Contoh Laporan

BAB III

EVOLUSI  TEKTONIK DAERAH PENELITIAN

III.1 Tatanan Evolusi Tektonik Indonesia

Pada 50 juta tahun yang lalu (Awal Eosen), setelah benua kecil India bertubrukan dengan Himalaya, ujung tenggara benua Eurasia tersesarkan lebih jauh ke arah tenggara dan membentuk kawasan Indonesia bagian barat. Saat itu kawasan Indonesia bagian timur masih berupa laut (laut Filipina dan Samudra Pasifik). Lajur penunjaman yang bergiat sejak akhir Mesozoikum di sebelah barat Sumatera, menyambung ke selatan Jawa dan melingkar ke tenggara - timur Kalimantan - Sulawesi Barat, mulai melemah pada Paleosen dan berhenti pada kala Eosen.

Pada 45 juta tahun lalu. Lengan Utara Sulawesi terbentuk bersamaan dengan jalur Ofiolit Jamboles. Sedangkan jalur Ofiolit Sulawesi Timur masih berada di belahan selatan bumi.

Pada 20 juta tahun lalu benua-benua mikro bertubrukan dengan jalur Ofiloit Sulawesi Timur, dan Laut Maluku terbentuk sebagai bagian dari Lut pilipina. Laut Cina Selatan mulai membuka dan jalur tunjaman di utara Serawak - Sabah mulai aktif.

Gambar 3.  Tatanan Tektonik Indonesia

Pada 10 juta tahun lalu, benua mikro Tukang Besi - Buton bertubrukan dengan jalur Ofiolit di Sulawesi Tenggara, tunjaman ganda terjadi di kawasan Laut Maluku, dan Laut Serawak terbentuk di Utara Kalimantan

Pada 5 juta tahun lalu, benua mikro Banggai-Sula bertubrukan dengan jalur ofiolit Sulawesi Timur, dan mulai aktif tunjangan miring di utara Irian Jaya-Papua Nugini.

III.2 Evolusi Tektonik Sulawesi

Rekonstruksi paleogeografik daerah  sulawesi dan sekitarnya dicoba dengan mengacu pada model Hall, 1996 disertai openambahan data dan modifikasi baik sumber yang baik terbit maupun yang tidak terbit.

Pulau Sulawesi terbentuk akibat berbagai aktivitas tektonik konvergen dan longsoran lempeng India-Australia, Pasifik barat dan keraton Asia yang secara tektonostratigrafi mempunyai fenomena geologi yang kompleks dan rumit,di bangun oleh empat litologi yang berbeda satu sama lain.yakni:

v  Mikrokontinen Banggai- Sula – Buton yang tersusun oleh;

Ø  Batuan tua berumur Trias Jura dari batuan metamorf dan aloton granit.

Ø  Metasedimen dan offiolitm flishch (Buton area)

v  Unit Sulawesi Timur yang meliputi;

Ø  Batuan kompleks metamorf dan nappe opiolit-melange.

Ø  Sedimen laut dalam  (Limestone dan red Clystone)

Ø  Komplex deformasi/ lipatan Paleogen.

v  Unit Sulawesi Tengah (Zona median tektonik) yang terdiri atas batuan sekis dan metasedimen Kapur

v  Unit Sulawesi Barat yang merupakan;

Ø  Busur  vulkanik

Ø  Sekis, ofiolitjh (komplex bantimala), Melange Bantimala

Ø  Flish & Chart

Ø  Sandstone (Paleosen), Limestone (Eosen), Vulkanik (Miosen).

 Evolusi tektonik pulau Sulawesi berawal dari pembentukan proto kontinen Sulawesi Barat di zaman Trias didaerah tepian kontinen Kalimantan Timur yang menyusul gerak blok lain sebagai alloton hanyutan fragmen dari tepian kontinen Australia dan lempeng Pasifik Barat.

Tektonisme Mesozoikum dimulai pada zaman Trias Bawah dimana akibat desakan lempeng Pasifik Barat ke tepian Asia menyebabkan subduksi didaerah tepian kontinen Kalimantan Timur. Peristiwa ini disertai dengan deformasi batuan ,kenaikan tekanan-tekanan dan temperatur membentuk kompleks akresi. 

