Bab 6 Petrologi Sedimen Karbonat

5/12/2018 Bab 6 Petrologi Sedimen Karbonat - slidepdf.com

http://slidepdf.com/reader/full/bab-6-petrologi-sedimen-karbonat-55a35d41ba8a5 1/13

BAB VIPETROLOGI BATUAN KARBONAT

Batuan karbonat adalah batuan sedimen yang mengandungmineral karbonat lebih dari 50%. Sedangkan mineral karbonat adalahmineral mengandung CO3 dan satu atau lebih kation Ca, Mg, Fe, danMn. Pada umumnya, mineral karbonat adalah kalsit (CaCO3) dandolomit (CaMg (Co3)2). Batuan karbonat umumnya terdiri atasbatugamping (kalsit sebagai mineral utama) dan batudolomit(dolostone). Umur batuan ini sangat bervareasi mulai dari pra-Kambrium sampai Kuarter. Batuan karbonat pra-Kambrium danPaleosen 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 batuankarbonat. Reservoar karbonat di Timur Tengah merupakan salah satucontoh reservoar karbonat dengan produksi migas yang besar.

Sedimen karbonat, yang dijumpai di dunia, kebanyakanterbentuk pada lingkungan laut dangkal dan beberapa di antaranyaterbentuk di daerah teresterestrial, tetapi laut dangkal tropis.Indonesia merupakan daerah yang mempunyai sedimen karbonatmelimpah.

6.1 PEMBENTUKAN SEDIMEN KARBONAT

Meskipun tidak semua, kebanyakan sedimen karbonat adalahhasil dari proses kimia atau biologi yang hidup pada lingkungan lautbersih, hangat dan dangkal. Secara umum, beberapa faktor yangmempengaruhi pertumbuhan dan akumulasi maksimum sedimenkarbonat 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 dansalinitas.

6.1.A Letak Geografis dan IklimSecara umum tata letak geografis dan iklim dapat mengontrol

laju pertumbuhan kehidupan penghasil sedimen karbonat. Daerahyang mempunyai latitud tinggi mempunyai suhu dingin yang tentu sajamenghambat pertumbuhan kehidupan yang memerlukan kehangatan

27



untuk hidup. Sedangkan daerah yang mempunyai latitud rendah(tropis dan subtropis) mempunyai suhu keseharian hangat. Di daerahini berbagai kehidupan yang memproduksi sedimen karbonat akantumbuh lebih baik.

6.1.B Penetrasi CahayaPenetrasi cahaya mengontrol distribusi organisme penghasilkarbonat yang membutuhkan cahaya untuk fotosintesis. Penetrasicahaya dipengaruhi oleh kedalaman air, latitud, dan kejernihan air.Radiasi cahaya menembus air, ini diserap dengan cepat pada bagianatas laut. Setiap perubahan kedalaman 30-50 m, intessitas cahayaberkurang 1% dari level cahaya permukaan. Batas kedalamanpertumbuhan koral secara geografis bervariasi, pertumbuhan koralaktif di Carribbean berkisar dari 40 sampai 60 m, sedangkan didaerahIndo-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 akanmempengaruhi penetrasi cahaya. Masuknya sedimen silisiklastikmenghasilkan partikel halus, lempung dan lanau tersuspensi, yangdapat menurunkan kejernihan (transparansi) air dan fotosintesa. Halini tentu akan mengakibatkan terganggunya pertumbuhan ganggangkarbonat, yang merupakan penghasil utama sedimen karbonat.

6.1.C Salinitas (kadar garam)Perbedaan dan kelimpahan biota menunjukkan semua faktor yang

mempengaruhi pertumbuhan kalkareus. Pada kondisi laut terbukayang normal, perubahan salinitas dapat mengakibatkan hilangnya

sejumlah jenis fauna yang tidak tahan terhadap perubahan salinitasini. Peningkatan salinitas menurunkan keanekaragaman biota dansalinitas di atas 40% kebanyakan invertebrata menghilang, meskipunganggang kalkareous tetap akan memproduksi sedimen terhadapwaktu.

