transportasi dan mekanisme sedimen

39
1.09.2011 Proses Transportasi dan Struktur Sedimen Source : Sam Boggs Jr : Proses Transportasi dan Struktur Sedimen Proses Transportasi dan Struktur Sedimen Bangunan biologi seperti karang-karang, tumpukan cangkang dan karpet mikroba diciptakan di dalam tempat yang tidak ada transportasi material. Sama halnya, pengendapan mineral evaporit di dalam danau, laguna dan di sepanjang garis pantai yang tidak melibatkan semua pergerakan zat particulate (substansi yang terdiri dari partikel-partikel). Namun bagaimanapun, hampir semua endapan sedimen lainnya diciptakan oleh transportasi material. Pergerakan material kemungkinan murni disebabkan oleh gravitasi, tapi yang lebih umum adalah karena hasil dari aliran air, udara, es atau campuran padat (dense mixtures) sedimen dan air. Interaksi material sedimen dengan media transportasi menghasilkan berkembangnya struktur sedimen, beberapa struktur sedimen berkaitan dengan pembentukan bentuk lapisan (bedform) dalam aliran sedangkan yang lain adalah erosi. Struktur sedimen ini terawetkan dalam batuan dan menyediakan rekaman proses yang terjadi pada waktu pengendapannya. Jika proses fisik terjadinya struktur ini di dalam lingkungan modern dapat diketahui, dan jika batuan sedimen diinterpretasikan berdasarkan kesamaan prosesnya, maka mungkin untuk mengetahui lingkungan pengendapannya. Di dalam bab ini, dibahas proses fisika utama yang terdapat di dalam lingkungan pengendapan. Sifat alami endapan dihasilkan dari proses-proses ini dan akan diperkenalkan struktur sedimen utama yang terbentuk oleh interaksi media aliran dan detritus. Banyak fitur- fiitur ini terdapat pada lingkungan sedimen yang berbeda-beda dan harus dipikirkan di konteks lingkungan mana fitur-fitur ini terbentuk. 4.1 Media Transportasi GRAVITASI Kasus paling sederhana mengenai transportasi sedimen yang tidak signifikan melibatkan media di sekitarnya adalah jatuhan partikel dari tebing atau lereng akibat gravitasi. Jatuhan batuan (rock falls) menghasilkan gundukan sedimen di dasar lereng, biasanya secara umum terdiri dari debris kasar yang kemudian tidak mengalami proses sedimentasi kembali (rework). Akumulasi ini terlihat sebagai scree (akumulasi debris batuan di dasar tebing, bukit, atau lereng gunung, sering membentuk timbunan) di sepanjang sisi-sisi lembah di daerah pegunungan. Akumulasi ini membentuk kerucut talus (talus cone) dengan suatu permukaan pada sudut diam (angle of rest) kerikil, sudut maksimum dimana material akan tetap stabil dan klastik tidak akan jatuh menuruni lereng. Sudut ini bervariasi dengan bentuk dan distribusi ukuran butir, tetapi biasanya antara 30 dan 35 derajat dari bidang horizontal. Endapan scree berada di daerah pegunungan (6.6.1) dan terkadang di sepanjang pantai: endapan ini jarang terawetkan di dalam rekaman stratigrafi.

Upload: nicko-satya-nugraha

Post on 02-Oct-2015

101 views

Category:

Documents


2 download

DESCRIPTION

Transportasi Dan Mekanisme Sedimen

TRANSCRIPT

  • 1.09.2011

    Proses Transportasi dan Struktur Sedimen

    Source : Sam Boggs Jr : Proses Transportasi dan Struktur Sedimen

    Proses Transportasi dan Struktur Sedimen

    Bangunan biologi seperti karang-karang, tumpukan cangkang dan karpet mikroba

    diciptakan di dalam tempat yang tidak ada transportasi material. Sama halnya, pengendapan

    mineral evaporit di dalam danau, laguna dan di sepanjang garis pantai yang tidak melibatkan

    semua pergerakan zat particulate (substansi yang terdiri dari partikel-partikel). Namun

    bagaimanapun, hampir semua endapan sedimen lainnya diciptakan oleh transportasi material.

    Pergerakan material kemungkinan murni disebabkan oleh gravitasi, tapi yang lebih

    umum adalah karena hasil dari aliran air, udara, es atau campuran padat (dense mixtures)

    sedimen dan air. Interaksi material sedimen dengan media transportasi menghasilkan

    berkembangnya struktur sedimen, beberapa struktur sedimen berkaitan dengan pembentukan

    bentuk lapisan (bedform) dalam aliran sedangkan yang lain adalah erosi. Struktur sedimen ini

    terawetkan dalam batuan dan menyediakan rekaman proses yang terjadi pada waktu

    pengendapannya. Jika proses fisik terjadinya struktur ini di dalam lingkungan modern dapat

    diketahui, dan jika batuan sedimen diinterpretasikan berdasarkan kesamaan prosesnya, maka

    mungkin untuk mengetahui lingkungan pengendapannya.

    Di dalam bab ini, dibahas proses fisika utama yang terdapat di dalam lingkungan

    pengendapan. Sifat alami endapan dihasilkan dari proses-proses ini dan akan diperkenalkan

    struktur sedimen utama yang terbentuk oleh interaksi media aliran dan detritus. Banyak fitur-

    fiitur ini terdapat pada lingkungan sedimen yang berbeda-beda dan harus dipikirkan di

    konteks lingkungan mana fitur-fitur ini terbentuk.