Pada zaman trias atas terjadi metamorfisme pada kelompok akresi. Tekanan dan temperatur yang bekerja cukup tinggi sehingga menyebabkan adanya pembentukan lipatan serta terbentuknya sekis biru-sekis hijau.

Gambar : Evolusi tektonik pulau Sulawesi sejak trias sampai jura

Kemudian pada zaman Jura juga terjadi perkembangan tektonik subduksi ditepian Kalimantan Timur menyebabkan sebagian batuan metamorfik Trias hancur tercampur adukkan (remetamorfisme) dengan sedimen tepian dari lelehan lava basal diatas zona Benioff membentuk batuan campur aduk tekanan tinggi yang disebut mélange.

Selanjutnya pada zaman Kapur kompleks akresi berubah menjadi lingkungan laut transgressi yang berkembang hingga daerah trench yang terisi oleh sedimen tepian tipe flysch dan sedimen pelagik chert kearah laut dalam. Disisi Tepian Kontinen terjadi peleburan lempeng dan pencampuran magma membentuk busur magmatisme Kapur yang menghasilkan batuan penyusun formasi Alino dan Manunggal yang di sertai dengan pembentukan akresi dalam kondisi laut regresi.

Tektonisme masa Paleosen dimana kelanjutan dari aktivitas tektonisme pada Kala Paleosen ini menyebabkan kompleks akresi Kapur mengalami subsidensi dalam bentuk pull apart yang disertai dengan pembentukan sedimen deltaik,batupasir Mallawa dan Toraja berselingan dengan vulkanik bawah laut (volcanic Paleosen).

Kemudian dilanjutkan pada Kala Eosen – Oligosen dimana subsidensi tepian kontinen Kalimantan Timur masih berlanjut hingga lingkungan deltaik berubah menjadi laut dangkal dimana terbentuknya sedimen karbonat Tonasa dan sebagian oleh sedimen klastik membentuk Batugamping Tonasa dan Toraja serta batuan sedimen Salokalupang dan lava dari gunung api dasar laut.

Pada Oligosen awal kegiatan gununga api di sulawesi menerus diikuti oelh subdaksi ofiolit tersier terhadap batuan dasar mesozoik dibagian tengah sulawesi pada akhir oligosen awal (Parkinson, 1998). Kemudian pada akhir oligosen (29-23 jtl) ditandai dengan kegiatan geologi berupa obduksi ofiolit dan pemalihan dikawasan timur Sulawesi (Parkinson, 1998)

Peristiwa tektonisme pada Kala Miosen dimana  terjadi peristiwa retak tarik di daerah tepian kontinen  oleh aktivitas subduksi dan injeksi astenosfer di bawah lempeng kontinen menyebabkan terjadinya busur  dan cekungan back arc (Selat Makassar) yang berlangsung sejak Miosen Awal – Tengah. Menjelang Miosen Tengah hingga Miosen Atas terjadi magmatisme di daerah busur Sulawesi Barat menghasilkan intrusi dan vulkanik asam - basa membentuk batuan vulkanik Soppeng dan Camba dan di akhiri dengan perkembangannya cekungan Walanae yang terisi sedimen klastik dan vulkanik membentuk formasi Walanae dan beberapa klastika terbentuk dibagian tengah Sulawesi Barat.

Pada Miosen awal tengah atau 22-13 Ma kegiatan gunung api sulawesi dicirikan oleh magmatisme berisifat normal kalk alkali (Priadi, 1993; Perello at all.,1994) akibat penunjaman ke selatan dari sulawesi sea plate (seoria atmadja et. All., 1999). Surmont at all., 1994 berpendapat kala neohen merupakan awal dari penunjaman kearah barat, dimana aktifitas dari magmatik diikuti oleh rotasi lengan utara, back are thrusting dan berhentinya penunjaman dari utara, akibat tumbukan dan mikrokontinen Banggai - Sula.