6.2 KOMPOSISI

6.2.A Komposisi KimiaUnsur 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 yangberjumlah sedikit. Anion yang utama adalah CO3

2-, namun anion sepertiSO4

2- , OH-, F- dan Cl- dapat juga hadir dalam jumlah yang terbatas.Unsur/elemen jejak (trace elemen) yang biasa dijumpai pada batuankarbonat meliputi B, Ba, P, Mg, Ni, Cu, Fe, Zn, Mn, V, Na, U, Sr, Pb, K.Konsentrasi elemen jejak tersebut tidak hanya dikontrol olehminerologi batuan, tetapi juga dikontrol oleh jenis dan kelimpahanrelatif butiran cangkang fosil dalam batuan. Banyak organisme

28



menghimpun dan menggabungkan elemen jejak tersebut ke dalamstruktur cangkangnya.

6.2.B Komposisi MineralMineral penyusun batuan karbonat terbagi dalam tiga kelompok

utama: kelompok kalsit, kelompok dolomit dan kelompok aragonit(Tabel 6.1). Di antara mineral karbonat dalam Tabel 6.1, hanya kalsit,dolomit dan aragonit yang merupakan mineral utama dalambatugamping dan dolomit (batudolomit). Aragonit bahkan merupakanpenyusun utama batuan karbonat yang berumur Kenozoikum dankarbonat moderen. Siderit dan ankerit sering sebagai semen dankonkresi dalam beberapa batuan sedimen, tetapi jarang sebagaipenyusun utama dalam batuan karbonat. Mineral karbonat lain dalam Tabel 6.1 jarang dijumpai dalam batuan karbonat.

Tabel 6.1: Mineral yang umum dijumpai pada batuan karbonat

(disederhanakan dari Boggs, 1992)

MINERAL SISTEMKRISTAL

KOMPOSISI KIMIA

KETERANGAN

KELOMPOK KALSIT

Kalsit Rombohedral

CaCo3 Menguasai batugamping padabatugamping,khususnya yang lebihtua dari Tersier

Magnesit -“- MgCo3 Tidak umum pada batuan sedimen,tetapi terbentuk pada endapanevaporasi

Rodosit -“- MnCo3 Tidak umum di batuan sedimen,

dapat terjadi di sedimen yang kayaakan Mn berasosiasi dengan Fe-silikat

Siderit -“- FeCo3 Terbentuk sebagai semen dankonkresi pada serpih dan batupasir,umum pada endapan batubesi(ironstone) juga pada batuankarbonat teralterasi oleh larutan kayaFe

Smitsonit -“- ZnCo3 Tidak umum pada batuan sedimen,hadir berasosiasi dengan bijih Zndalam batugamping

KELOMPOK DOLOMIT

Dolomit -“- CaMg(Co3)2 Menguasai batudolomit, umumnya

juga berasosiasi dengan kalsit danmineral evavorasiAnkerit -“- Ca(Mg,Fe,Mn

) (Co3)2

Jauh lebih jarang dari pada dolomit,terbentuk di sedimen kaya Fe,sebagai sedimen butiran ataukonkresi

KELOMPOK ARAGONIT

Aragonit Ortorombik CaCo3 Umum dijumpai pada sedimenkarbonat Resen, cepat peralterasimenjadi kalsit

29



Kerusit -“- PbCo3 Terbentuk pada supergene lead ores

Strontianit -“- SrCo3 Terbentuk pada urat-urat padabatugamping

Witerit -“- BaCo3 Terbentuk dalam urat-urat yangberasosiasi dengan galena

Pengenalan tiga mineral utama batuan karbonat (kalsit, aragonit

dan dolomit) menjadi hal yang sangat penting dalam mempelajarikomposisi batuan karbonat. Akan tetapi, pengenalan itu seringmengalami kesulitan, baik secara kasatmata (mata telanjang) maupundengan bantuan mikroskop. Pengenalan mineral karbonat akan jauhlebih mudah dilakukan dengan bantuan teknik staining dan etching.Sebagai contoh, dengan teknik staining aragonit akan tampak hitamdengan larutan Fiegl (Ag2SO4+MnSO4), kalsit menunjukkan warnamerah bila bereaksi dengan larutan alizarin merah. Untuk lebih rincitentang teknik staining dan etching ini dapat baca pada Tucker (1988).