    4.1 Media Transportasi

    GRAVITASI

    Kasus paling sederhana mengenai transportasi sedimen yang tidak signifikan

    melibatkan media di sekitarnya adalah jatuhan partikel dari tebing atau lereng akibat

    gravitasi. Jatuhan batuan (rock falls) menghasilkan gundukan sedimen di dasar lereng,

    biasanya secara umum terdiri dari debris kasar yang kemudian tidak mengalami proses

    sedimentasi kembali (rework).

    Akumulasi ini terlihat sebagai scree (akumulasi debris batuan di dasar tebing, bukit,

    atau lereng gunung, sering membentuk timbunan) di sepanjang sisi-sisi lembah di daerah

    pegunungan. Akumulasi ini membentuk kerucut talus (talus cone) dengan suatu permukaan

    pada sudut diam (angle of rest) kerikil, sudut maksimum dimana material akan tetap stabil

    dan klastik tidak akan jatuh menuruni lereng. Sudut ini bervariasi dengan bentuk dan

    distribusi ukuran butir, tetapi biasanya antara 30 dan 35 derajat dari bidang horizontal.

    Endapan scree berada di daerah pegunungan (6.6.1) dan terkadang di sepanjang pantai:

    endapan ini jarang terawetkan di dalam rekaman stratigrafi.

  • AIR

    Transportasi partikel di dalam air sejauh ini merupakan mekanisme transportasi yang

    paling signifikan. Air mengalir di permukaan lahan di dalam channel dan sebagai aliran

    permukaan (overland flow). Arus-arus di laut digerakkan oleh angin, tidal dan sirkulasi

    samudra. Aliran-aliran ini mungkin cukup kuat untuk membawa material kasar di sepanjang

    dasarnya dan material yang lebih halus dalam suspensi. Material dapat terbawa di dalam air

    sejauh ratusan atau ribuan kilometer sebelum terendapkan sebagai sedimen. Mekanisme air

    yang menggerakkan material ini akan dibahas di bawah.

    UDARA

    Setelah air, udara adalah media transportasi terpenting. Angin berhembus di atas

    lahan mengangkat debu dan pasir kemudian membawanya sampai jarak yang jauh. Kapasitas

    angin untuk mentransportasikan material dibatasi oleh densitas rendah dari udara. Seperti

    yang akan kita lihat di bagian 4.2.6, perbedaan densitas antara media dan klastik berpengaruh

    terhadap keefektifan media dalam menggerakkan sedimen.

    ES

    Air dan udara adalah media fluida yang jelas, tapi kita juga dapat mempertimbangkan

    es sebagai media fluida karena selama periode yang panjang es bergerak melintasi permukaan

    lahan, meskipun sangat lambat. Es adalah fluida berviskositas tinggi yang mampu

    mentransportasikan sejumlah besar debris klastik. Pergerakan detritus oleh es penting pada

    daerah di dalam dan di sekitar tudung es kutub dan daerah pegunungan dengan gletser

    semipermanen atau permanen (7.2, 7.3). Volume material yang digerakkan es sangat besar

    ketika meluasnya es (glaciation).

    SEDIMEN PADAT (DENSE SEDIMENT) DAN CAMPURAN AIR (WATER MIXTURES)

    Ketika ada sedimen berkonsentrasi tinggi di dalam air, campurannya akan membentuk

    aliran debris (4.6.1), yang dapat kita pikirkan seperti campuran larutan air dengan material

    yang tidak dapat terlarut (slurry) yang kekentalannya serupa dengan beton basah. Campuran

    padat ini digerakkan oleh gravitasi di permukaan lahan maupun di bawah air, perilakunya

    berbeda bila dibandingkan dengan sedimen yang tersebar di dalam tubuh air. Campuran yang

    lebih encer juga mungkin digerakkan oleh gravitasi di dalam air sebagai arus turbidit (4.6.2).

    Mekanisme aliran yang digerakkan gravitasi ini adalah mekanisme penting dalam

    mentransportasikan material kasar hingga ke samudra dalam.

    4.2 Perilaku Fluida dan Partikel di dalam Fluida

    Perkenalan singkat mengenai dinamika fluida, perilaku gerakan fluida, dibahas di bab

    ini untuk memberikan dasar-dasar pemahaman fisika untuk membahas transportasi sedimen

    dan pembentukan struktur sedimen di bagian selanjutnya. Untuk penjelasan yang lebih

    menyeluruh mengenai dinamika fluida tersedia di dalam Leeder (1982), J.R.L. Allen (1985,

    1994) dan P.A. Allen (1997).

  • 4.2.1 Aliran Laminar dan Turbulen

    Gerakan fluida dapat terbagi ke dalam dua cara yang berbeda. Dalam aliran laminar,

    semua molekul-molekul di dalam fluida bergerak saling sejajar terhadap yang lain dalam arah

    transportasi. Dalam fluida yang heterogen hampir tidak ada terjadinya pencampuran selama

    aliran laminar. Dalam aliran turbulen, molekul-molekul di dalam fluida bergerak pada semua

    arah tapi dengan jaring pergerakan dalam arah transportasi. Fluida heterogen sepenuhnya

    tercampur dalam aliran turbulen.

