempa.
Potensi likuifaksi
Bedasarkan sifat-sifat tanah: Modulus geser (G),  damping (redaman, J), porositas (n), karakteristik butiran, dan kepadatan relatif (Dr).
Faktor Lingkungan: Riwayat pembentukan tanah, riwayat geologis, koef tekanan tanah lateral (Ko), confining stress (so)
Karakteristik gempa:  Intensitas getaran, lama getaran, besar dan arah getaran
Perbaikan tanah:
         Meningkatan kerapatan (densifikasi)
         Perbaikan dengan cara kimiawi (Solidifikasi)
         Menurunkan derajat kejenuhan dengan dewatering
         Dissipasi tekanan air pori dengan drainase
         Kontrol deformasi (memasang dinding diafragma)
         Memperkuat pondasi
         Penggunaan flexible joint dalam struktur untuk mengurangi bahaya likuifaksi
         Penggunaan geogrid untuk memperkuat pondasi
         Penggunaan sheet-pile untuk embankment (timbunan)

KUAT GESER tanah:merupakan gaya tahanan internal yg bekerja per satuan luas masa tanah untuk menahan keruntuhan atau kegagalan sepanjang bidang runtuh dalam masa tanah tersebut
-uji gesr langsung untuk penentuan fondasi -uji tiga paksi  untuk kstabilan lereng -uji tekan bebas
Atterberg limit test
Test aterberg tujuan untuk mengetahui sifat karakteristik serta klasifikasi dari tanah
      Memberikan batas2 konsistensi dari tanah berbutir halus dgn mempertimbangkan kandungan air tanah
            Batas2 tsb :
      Batas cair (liquid limit)
Kadar air yg dibutuhkan tanah kering yg ditunjukan dlm persen sampai mencapai kondisi plastis
      Batas plastis (plastic limit)
Suatu contoh tnah kadar air yg dinyatakan dlm persen dari suatu mssa tanah pada kondisi kering pada batas antara kondisi plastis dan stengah cair
      Batas susut (shrinkage limit)
Batas plastis (PL) didefinisikan sbg kadar air pd kedudukan antara daerah plastis dan semi padat

n  Purpose of Soil Exploration
n  Different methods
  1. Test trenches and Pits
  2. Auger and Wash Boring
  3. Rotary Drilling
  4. Geophysical Methods
Soil Sampling (Disturbed and Undisturbed)