Selanjutnya pada Kala Pliosen hingga Plistosen terbentuk adanya suatu pembalikan busur dan subdaksi bimodel, benturan maupun subduksi yang disertai dengan magmatisme secara lokal yang menghasilkan adanya penempatan ophiolite re-thrusting ofiolite, melange dan olitostrom.  Kegiatan magmatisme lebih bersifat rendah K (Theoleitik) sampai normal k alk alkali (Soeria Atmadja et al.,1999) sebagai akibat subdaksi dari maluku sea palte.

KALKAREOUS OOZE

KALKAREOUS OOZE

Samudra Atlantik

Kedalamannya lebih dari 2-3 dari kedalaman landasan samudra atlantik dilapisi oleh kalkareus oozes. Kalkareous oozes yang paling luas penyebarannya berkomposisi foraminifera sebagian diantaranya adalah plantonik dan lebih dari 10 % karbonat dibeberapa atlantik oozes disusun oleh benthonik yang terbentuk dari fomaninifera. Cangkang aragonik dari pteropod juga ditemukan dilapisan ini. Aragonit tidak mudah rusak dari pada kalsit yang terbentuk dari kalsium karbonat maka pteropod ditemukan hanya di daerah air panas dimana air tersebut pada dasarnya bereaksi dengan kalsium karbonat.

Samudra Fasifik

Dari lantai samudra fasifik bagian utara terdapat beberapa pada kedalaman dibawah 4000 m. Sedikit keberadaan produktifitasnya  terdapat pada daerah yang jauh dari daratan, dan sangat sedikit karbonat yang ditemukan pada batuan sedimennya. Karbonat Oozes terakumulasi pada daerah selatan pada daerah pematang difasifik utara. Karbonat Oozes didaerah akuator timur mengadung lebih dari 75 kalsim larbonat walau porsetase yang lebih tinggi bisa mencapai 90% dapat ditemukan pada daerah pematang fasifik selaan yang kenyataannya kurang produktifitasnya dari zona ekuator. Pada fasifik selatan konsentrasi yang tinggi dapat ditentukan melalui pencahayaan yang rendah.

Samudra India

Kalkareous oozes merupakan penyusun yang dominan pada Samudra India yang merupakan pertengahan dari kedalaman antara samudra atlantik dan samudra fasifik sekitar 54 % total area permukaan dari samudra India dilapisi oleh kalkareus oozes, selain lapisan lempung sekitar 25% dan lapisan silica oozes sekitar 20 % dari total area dari sedimen samudra. Foraminifera oozes merupakan lapisan sedien yang dominan pada daerah dasar dimana kedalamannya kurang dari 5000 meter. Area ini termasuk bagian dari samudra India barat ysang kontur kedalamannya lebih dari 5000 meter diatas pematang samudra.

LEMPUNG ABISAL

Samudra Atlantik

Bagian yang paling besar yang melapisi dasar samudra oleh lempung abisal  pada bagian barat dari pematang tengah atlantik membagi dua dasar samudra. Pola distribusi dihasilkan dari perbedaan kedalaman konpensasi kalsium karbonat pada sisi pematang. Kalsium karbonat ditemukan pada sediman dengan kedalaman sekiatar 6000 m pada sisi timur dari pematang. Sedangkan pembentukannya kembali dibawah kedalaman 5000ms angat jarang pada dasar sebelah barat. Perebedaan hasil dari kenyataan pada dasar laut antartik bermula pada laut weder keselatan dan dasar laut utara atlantik berasal dari grinland dengan temperatur air yang rendah dan karbon diopsid yang tinggi pada kedalaman landasan pada sisi barat pamatang.

Samudra Fasifik

Dominan disusun oleh lempung abisal pada ultra fasifik dimana mantelnya sekitar 80 % dari kedalaan landasan samudra. Lapisan kalkareuus oozes dan silica oozes sekitar 15% dari landasan samuda fasifik sebagai dasar lantai samudra fasifik dilapisi lebih oleh lempung yang banyak dari pada samudra lainnya.

Umumnya kalsium karbonat terlarut pada kedalaman 4500 meter yang tertinggal hanya konsentrasi minor dari biologi .