    Perbedaan antara gerakan laminar dan turbulen pertama kali didokumentasikan oleh

    O. Reynold diakhir abad ke-19. Dia melaksanakan percobaan pada aliran yang melalui

    tabung, dan tercatat bahwa plot tingkat aliran terhadap tekanan menurun antara saluran

    masuk dan saluran keluar, tidak menghasilkan grafik garis lurus. Besarnya tekanan yang

    hilang pada tingkat aliran tinggi dapat dihubungkan dengan naiknya gesekan antara partikel

    dalam aliran turbulen. Percobaan dengan benang (thread) yang dicelupkan di dalam tabung

    menunjukkan bahwa garis aliran sejajar pada tingkat aliran rendah, tapi pada kecepatan yang

    lebih tinggi benang berantakan karena fluida tercampur akibat gerakan turbulen (Gambar

    4.1).

    Parameter aliran ini disebut angka Reynold (Re). Nilai (tanpa dimensi atau satuan)

    yang menunjukkan aliran laminar atau turbulen. Angka Reynold diperoleh dari hubungan

    faktor-faktor sebagai berikut: kecepatan aliran (u), rasio densitas fluida dan viskositas fluida

    (v, viskositas kinematik fluida) dan karakter panjang atau jarak (l, diameter pipa atau kedalaman aliran di dalam channel terbuka). Persamaan angka Reynold tersebut didefinisikan

    sebagai berikut :

    Re = ul / v

    Aliran fluida di dalam pipa dan channel ditemukan laminar ketika angka Reynoldnya

    rendah (kurang dari 500) dan turbulen pada nilai yang lebih tinggi (lebih besar dari 2000).

    Dengan meningkatnya kecepatan, aliran akan menjadi turbulen dan di dalam fluida

    terdapat peralihan dari laminar menuju turbulen. Fluida dengan viskositas kinematik yang

    rendah, seperti udara, mengalir turbulen pada kecepatan rendah, jadi semua aliran angin

    alamiah yang dapat membawa partikel dalam suspensi adalah aliran turbulen. Air hanya

    mengalir laminar pada kecepatan yang rendah atau kedalaman air yang sangat dangkal, jadi

    aliran turbulen sangat umum pada proses transportasi dan pengendapan sedimen di air

    (aqueous). Aliran laminasi terjadi pada beberapa aliran debris, pergerakan es dan aliran lava,

    dan semua yang memiliki viskositas kinematik yang lebih besar dari air.

  • Gambar 4.1 Aliran fluida turbulen dan laminar

    Hampir semua aliran di dalam air dan udara yang membawa volume sedimen dalam

    jumlah yang signifikan adalah aliran turbulen. Perilaku partikel di dalam aliran ini akan

    dibahas sekarang.

    4.2.2 Transportasi Partikel di dalam Fluida

    Partikel semua ukuran digerakkan di dalam fluida oleh salah satu dari tiga mekanisme

    (Gambar 4.2). Pertama, partikel dapat bergerak menggelinding (rolling) di dasar aliran udara

    atau air tanpa kehilangan kontak dengan permukaan dasar. Kedua, partikel dapat bergerak

    dalam serangkaian lompatan, secara periode meninggalkan permukaan dasar dan terbawa

    dengan jarak yang pendek di dalam tubuh fluida sebelum kembali ke dasar lagi; ini dikenal

    sebagai saltasi (saltation). Terakhir, turbulensi di dalam aliran dapat menghasilkan gerakan

    yang cukup untuk menjaga partikel bergerak terus di dalam fluida; dikenal sebagai suspensi

    (suspension).

    Ada sejumlah faktor yang mengontrol gerakan partikel di dalam fluida turbulen.

    Pertama, karena kecepatan aliran meningkat, energi kinetik di dalam fluida menjadi lebih

    besar sehingga mengangkat partikel dari permukaan dasar dan menggerakkan secara saltasi.

    Kedua, turbulensi yang meningkat juga menyediakan gaya yang cukup kuat untuk menjaga

    partikel tetap tersuspensi. Ketiga, partikel dengan massa yang lebih besar memerlukan energi

    lebih untuk terangkat dan tersaltasi dan menjaga partikel agar tetap tersuspensi. Terakhir,

    partikel dengan luas permukaan relatif lebih besar dari massanya (contoh, mineral berbentuk

    lempengan / platy seperti mika) memiliki kecepatan pengendapan yang lebih rendah (perlu waktu lebih lama untuk tenggelam) dan dapat tetap (permanen atau sementara) tersuspensi

    dengan lebih mudah.

  • Gambar 4.2 Mekanisme transportasi partikel di dalam aliran: rolling dan saltasi (bedload); dan

    suspensi (suspended).

    Pada kecepatan arus rendah hanya partikel halus (lempung) dan partikel berdensitas

    rendah yang tetap tersuspensi, dengan partikel berukuran pasir bergerak rolling dan beberapa

    tersaltasi. Pada tingkat aliran yang lebih tinggi semua lanau dan beberapa pasir dapat tetap

    tersuspensi, dengan butiran (granules) dan kerakal halus (fine pebble) tersaltasi dan material

    lebih kasar bergerak rolling.