6.2.C. Butiran

Komponen penyusun batuan karbonat moderen umumnya dibagike dalam dua bagian dasar (lihat Gambar 6.1): butiran (grain) danlumpur (mud). Butiran adalah kerangka pada kebanyakan batuankarbonat yang terdiri dari endapan cangkang organisme (skeletal) danendapan partikel dan agregat anorganik. Sehingga, butiran biasanyadibagi menjadi dua kelompok butiran, yaitu cangkang dannoncangkang. Boggs (1992) menyebut butiran noncangkang inidengan sebutan litoklas atau klastika batuan. Butiran batuan karbonatdapat berukuran dari ukuran pasir sampai dengan brangkal. Bentukbutiran karbonat juga sangat bervareasi, mulai menyudut sampaimembulat.

Lumpur gamping (lime mud) adalah batuan karbonat denganbutiran sangat halus, termasuk butiran dan endapan kristalin yang keduanya berukuran sangat halus. Karbonat ini setara dengan serpihdan/atau batulempung pada endapan klastika. Lumpur gamping (limemud) laut terbentuk dari kehidupan bentonik yang mati dan meluruh,detritusnya berasal dari partiel karbonat yang lebih besar, akumulasibiota plantonik, dan pengendapan langsung dari air laut. Beberapaproses yang dipercaya dapat menghasilkan lumpur gamping, diantaranya adalah aktivitas angin, ombak dan pasang-surut dapatmemecahan cangkang kehidupan menjadi serpihan renik. Aktivitasbinatang laut pemakan biota laut penghasil karbonat, dapat merusakcangkang koral menjadi bagian yang sangat halus.

Sedimen karbonat ini kemudian mengalami proses pembatuansehingga menjadi batuan karbonat. Saat ini di lingkungan laut,beberapa sedimen karbonat membatu menjadi batugamping padaatau hanya sedikit di bawah dasar laut. Sebagai contoh dari proses iniadalah “beachrocks (pembatuan sedimen pantai) yang biasanyatersemen oleh aragonit dan Mg-kalsit berupa serabut atau seperti

30



jarum. Dalam karbonat purba, semen aragonit dan Mg-kalsit jarangdapat terekam dengan baik. Hal ini disebabkan oleh ketidaksatabilanaragonit dan Mg-kalsit, yang dengan mudah berubah menjadi kalsit.

6.2.C.a. Butiran cangkang (skeletal grain)

Butiran cangkang pada batuan karbonat berasal dari sisa-sisaorganisme penghasil material karbonat. Organisme membentukcangkang untuk menopang dan melindungi jaringan (tissue) lunak dandalam aktivitas hidupnya. Secara organik mereka membentuk mineralkarbonat yang mana mineraloginya bervariasi.

Gambar 6.1: Foto mikroskupis dari batugamping, Formasi Tampakura, Sulawesi Tenggara; Bo (butirorganik atau cangkang berasal daricangkang foram dan moluska) dan Bi (butirinorganik berupa lumpur karbonat, seringdisebut peloid).

Butiran cangkang merupakan butiran yang sangat dominan padabatuan karbonat Panerozoikum. Butiran ini dapat berupa cangkang

utuh dan/atau pecahan bagian dari suatu organisme dengan bentukmenyudut sampai membulat. Sebagian besar cangkang itu dibentukoleh aragonit, kalsit atau Magnesian-kalsit. Komposisi ini dapatberubah karena proses diagenesa yang dialami, sehingga sebagianmineral berubah menjadi mineral lain. Contohnya, aragonit akanberubah menjadi kalsit pada proses diagenesa.