Samudra India

            Bagian timur dari pematang samudra pada kedalaman dibawah 4500m  pada beberapa kasus kalkareous pada dari sedimen  terbentuk kembali dan merupakan tipe dominan pada lempung abisal.

Batuan Karbonat

1. KLASIFIKASI BATUAN KARBONAT

PENDAHULUAN

Terbentuknya Sedimen klastik melalui proses transportasi yang sangat jauh dari batuan asalnya. Endapan karbonat tidak tertransportasi kecekungan tetapi dilingkungan cekungan marin oleh proses organik ataupu anorganik. Batuan karbonat terbentuk melalui proses material penyusunnya berbea dengan batuan selisih klastik. Begitu pula mineral-mineral penyusun batuan tersebut. Batuan karbonat umumnya disusun oleh mineral kalsit, dolomit, dan aragonik.

Batuan karbonat mineral yamg lain yang menyusunnya magnesit dan siderit, penyusun mineral ini komposisi kimia sama akan tetapi mempunyai sistem kristal yantg berbeda.

KOMPONEN PENYUSUN

Penyusun utama berupa graen (allochems), mud (mikrit), dan semen kadang dijumpai material regen dan fori. Jika dibagi lagi menjadi lebih kecil komponen penyusun terbagi menjadi tiga, yaitu:
1. sparny alloshemical rocks
2. micro crystallyin allochemical rocks
3. micro crystaline rocks

Sparny allochemical rocks
Proses terbentuk dengan pengendapan arus yang tinggi dengan bentuk well rounded. Terbentuk dari daerah pantai – submaren.
Tipe-tipe sparry allochemical rocks:
1. intraclast
mempunyai fragmen yang rounded lengkungan pembentukannya daerah pantai sampai laut dangkal dengan ukuran butir dari pebel-boulder.

2. pellets
mempunyai bentuk bulat sampai ellips ukuran fragmen tidak seragam dan tidak mempunyai struktur dalam. Cangkang dari hewan yang terdapat dari dasar laut yaitu gastropoda dan crustacea dengan ukuran 0,03 – 0,2 mm.

3. oolit
cangkang bagian dalam mempunyai struktur bagian dalam terdiri batuan karbonat ukuran sekitar 40mm dengan diameter 2mm.

4. fosil

Micro crystallyin allochemical rocks
Mempunyai bentuk menyerupai pasir, pengendapannya pada arus rendah. Material nya berupa material regen, seperti lempung dan pasir.
Tipe dari micro crystallyin allochemical rocks, yaitu:
1. Allochem
2. mikrit
3. Sparit

Allochem
Butirannya berupa organik dan berpori besar yang disebut denga bioplastic.
Mikrit
Dari hasil penguapan kimia, terbentuk pada dasr laut dengan arah arus rendah ukurannya 0,001-0,004mm.
Sparit
Tersusun dari kristal plastik yang berfungsi sebagai semen dengan kenampakannya yang jernih.


Micro crystaline rocks
Tersusun oleh material lempung yang terbentuk pada arus yang rendah.






BEBERAPA KLASIFIKASI YANG DIGUNAKAN DALAM BATUAN KARBONAT

Penamaan batuan karbonat pertama kali ditemukan oleh ilmuwan folk (1962). Kemudian ditemuka lagi oleh Dunham (1962). Kedua klasifikasi ini sering digunakan.
Kemudian muncul klasifikasi yang merupakan modifikasi dari klasifikasi Dunham (1962). Yaitu klasifikasi yang dikemukakan oleh Embry dan Klovan (1971), klasifikasi Folk (1962), membedakan batuan dengan berdasarkan persentase kandungan allochem, mikrit, dan sparit sedangkan klasifikasi dunham (1962), membedakan batuan dengan berdasarkan kandungan lempung dan besar butir. Klasifikasi ini dipergunakan sering dilapangan maupun pengapamatan scientifiest di laboratorium. Klasifikasi Embry dan klovan merupakam pengembangan dari klasifikasi Dunham lebih spesifik lagi yang mana membagi lagi batuan karbonat yang seluruh kompnennya disusun oleh material organik, yaitu: Bafflestone, Bindstone, Framestone, Floadstone, Rudstone.