    Proses-proses ini secara esensial serupa baik di udara maupun di air, tapi di udara

    diperlukan kecepatan yang lebih tinggi untuk menggerakkan partikel tertentu karena densitas

    dan viskositas yang lebih rendah jika dibandingkan dengan air (Tabel 4.1). Konsekuensi dari

    viskositas udara yang rendah adalah butiran yang tersaltasi mendaratkan efek bantalan

    (cushioning effect) medium fluida yang relatif sedikit, dan butir-butir mempunyai momentum

    yang cukup untuk menumbuk butir-butir ke dalam aliran yang mengalir bebas. Efek ini tidak

    begitu nyata di dalam air karena gesekan antara butir yang bergerak dan fluida energinya

    telah habis sebelum mendarat. Zat particulate (substansi yang terdiri dari partikel-partikel

    yang terpisah) yang terbawa oleh aliran biasanya diistilahkan bedload (partikel yang rolling

    dan tersaltasi) dan suspended load (material dalam suspensi), juga terkadang disebut sebagai

    washload (Gambar 4.2).

  • Tabel 4.1 Densitas dan viskositas media transportasi fluida

    4.2.3 Partikel yang Masuk ke dalam Aliran

    Tidak dengan seketika terlihat jelas mengapa partikel yang berada di dasar aliran

    (contoh, di dasar sungai) lakukan selain dari bergerak terseret (frictional drag). Gerakan

    terseret antara air yang mengalir dan objek di dalam aliran adalah mekanisme utama bagi

    material kasar tertransportasikan sebagai komponen rolling bedload. Beberapa partikel

    bergerak ke atas dari dasar aliran dan sementara waktu memasuki aliran sebelum terendapkan

    kembali ketika aliran menurun. Ini adalah partikel saltasi. Aliran tidak mampu

    mempertahankan butir-butir ini dalam suspensi karena butir ini jatuh ke bawah lagi, jadi apa

    yang pertama kali membuat butir-butir ini bergerak naik? Jawabannya terdapat pada efek

    Bernoulli, fenomena yang memperkenankan burung-burung dan pesawat terbang dapat

    terbang dan kapal pesiar dapat berlayar dekat dengan angin. Efek Bernoulli sangat baik dijelaskan dengan membahas aliran fluida (udara, air atau

    semua media fluida) di dalam tabung yang salah satu sisinya menyempit (Gambar 4.3). Luas

    penampang melintang tabung di satu sisi lebih besar dari sisi lain, tapi untuk

    mempertahankan transportasi fluida agar tetap konstan di sepanjang tabung, jumlah yang

    sama harus mengalir di satu sisi dan keluar di sisi lain dengan periode waktu tertentu. Untuk

    memperoleh jumlah yang sama dari fluida, harus bergerak pada kecepatan yang lebih tinggi

    ketika melewati sisi yang sempit. Efek ini lazim dikenal orang yang memencet ujung selang

    air taman: air yang menyembur akan semakin cepat ketika ujung selang air sebagian ditutup.

  • Gambar 4.3 Efek Bernoulli diilustrasikan

    oleh fluida yang melintasi tabung menyempit.

    Hal selanjutnya yang dipertimbangkan adalah menjaga massa dan energi di sepanjang

    tabung. Variabel-variabel yang dilibatkan dapat dilihat dalam persamaan Bernoulli:

    Energi total = gh + (u2 / 2) + P

    dimana adalah densitas fluida, u adalah kecepatan, g adalah percepatan gravitasi, h perbedaan ketinggian dan P adalah tekanan. Tiga istilah dalam persamaan ini adalah energi

    potensial (gh), energi kinetik (u2 / 2) dan energi tekanan (P). Persamaan ini dianggap tidak kehilangan energi karena efek gesekan, jadi dalam kenyataan hubungannya adalah sebagai

    berikut:

    gh + (u2 / 2) + P + Eloss = konstanta

    Energi potensial adalah konstanta karena tidak ada perbedaan ketinggian di antara

    tempat dimana fluida bergerak masuk dan keluar. Energi kinetik berubah-ubah sebagaimana

    kecepatan aliran meningkat atau menurun. Jika energi total dalam sistem terjaga, pasti ada

    beberapa perubahan dalam hal terakhir, energi tekanan. Energi tekanan dapat diartikan

    sebagai energi yang tersimpan ketika fluida terkompresi: fluida yang terkompresi (seperti

    dalam tromol gas terkompresi) memiliki energi yang lebih tinggi dibandingkan dengan yang

    tidak terkompresi.

    Kembali ke aliran di dalam sisi tabung yang runcing, untuk keseimbangan persamaan

    Bernoulli, energi tekanan harus direduksi untuk mengkompensasikan kenaikan energi kinetik

    akibat penyempitan aliran di ujung akhir tabung. Artinya bahwa ada reduksi tekanan pada sisi

    akhir tabung yang menyempit.

  • Pindahkan ide ini ke aliran di dalam channel, klastik di dasar channel akan mereduksi

    penampang melintang aliran di atasnya. Kecepatan di atas klastik akan lebih besar daripada

    ke hulu dan ke hilirnya dan untuk menyeimbangkan persamaan Bernoulli harus ada reduksi

    tekanan di atas klastik. Reduksi tekanan ini menyediakan gaya angkat (lift force) temporer

    yang menggerakkan klastik di dasar aliran (Middleton & Southard 1978). Selanjutnya klastik

    sementara waktu naik ke dalam fluida yang bergerak sebelum jatuh ke dasar channel akibat

    gravitasi dalam sebuah peristiwa saltasi (Gambar 4.4).