31

Bo

Bo

Bi

Bi

Bi

Bi



III.2.C.b. Butiran karbonat Non-CangkangButiran non-cangkang adalah partikel-partikel yang berasal dari

proses fisika, kimia ataupun secara biologi dan butiran ini bukanbagian struktur organik. Berdasarkan ciri-cirinya ada beberapa tipebutiran non-cangkang, sebagai berikut:

LitoklasLitoklas (lithoclast), adalah fragmen sedimen pada batuan karbonat

yang merupakan hasil erosi, kemudian tertransportasi dan diendapkandalam cekungan karbonat. Disini ada dua jenis lithocklast, yaituintraklas dan ekstraklas. Ekstraklas, sering juga disebut limeclast ,berasal dari luar cekungan karbonat, sedangkan intraklas berasal daridalam 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 mengandungpartikel-partikel yang seumur dengan batuan induknya (host rock)dan beberapa fabrik diagenetik dijumpai dalam interklast yangberkaitan dengan lingkungan pengendapan sedimen induknya.Interklast sangat sering dijumpai dalam karbonat. Mereka dapatterbentuk 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 penyebabterbentuknya 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, khususnyalumpur gamping yang menghasilkan klastika lumpur gamping.

(2) Ekstraklast adalah kepingan batugamping yang berasal daribatugamping yang telah membatu dan terletak diluar cekungan,kemudian tererosi dan diangkut masuk ke dalam cekunganpengendapan. Kalau intraklas dapat memberikan informasi tentangkondisi cekungan dimana batugamping itu diendapkan, ekstraklastidak dapat. Yang diberikan oleh ekstraklas adalah informasitentang batuan asalnya, yang mungkin jauh lebih tua.

Coated grain (ooid, oncoid and cortoid)

Butiran terbungkus (coated grain) adalah butiran karbonat terdiri atasinti (nuleus) yang dikelilingi oleh lapisan pembungkus yang disebutkorteks (cortex). Butiran terbungkus ini dibagi dalam ooid, onkolit dankortoid.

OoidsOoids adalah butiran terbungkus berukuran pasir, berbentuk

bundar sampai oval dan pembungkusnya konsentris disekitar nukleus

32



butiran (Gambar VI-2). Pembungkus (coating) terdiri atas lapisan yangbervareasi ketebalannya (3-15 mikron). Intinya (nucleus). Nukleusmungkin berupa kepingan cangkang, peloid, ooid yang lebih kecil, ataubutiran lain seperti kuarsa dan feldspar. Pada umumnya ooidberukuran 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) disebutpisolit.

Gambar 6.2: Komponen bukan cangkang pada sedimen karbonat.

Dari data yang terbatas, pertumbuhan individu ooidsmenunjukan mungkin sangat perlahan, data yang diperoleh di Bahamamenunjukan 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 4meter dan butiran digerakkan oleh arus tidal, arus angin, dangelombang. Pergerakan air mengeluarkan CO2 dari larutan dalam airlaut dan meningkatkan pengendapan caCO3. Disini kebanyakan ooidsyang terbentuk adalah aragonit ooids, dan sedikit terjadi Mg-kalsitooids. Aragonit ooids cenderung membentuk orentasi kristaltangensial, sedangkan Mg-kalsit ooids membentuk struktur radial.

33



Aragonit ooids menempati daerah energi tinggi, sedangkan Mg-kalsitooids cenderung lebih terkonsentrasi dalam lingkungan energi rendah.Boleh jadi, energi hidroulik mengontrol mineralogi.

Gambar 6.3: Oolit dari Formasi Tampakura berumur Paleogen, diSulawesi Tenggara.