2. KONTROL SEDIMEN PADA PEMBENTUKAN ATUAN KARBONAT

Secara umum batuan karbonat terdiri dari 2 proses yaitu: proses organik dan anorganik.

Kontrol organik
Merupakan fragmen maupun rangka organik yang berukuran besar seperti koral, Bryosua, molusca, polychaeta, juga terdiri dari organisme yang sederhana seperti foraminifera dan alga. Dilingkungan laut dalam dijumpai cangkang dari foraminifera yang hidupnya secara pelagik. Alga ataupun cephalopoda termasuk komponen batuan sedimen. Terumbu merupakan salah satu hasil contoh produksi dari karbonat. Karang akan membentuk suatu komunitas yang kompleks yang ditemukan hidup alami diwilayah air laut dangkal yang jernih bersuhu hangat. Koral merupakan hewan neurotik yang didominasi oleh kelompok filumterata yang komposisi cangkangnya CaCO¬3.
Kontrol Anorganik
Bukan berasal dari organik melainkan berupa butiran yang mengisi pori terbentuk melalui proses langsung dari penguapan air laut.

AKUMULASI KARBONAT

Terbentuknya karbonat disebabkan oleh:
• Kondisi lingkungan
Seperti tingkat salinitas air laut, adalah pada kisaran 32 – 35%

• Kedalaman air
Kedalaman air laut mempengaruhi kemampuan produksi CaCO3 erat kaitannya dengan temperatur suhu muka air laut akan semakin dingin tolereansi suhu air laut pada pertumbuhan hasil terumbu adalah 200C suhu yang paling bagus untk perkembangan karang 23-250C

• Post ransgrisi
Sea level naik maka pertumbhan terumbu karang akan terhenti.

• Iklim
Berkaitan dengan naik turunnya curah hujan jika semakin sering terjadi hujan maka salnitas air laut akan berkurang.

PLATFORM MARGIN

Merupakan tempat dari pertumbuhan karbonat secara masimum. Pertumbuhan karbonat harusnya ebih besar sdari penutunan akibat sea level.
Aspek utama yang perlu diperhatikan
• winwards margins
daerah ini yang dominan bekerja adalah gelombang dengan arus terbulin dengan energi abrasi yang tinggi transfer sedimen ini berasal dari pantai dengan model pengendapan yang dalam startigrafi adalah a-bank

• Tide dominated margins
Daerah pembentukan endapan pada flatform lebih dipengaruhi oleh air terjadinya pasang surut dimana arus pasang surut

• leeward margins
pada derah ini tranport sedimen mempunyai tipe pengendapan off bank

storm dominated sequences
keadaaan pada perairan dangkal seperti legon. Proses angin mempunyai efek penting dalam sedimentasi. Pada flatform margin pembentukan agregasi skletal yang menyusun bagian dalam lingkungan ini merupakan pengaruh dari siklus pergerakan angin. Pada daerah slope angin memindahkan sedimen pada garis pantai menuju perairan yang lebih dalam

hubungan antara lingkungan pengendapan mempelajari dengan tingkat produksi karbonat
hal ini penting untuk diketahui dalam mempelajari akhir pembentukan batuan karbonat dan sekuen geometri yang bentuknya yang merupakan akibat dari perubahan relativ sea level.
• daerah infertidal dan supratidal
endpan karbonat didominasi oleh alga biru yang membentuk stromatolit

• lagon
pembentukan karbonat sangat dipengaruhi oleh salinitas air sebab daerah lagoon adalah daerah yang tertutup, juga luas daerah lagoon.

• shelf lagoon
endapan karbonat berasal dai alga hijau foraminifera, molusca dan hewan invertebrta kecil lainnya.

• back barriet lagoon
daerahnya kecil dicirikan oleh selenitas yang tinggi endapan arbonat dibangun oleh plychaeta, molusca, foraminifera dan alga.

• back reef lagoon
selain polychaeta, molusca, foriminifera, alga pada daerah ini karbonat dibangun oleh koral, echinodermata dan alga koral.