    4.2.4 Ukuran Butir dan Kecepatan Aliran

    Kecepatan fluida dimana partikel akan naik ke dalam aliran dapat disebut sebagai

    kecepatan kritis. Jika gaya yang bekerja pada partikel di dalam aliran telah dibahas maka

    hubungan sederhana antara kecepatan kritis dan massa partikel dapat diperkirakan. Gaya seret

    (drag force) yang diperlukan untuk menggerakkan partikel di sepanjang aliran akan

    meningkat seiring massa, karena akan memerlukan gaya angkat untuk membawa partikel

    naik ke dalam aliran. Pada kecepatan sedang (moderate) butir pasir dapat tersaltasi, butiran

    bergerak rolling dan kerakal tetap tidak bergerak, tapi jika kecepatan meningkat gaya yang

    bekerja pada partikel-partikel ini bertambah dan pasir lebih halus mungkin tersuspensi,

    butiran tersaltasi, dan kerakal bergerak rolling. Hubungan linear sederhana seperti ini juga

    bekerja untuk material lebih kasar, tapi ketika ukuran butir halus terlibat maka akan semakin

    komplek.

    Gambar 4.4 Gaya yang bekerja pada suatu butir di dalam aliran. (menurut Middleton & Southard

    1978; Collinson & Thompson 1982).

    Diagram Hjulstrm (Gambar 4.5) menunjukkan hubungan antara kecepatan aliran air

    dan ukuran butir (Hjulstrm 1939). Ada dua garis utama pada grafik. Garis yang lebih rendah

    menunjukkan hubungan antara kecepatan aliran dan partikel yang siap akan bergerak. Ini

    menunjukkan bahwa kerakal akan berhenti di sekitar 20-30 cm/s, butir pasir sedang pada 2-3

    cm/s, dan partikel lempung ketika kecepatan aliran adalah secara efektif nol. Oleh karena itu

    ukuran butir partikel di dalam aliran dapat digunakan sebagai petunjuk kecepatan pada waktu

    pengendapan sedimen jika terendapkan sebagai partikel-partikel terisolasi. Garis kurva

    bagian atas menunjukkan kecepatan aliran yang diperlukan untuk mengerakkan partikel dari

  • kondisi diam. Pada setengah bagian kanan grafik, garis ini sejajar dengan garis yang pertama

    tapi untuk ukuran butir tertentu diperlukan kecepatan yang lebih besar untuk memulai

    pergerakan daripada untuk menjaga partikel tetap bergerak. Pada sisi kiri diagram terdapat

    garis divergen yang tajam: secara intuisi, partikel lanau yang lebih kecil dan lempung

    memerlukan kecepatan yang lebih besar untuk menggerakkannya daripada pasir. Hal ini

    dapat dijelaskan melalui sifat mineral lempung yang akan mendominasi fraksi halus dalam

    sedimen.

    Mineral lempung bersifat kohesif (2.5.5) dan sekali terendapkan akan cenderung

    merekat bersama, membuatnya lebih sulit untuk naik ke dalam aliran daripada butir-butir

    pasir. Catat bahwa ada dua macam untuk material kohesif. Lumpur tak terkonsolidasi (unconsolidated mud) telah terendapkan tapi tetap merekat, material plastis. Lumpur

    terkonsolidasi (consolidated mud) telah lebih banyak mengeluarkan air darinya dan bersifat kaku atau keras (rigid). Dalam prakteknya, banyak endapan material lumpuran berada antara

    dua macam ini.

    Gambar 4.5 Diagram Hjulstrm, menunjukkan hubungan antara kecepatan aliran dan transportasi butir-butir

    lepas. Ketika butir telah terendapkan, diperlukan energi yang lebih tinggi untuk mulai menggerakkannya

    daripada menjaganya tetap bergerak ketika telah bergerak. Sifat kohesif partikel lempung mengartikan bahwa

    sedimen berbutir halus memerlukan kecepatan yang lebih tinggi untuk mengerosi kembali sedimen ini ketika

    sedimen ini terendapkan, khususnya ketika terkompaksi. (dari Earth, edisi kedua oleh Frank Press dan Raymond

    Siever. 1974, 1978, dan 1986 oleh W.H. Freeman and Company).

  • Perilaku partikel halus dalam aliran, sebagaimana yang ditunjukkan oleh diagram

    Hjulstrm, memiliki konsekuensi penting untuk pengendapan dalam lingkungan

    pengendapan alami. Lempung dapat tererosi dalam semua kondisi kecuali air yang

    menggenang, tapi lumpur dapat terakumulasi dalam semua setting dimana aliran berhenti

    mengalir dengan waktu yang cukup untuk partikel lempung terendapkan: aliran yang kembali

    mengalir tidak akan menaikkan kembali endapan lempung kecuali kecepatannya relatif

    tinggi. Perselingan pengendapan lumpur dan pasir terlihat dalam lingkungan dimana

    alirannya sebentar-sebentar (intermittent), seperti setting tidal (11.2.4).