Berdasarkan lapisan pembungkus (cortex), ooid primer dapat dibagi

menjadi:1. Ooid dengan struktur tangensial ,2. Ooid dengan struktur radial dan3. Ooid mikritik atau mikrosparit.

Onkoid (Oncoid)Onkoid adalah butiran terbungkus oleh lapisan yang lebih tidakberaturan dari pada ooid. Pada umumnya onkoid berukuran <2 mm->10 mm. Onkoid dapat terbentuk baik di lingkungan pengendapan lautmaupun di darat.

Peloid dan peletIstilah peloid digunakan untuk menggambarkan semua butiran

yang dibentuk pada aggregat karbonat kriptokristalin berukuran 20-60

µ m, dengan mengabaikan asal pembentukannya (Gambar 6.2). Hal inidiperlukan karena sering asal aggregat ini tidak jelas, tetapi untukbutiran dengan asalnya dari faecal origin, digunakan istilah pelet.Peloid adalah ciri khusus pada lingkungan lagun, dan beberapalingkungan inner-shelf dangkal.

34



III.3.C Lumpur KarbonatLumpur karbonat (carbonate mud) adalah batuan karbonat yang

berbutir sangat halus (<63 mikron), yang biasanya diidentifikasimengunakan mikroskop. Di bawah pengamatan mikroskop elektron,

lumpur karbonat laut moderen dapat dilihat kandungan kristal aragonitberbentuk jarum, butiran cangkang yang kelihatannya sangat halusatau kepingan cangkang yang sangat kecil, seperti coccoliths.Kebanyakan lumpur aragonit yang berbentuk jarum berasal dariserpihan ganggang kalkareous yang mati, seperti Penicillus. Lumpurlainnya, yang mana berbentuk butiran-nano berbentuk membundartanggung, adalah tidak jelas dari tanda-tanda organik. Ini mungkindiendapkan dari air laut.

6.4. CLASIFIKASI BATUAN KARBONAT

Klasifikasi batuan karbonat mempunyai banyak ragamnya.Sampai saat ini belum ada satu klasifikasi yang dapat memuaskansemua fihak, seperti halnya pada batuan klastika (seperti batupasirmisalnya). Beberapa klasifikasi yang akan disajikan di bawah inimerupakan klasifikasi yang lebih umum dipakai oleh para ahli geologi.

Secara konvensional batuan karbonat juga diklasifikasikanmenurut ukuran butiranya, seperti klasifikasi sedimen klastikberdasarkan skala ukuran butir Wentworth. Batuan karbonat denganukuran butir >2 mm dinamakan kalsirudit (disebut konglomerat padasedimen non-karbonat), 63 mikron - 2 mm disebut kalkarenit (disebut

batupasir pada sedimen non-karbonat), dan yang ukuran butirnya <63mikron dinamakan kalsilutit (setara dengan batulempung). Namunklasifikasi yang berdasarkan pemerian (discription) ini sudah lamaditinggalkan. Para ahli geologi lebih senang dengan klasifikasi yangberdasarkan asal (genetic) batuan atau paling tidak mengarahkan kesana. Hal ini disebabkan, dengan klasifikasi asal itu dapatdiinterpretasikan proses pengendapan, termasuk bagaimana dandimana proses sedimentasi batuan berlangsung.

Pada 1962 ada dua klasifikasi yang terkenal yang diusulkan olehR.L.Folk (Tabel 6.2) dan R.J.Dunham (Tabel 6.3). Klasifikasi Dunham(1962) belakangan dimodifikasi oleh Embry dan Klovan (1972) seperti

Gambar 6.4.