• deeper sloppe dan basin
produksi karbona semakin berkurang kehadiran alga hampir tidak ada lagi organisme lain seperti echinodermata, dan koral masih ditemikan.

DEPARTEMEN PENDIDIKAN NASIONAL
UNIVERSITAS HASANUDDIN
FAKULTAS TEKNIK
JURUSAN TEKNIK GEOLOGI


TUGAS
PETROLOGI BAHAN KARBONAT






OLEH:

ABD. AZIS
D61100 002





MAKASSAR
2003


Tabel 1.1 Klasifikasi Batuan Karbonat menurut Dunham ,1962

Depotional teksture recogisable Depotional teksturred not regognisabl.e


Cristalin carbonate
Original komponent not bount together during depotion Original komponent were bount together during depotional


Boundstone
Containing mud (particle of clay and fine siltsize) Lacks mud and is grain supported

Grainstone
Mud sopported Grain sopported
Packstone
Lass than 10%grains


Mudstone More than 10%grains

Wakcstone




Tabel 1.2 Hubungan antara klasifikasi Dunham ,Wenworth ,Folk

Dunham Wentworth Folk
Mudstone
Wakstone
Packstone
Grinstone
Boundstone
crystalin Calcilutite
Calcisiltite
Calsilutite calcarenite
Calcarenite
Calsirudite calcarenite
Calsirudute Mierite
Mierite
Sparite
Sparite
Biolithite

crystalyn





Just For Fun

Batuan Karbonat

ini adalah postingan khusus batuan karbonat
BATUAN SEDIMEN KARBONAT


Tinjauan Umum
Batuan karbonat adalah semua batuan yang terdiri dari garam karbonat. Dalam prakteknya adalah terutama batugamping dan dolomit.
Karbonat mempunyai keistimewaan dalam cara terbentuknya, yaitu hanya dari larutan, praktis tidak ada sebagai detritus daratan. Pembentukan batuan karbonat secara kimia, tetapi yang penting adalah turut sertanya organisme di dalam batuan karbonat.
Ada 5 (lima) mekanisme penting yang dapat menerangkan bagaimana terjadinya pengendapan CaCO3 dan bertambahnya CO2 yang dapat terlarut dalam air (Blatt, 1982).
1. Bertambahnya suhu dan penguapan. Dari semua gas yang ada, hanya sedikit yang dapat larut dalam air panas dan hal ini yang menyebabkan mengapa batuan karbonat terbentuk hanya pada laut di daerah tropis dan subtropis, jarang didapatkan pada daerah dingin dekat kutub atau pada daerah laut dalam.
2. Pergerakan air. Bergerak air yang disebabkan oleh angin atau badai akan mengakibatkan kalsium dari organisme pembentuk karang dan lumpur karbonat bergerak berpindah ke atas permukaan air.
3. Penambahan salinitas. Karbon dioksida kurang larut dalam air garam bila dibandingkan dengan daya larutnya dalam air tawar, sehingga dengan bertambahnya salinitas akan menyebabkan karbon dioksida terbebas. Bertambahnya salinitas biasanya akibat dari penguapan dan dapat menambah jumlah kalsium sebanding dengan jumlah ion karbon.
4. Aktivitas organik. Alga dan koral mempunyai proses yang berbeda satu sama lain namun saling membutuhkan dimana alga menghirup karbon dioksida dan akan mengeluarkan oksigen selama berlangsungnya proses fotosintesa, sedangkan koral menghirup O2 dan akan mengeluarkan CO2.
5. Perubahan tekanan. Air hujan mengandung sejumlah karbon dioksida mengikat jumlah udara yang banyak, selanjutnya air hujan tersebut masuk dan melewati zona tanah dengan tekanan karbon dioksida lebih besar dibandingkan di atmosfir, akibatnya air tanah menjadi kaya akan karbon dioksida. Bila air tanah tersebut masuk ke dalam sebuah gua maka karbon akan larut dalam air dan menyebabkan terbentuknya kenampakan seperti stalaktit dan stalagmit.
Hal lain adalah terbentuknya tekstur klastik pada batuan karbonat sebagai fragmentasi atau pembentukan sekunder (contoh : oolith), dan pengendapannya menyerupai detritus.