    4.2.5 Variasi Ukuran Klastik : Graded Bedding

    Jika kecepatan berubah selama suatu periode aliran, ukuran klastik yang terendapkan

    akan mencerminkan perubahan dalam kekuatan aliran. Aliran yang menurun dari 20 cm/s ke

    1 cm/s akan diawali pengendapan pasir kasar tapi akan secara progresif mengendapkan pasir

    sedang dan halus akibat turunnya kecepatan. Lapisan pasir yang terbentuk dari penurunan

    aliran ini akan menunjukkan reduksi dalam ukuran butir dari kasar di dasarnya hingga halus

    di bagian atasnya. Pola perubahan ukuran klastik dalam suatu lapisan tunggal ini disebut

    sebagai gradasi normal (normal grading). Sebaliknya, peningkatan dalam kecepatan aliran

    seiring waktu mungkin menghasilkan peningkatan ukuran butir ke arah atas pada suatu

    lapisan, dikenal sebagai gradasi terbalik (reverse grading). Normal grading lebih umum

    karena banyak aliran alami yang dimulai dengan sentakan yang kuat diikuti oleh penurunan

    secara gradual kecepatan alirannya. Aliran yang secara gradual bertambah kecepatannya

    seiring waktu yang menghasilkan reverse grading jumlah frekuensinya sedikit. Material yang

    diendapkan dari air statis juga menampakkan gradasi, perhitungan hubungan antara ukuran

    butir dan kecepatan pengendapan dijelaskan dengan hukum Stoke. Partikel yang lebih besar

    memiliki kecepatan terminal yang besar dan terendapkan lebih cepat dari butir-butir yang

    lebih kecil (lihat Leeder 1982).

    Gradasi dapat terjadi di variasi setting lingkungan yang bermacam-macam: normal

    grading adalah karakteristik penting dari banyak endapan arus turbidit (4.6.2) tapi mungkin

    juga hasil dari badai di paparan kontinen (14.3), limpah banjir di lingkungan fluvial (9.3) dan

    setting delta top (12.1.1).

    Sangat berguna menggambarkan perbedaan antara gradasi yang ada di dalam suatu

    lapisan tunggal dan gradasi yang terdapat pada sejumlah lapisan. Suatu pola beberapa lapisan

    yang dimulai dengan ukuran klastik kasar di lapisan terendah dan material lebih halus di

    lapisan yang tertinggi disebut sebagai menghalus ke atas (fining-upward). Pola yang

    sebaliknya dengan lapisan terkasar di atas adalah rangkaian mengasar ke atas (corsening-

    upward) (Gambar 4.6). Catat bahwa mungkin ada keadaan dimana lapisan individual yang

    bergradasi normal tapi di dalam lapisan rangkaian coarsening-upward. Pengenalan dan

    interpretasi pola coarsening-upward dan fining-upward adalah penting dalam menganalisis

    lingkungan sedimen.

    4.2.6 Densitas Fluida dan Ukuran Partikel

    Gaya yang bekerja pada partikel adalah fungsi dari viskositas dan densitas media

    fluida seperti halnya massa partikel. Fluida berviskositas lebih tinggi menggunakan gaya

    seret dan angkat yang lebih besar untuk kecepatan aliran tertentu. Dua fluida yang terpenting

    di permukaan bumi adalah air dan udara. Aliran air dapat mentransportasikan klastik sebesar

    bongkah pada kecepatan yang terekam dalam sungai, tapi bahkan pada badai dengan

  • kekuatan angin yang sangat tinggi, partikel mineral dan batuan terbesar yang terbawa

    kemungkinan besar berukuran sekitar satu milimeter. Pembatasan ukuran partikel yang

    terbawa angin adalah satu kriteria yang mungkin digunakan untuk membedakan material

    yang diendapkan oleh air dari yang ditransportasikan dan diendapkan oleh angin (8.2). Fluida

    berviskositas lebih tinggi seperti es dan aliran debris (4.6.1) dapat mentransportasikan

    bongkah berukuran beberapa meter hingga puluhan meter panjangnya. Klastik besar mungkin

    terbawa di bagian teratas dari aliran laminar.

    Gambar 4.6 Gradasi normal dan terbalik dalam lapisan tunggal; pola menghalus ke atas dan mengasar ke atas

    dalam rangkaian lapisan.

    4.3 Aliran, Sedimen dan Bentuk Lapisan (Bedform)

    Bedform adalah fitur morfologi yang terbentuk oleh interaksi antara aliran dan

    sedimen pada suatu lapisan. Riak air (ripples) di pasir dalam aliran arus dan bukit pasir (sand

    dunes) di dalam gurun adalah contoh bedform, yang pertama dihasilkan dari aliran di dalam

    air, dan yang kedua dari aliran udara. Untuk menjelaskan bagaimana bedform ini terbentuk

    dan mengapa tipe bedform berbeda diperlukan ringkasan dinamika fluida.

    Kehadiran gaya gesekan di dalam aliran telah dicatat ketika membahas persamaan

    Bernoulli (4.2.3). Gesekan terbesar pada tepi-tepi aliran-sebagai contoh, di dasar aliran di

    dalam channel dimana pusaran perputaran (eddies) aliran turbulen berinteraksi dengan batas

    yang padat (solid). Sejumlah lapisan di dalam fluida dapat dikenali (Gambar 4.7). Pada batas

    terdapat lapisan serapan (adsorbed layer) dimana partikel fluida terikat (attached) ke

    permukaan padat (solid surface); ketebalannya hanya beberapa molekul. Selanjutnya terdapat

    lapisan batas (boundary layer), zona yang menunjukkan gradien kecepatan aliran dari nol di

    adsorbed layer sampai kecepatan aliran rata-rata di dalam aliran bebas (free stream), bagian

    aliran tidak terpengaruh oleh efek batas (boundary effects).