6.5. DIAGENESA

Setelah proses pengendapan berakhir, sedimen karbonatmengalami proses diagenesa yang dapat menyebabkan perubahankimiawi dan mineralogi untuk selanjutnya mengeras menjadi batuan

35



karbonat. Sedimen karbonat umumnya lebih rentan terhadappelarutan (dissolution), rekristalisasi dan replacement dibandingkanmineral-mineral silikat. Sebagai contoh, lumpur aragonit denganmudah teralterasi (terubah) seluruh menjadi kalsit selama proses awaldiagenesa dan pembenan. Pada tahap berikutnya, kalsit mungkin

digantikan seluruhnya atau sebagian oleh dolomit pada prosesdolomitisasi.

36



Gambar 6.4: Klasifikasi batuan karbonat berdasarkan Dunham(1962) yang dimodifikasi oleh Embry dan Klovan(1972).

27



6.5.A. Regim Diagenesa KarbonatSecara umum tahapan diagenesa pada sedimen karbonat seperti

pada sedimen klastik, yaitu eodiagenesis pada pembebanan dangkal,mesodiagenesis pada pembebanan dalam, dan telodiagenesis jikaterjadi pengangkat dan uproofing. Jadi, diagenesis menempati tiga

atau realm utama atau regim (Gambar 6.5), yaitu laut (marine),meteorik (meteoric), dan regim bawah permukaan (subsurface).

6.5.B. Regim LautMeliputi dasar laut dan bawah permukaan laut sangat dangkal.

Lingkungan diagenetik ini dicirikan oleh temperatur dan salinitas airlaut yang normal. Proses diagenetik dasar pada lingkungan seperti inimeliputi bioturbasi sedimen, modifikasi kerang karbonat dan butiranlainnya oleh pemboran organisme, dan sementasi butiran dalamdaerah air panas, terutama pada terumbu, beting pasir tepi platform,dan endapan karbonat pantai.

6.5.C. Regim Meteorik Regim ini terjadi dengan dua cara, yaitu: (1) oleh turunnya muka

laut relatif, dan (2) oleh cepatnya pengisian seimen pada cekungankarbonat dangkal. Batuan karbonat yang lebih tua dapat juga masukdalam regim ini oleh tahapan akhir pengangkatan atau uproofingkompleks karbonat dengan pembebanan yang lebih dalam(teladiagenesis). Regim meteorik dicirikan oleh hadirnya air tawar ;yang meliputi zona tidak jenuh (pori-pori sedimen tidak terisi denganair) diatas water table, dan zona jenuh air dibawah water table. Airmeteorik umumnya sangat tinggi dimuati dengan CO2, sehingga

secara kimiawi sangat agresif. Karenanya aragonit dan kalsitmagnesium tinggi lebih muda larut daripada kalsit, mereka larutdengan mudah dalam air korosVIe. Sebaliknya, pelarutan (dissolution)aragonit dan kalsit magnesium tinggi dapat menjenuhi air dalamkalsium karbonat berkenan dengan kalsit, yang menyebabkan aragonitkalsitdiendapkan. Proses dissolution - reprecipitation menyebabkanaragonit dan kalsit kalsium tinggi kurang stabil sehingga digantikanoleh kalsit yang lebih stabil.

6.5.D. Regim Bawah PermukaanSetelah periode awal diatas, sedimen karbonat secara berangsur

terbebani kedalam dan dalam regim ini terjadi peningkatan tekanan,temperatur tinggi, dan perubahan fluida dalam pori-pori. Dibawahkondisi ini, sedimen karbonat mengalami kompaksi fisik, kompaksikimiawi, dan perubahan tambahan kimiawi/mineralogi yang meliputidissolution, sementasi, neomorphism, dan replcement. Sipat-sipataksak perubahan yang dialami selama diagenesa bawah permukaandalam tergantung pada kondisi khusus lingkungan pembebanannya,seperti temperatur, komposisi fluida pori, dan pH.

27



Gambar 6.5: Proses diagenesis pada batugamping yang sangatberhubungan dengan lingkungannya menurut Moore(1989)

28

Bab 6 Petrologi Sedimen Karbonat

Documents

Transcript of Bab 6 Petrologi Sedimen Karbonat