Tekstur
Pada umumnya yang menjadi unsur-unsur tekstur adalah:
1. Matriks
2. Semen Kalsit
3. Butir
4. Kerangka organik
5. Kehabluran/crystalinity
Tekstur batuan karbonat dapat dibagi sebagai berikut :
1. Tekstur Primer
a. Kerangka Organik
Tekstur ini disusun oleh material-material yang berasal dari kerangka organik atau “skeletal” dalam pengertian Nelson, atau “frame builder”.
b. Klastik/Butiran
Tekstur ini dapat dibagi menjadi 3 (tiga) bagian, yaitu :
 Tekstur Bioklastik
Terdiri dari fragmen-fragmen ataupun cangkang-cangkang binatang, yang berupa klast (pernah lepas-lepas) : cocquina, foraminifera, keral (lepas-lepas).
 Tekstur Intraklastik/ fragmen non organik
Dibentuk di tempat atau ditransport, tetapi jelas hasil fragmentasi dari batuan atau sedimen gamping sebelumnya.
 Tekstur Chemiklastik/ non fragmental
Butir-butir yang terbentuk di tempat sedimentasi karena proses coagulasi, akresi, penggumpalan dan lain-lain. Contoh : oolith, pisolite.
c. Massa Dasar
Tekstur ini disusun oleh butir-butir halus dari karbonat yang terbentuk pada waktu sedimentasi.
Dalam tekstur primer, hal-hal yang perlu diperhatikan adalah :
 Ukuran Butir
Ukuran butir batuan karbonat sering dipergunakan dengan mengggunakan sistem tersendiri, tetapi hal ini tidak dianjurkan. Adapun klasifikasi ukuran butir yang dipakai adalah klasidikasi ukuran butir dan tatanama dari Folk, 1961 yang didasarkan pada klasifikasi Grabau, 1912.
 Bentuk Butir
Bentuk butir juga penting dalam mempelajari batugamping terutama memperlihatkan energi dalam lingkungan pengendapan.
Untuk bioklastik dibedakan secara extreme :
- Cangkang-cangkang yang utuh atau fragmen kerangka yang utuh/bekas pecahan jelas
- Yang telah terabrasi/bulat.
Untuk Chemiklastik dibedakan atas :
- Spheruidal
- Ovoid
Untuk batugamping kerangka :
- Kerangka pertumbuhan (grothframework)
- Kerangka pergerakan (encrustation)
 Matriks (massa dasar)
Yaitu butir-butir halus dari karbonat yang mengisi rongga-rongga dan terbentuk pada waktu sedimentasi. Matriks ini dapat dihasilkan dari pengendapan langsung sebagai jarum aragonit secara kimiawi/biokimiawi, yang kemudian berubah menjadi kalsit (?). Juga terbentuk sebagai hasil abrasi, yaitu batugamping yang telah dibentuk, misalnya koral dierosi dan abrasi kembali oleh pukulan-pukulan gelombang dan merupakan tepung kalsit.
 Hubungan Matriks dan Butiran
Lumpur gamping sangat penting untuk interpretasi lingkungan pengendapan. Karena butiran batugamping terbentuk secara lokal, maka adanya matriks di antara butiran adalah indikator bagi lingkungan pengendapan air tenang. Berdasarkan hal ini, Dunham membuat klasifikasi karbonat.
2. Tekstur Sekunder atau Tekstur Diagenesa
Tekstur sekunder pada umumnya adalah tekstur hablur yang didapat pada sebagian batuan ataupun meliputi keseluruhan. Tekstur sekunder ini terbentuk apabila batuan karbonat yang terbentuk sebelumnya mengalami proses diagenesa. Proses-proses diagenesa meliputi :
a. Pengisian pori dengan lumpur gamping
b. Mikritisasi oleh ganggang
c. Sementasi
d. Pelarutan
e. Polimorfisme
f. Rekristalisasi
g. Pengubahan/pergantian (replacement)
h. Dolomitisasi
i. Silisifikasi