  • Di dalam boundary layer terdapat viscous sub-layer, daerah yang biasanya berupa

    fraksi dengan ketebalan satu milimeter dimana gaya rekat (viscous forces) penting pada

    kecepatan rendah.

    Hubungan antara ketebalan viscous sub-layer dan ukuran butir di atas aliran

    menggambarkan sifat arus. Jika semua partikel berada di dalam viscous sub-layer maka

    permukaan hidroliknya lembut (smooth). Jika ada partikel yang terbangun ke atas (tingginya)

    melewati lapisan ini maka permukaan alirannya kasar (rough). Di dalam aliran air (aqueous)

    yang melebihi kecepatan kritis yang diperlukan untuk menggerakkan sedimen, permukaan

    aliran selalu kasar jika diameter butir melebihi 0,6 mm. Kepentingan dari ini akan terlihat

    ketika hubungan antara ukuran butir dan tipe bedform didiskusikan di bawah.

    Gambar 4.7 Lapisan-lapisan di dalam suatu aliran dan kekasaran permukaan aliran: suatu lapisan tipis adsorbed

    layer dimana tidak ada pergerakan fluida, viscous sub-layer dan boundary layer di dalam aliran.

    Bedform di dalam aliran baik di udara maupaun di air dibahas bersama di sisa bagian

    ini. Terdapat banyak kesamaan bentuk dan proses antara perilaku pasir di dalam aliran air dan

    di dalam arus angin, tapi ada juga beberapa fitur yang unik untuk aeolian bedform. Proses

    pengendapan dan struktur sedimen aeolian bedform dibahas lebih lanjut di bab 8.

    4.3.1 Arus Riak (Current Ripples)

    Ketika kecepatan aliran kritis untuk mengerakkan butir-butir pasir telah tercapai maka

    mulailah terjadi saltasi. Jika aliran melewati suatu lapisan pasir diamati terlihat bahwa butir-

    butir mulai tersusun dalam kelompok (clusters). Kelompok-kelompok ini tingginya hanya

  • beberapa butir, tapi ketika telah terbentuk kelompok ini menciptakan tingkat-tingkat (steps)

    yang mempengaruhi aliran di dalam boundary layer. Aliran dapat divisualisasikan sebagai

    garis-aliran (streamline) di dalam fluida, garis imajiner yang menunjukkan arah aliran

    (Gambar 4.8). Streamline berada sejajar dengan dasar yang rata atau sisi-sisi pipa silindris,

    tapi jika terdapat ketidakteraturan (irregularity), seperti penanggaan (steps) di dasar karena

    akumulasi butir-butir, streamline berkumpul dan tingkat transportasi meningkat.

    Di bagian teratas dari steps, streamline terpisah dari permukaan dasar dan daerah

    pemisahan lapisan batas (boundary layer separation) terbentuk di antara titik pemisahan

    aliran (flow separation point) dan titik pengikatan aliran (flow attachment point) di hilirnya

    (Gambar 4.8). Di bawah streamline ini terdapat daerah yang disebut gelembung pemisahan

    (separation bubble) atau zona pemisahan (separation zone). Perluasan aliran di atas steps

    menghasilkan peningkatan tekanan (efek Bernoulli, 4,2,3) dan tingkat transportasi sedimen

    tereduksi, menghasilkan pengendapan di atas sisi bawah angin (lee side) dari steps.

    Current ripples (Gambar 4.9 & 4.10) adalah bedform kecil yang terbentuk oleh efek

    boundary layer separation di atas lapisan pasir. Kelompok kecil butir-butir dengan cepat

    membentuk puncak (crest) dari ripples dan pemisahan terjadi dekat titik ini (Allen 1968).

    Butir-butir pasir bergerak rolling dan tersaltasi ke puncak di sisi hulu atau stoos side dari

    ripples.

    Longsoran butir-butir ke arah hilir atau lee side dari ripples ketika butir-butir yang

    terakumulasi menjadi tidak stabil di puncak. Di dalam separation bubble ada pusaran lemah (

    suatu roller vortex: Gambar 4.8). Butir-butir yang longsor di atas lee slope cenderung untuk

    berhenti pada sudut yang dekat dengan sudut lereng kritis maksimum, untuk pasir sekitar 30.

    Pada flow attachment point ada peningkatan tekanan (stress) di atas lapisan yang

    menghasilkan erosi dan pembentukan gerusan (scour) kecil, lembah atau palung (trough) dari

    ripples.

  • Gambar 4.8 Aliran di atas suatu bedform:

    streamline imajiner di dalam aliran menggambarkan

    pemisahan aliran tepi bedform dan attachment

    point dimana streamline bertemu permukaan bedform

    dimana ada peningkatan turbulensi dan erosi.

    Suatu pusaran pemisahan mungkin terbentuk di lee

    dari bedform dan menghasilkan aliran counter-current

    (reverse) minor.

    CURRENT RIPPLES DAN LAMINASI SILANG SIUR (CROSS LAMINATION)

    Migrasi ripples ke arah hilir selama pasir ditambahkan ke puncak dan menjadi

    semakin besar di atas lee slope. Hal ini menggerakkan puncak dan dari sini titik pemisahan

    (separation point) ke arah hilir. Efek dari ini untuk menggerakkan attachement point dan

    lembah ke arah hilir juga. Gerusan di dalam lembah dan di dasar stoss side menyuplai pasir

  • yang menggerakkan lereng landai stoss side selanjutnya dan juga semua deretan lembah dan

    puncak dari ripples maju ke arah hilir. Pasir yang longsor di atas lee slope selama migrasi ini

    membentuk rangkaian lapisan-lapisan di sudut lereng. Lapisan ini tipis, lapisan berlereng

    (inclined layers) dari pasir disebut cross laminae; lapisan ini membentuk struktur sedimen

    yang disebut sebagai cross lamination (Gambar 4.11).

    Ketika dilihat dari atas, current ripples menunjukkan variasi bentuk (Gambar 4.9).

    Memiliki bentuk puncak yang lurus sampai sinus (straight or sinous ripples) yang relatif

    berlanjut atau membentuk pola kurva yang tidak tersambung (unconnected arcuate) yang

    disebut linguoid ripples. Pusaran arus dan ketidakteraturannya tampaknya bertanggung

    jawab terhadap linguoid ripples yang lebih komplek.

    Puncak straight & linguoid ripples memberikan pola yang berbeda dari cross

    lamination dalam tiga dimensi. Straight ripples yang sempurna akan menghasilkan cross

    laminae dengan kemiringan (dipping) ke arah yang sama dan berada dalam bidang yang

    sama: ini adalah planar cross lamination. Sinous & linguoid ripples memiliki permukaan lee

    slope yang kurva, menghasilkan lamina dengan dip pada suatu sudut terhadap aliran ke arah

    hilir. Selama linguoid ripples bermigrasi curved cross laminae sebagian besar terbentuk

    dalam daerah rendah berbentuk-lembah (trough-shaped) di antara bentuk ripples yang

    berdekatan, menghasilkan trough cross lamination (Gambar 4.11).

    Gambar 4.10 Current ripples terbentuk dalam pasir di estuaria: medan pandang sekitar 1 m.

    PENCIPTAAN DAN PENGAWETAN CROSS LAMINATION

    Current ripples bermigrasi oleh perpindahan pasir dari stoss side dan pengendapan di

    atas lee slope. Jika ada sejumlah pasir yang tersedia, ripples akan bermigrasi di atas

    permukaan sebagai bentuk ripples sederhana, dengan erosi di dalam lembah menyeimbangi

    penambahan puncak. Bentuk starved ripples ini terawetkan jika tertutupi oleh lumpur. Di

    dalam suatu keadaan dimana ada penambahan pasir dan arus membawa dan mengendapkan

    partikel pasir, jumlah pasir yang diendapkan di atas lee slope akan lebih besar daripada yang

    dipindahkan dari stoss side. Akan ada penambahan pasir ke ripples dan akan tumbuh tinggi

    selama ripples bermigrasi.

    Hal terpenting, kedalaman gerusan di lembah tereduksi, menyisakan cross laminae

    yang tercipta oleh migrasi ripples yang lebih awal yang terawetkan. Dengan cara ini lapisan

    pasir cross lamination dihasilkan (Gambar 4.11).

    Ketika tingkat penambahan pasirnya tinggi maka tidak akan ada perpindahan pasir

    dari stoss side dan tiap ripples akan memindahkan stoss side ke atas dan membentuk ripples

    ke arah depan. Ini disebut climbing ripples (Allen 1972) (Gambar 4.12). Ketika penambahan

  • sedimen dari arus melampaui pergerakan bagian depan ripples, pengendapan akan terjadi di

    atas stoss side seperti halnya di atas lee side. Selanjutnya climbing ripples adalah petunjuk

    sedimentasi cepat, selama pembentukannya tergantung pada penambahan pasir ke dalam

    aliran, dengan tingkat yang sama atau lebih besar dari tingkat migrasi ripples ke arah hilir.

    PEMBATAS PADA PEMBENTUKAN CURRENT RIPPLES

    Pembentukan current ripples memerlukan kecepatan aliran sedang (moderate) di atas

    lapisan yang lembut secara hidrolik (lihat di atas). Current ripples hanya terbentuk dalam

    pasir yang dominan berukuran butir kurang dari 0,7 mm (tingkat pasir kasar) karena

    kekasaran lapisan diciptakan oleh pasir lebih kasar yang menghalangi skala-kecil boundary

    layer separation yang diperlukan untuk pembentukan ripples. Karena pembentukan ripples

    dikontrol oleh proses di dalam boundary layer dan tidak ada batasan kedalaman air dan

    current ripples mungkin terbentuk dalam air yang kedalamannya berkisar beberapa

    centimeter hingga kilometer. Hal ini sangat berbeda dengan subaqueous bedform yang lain

    (subaqueous dunes, sand waves, wave ripples) yang tergantung pada kedalaman air.

    Gambar 4.11 Migrasi ripple berpuncak lurus dan dune bedform membentuk planar cross lamination dan

    planar cross bedding. Sinous atau isolated (or lunate) ripple dan dune bedform menghasilkan tough cross

    lamination dan trough cross bedding. (Menurut Tucker 1991).

  • Gambar 4.12 Climbing ripple cross lamination dihasilkan oleh pengendapan cepat dari aliran yang membawa

    sejumlah tinggi pasir. (Menurut Collinsn & Thompson 1982).

    Current ripples bervariasi ketinggiannya dari 5 sampai 30 mm dan panjang gelombangnya (puncak ke puncak

    atau lembah ke lembah) berkisar 50 hingga 400 mm (Allen 1968). Panjang gelombang ripples kira-kira 1000

    kali ukuran butir, meskipun hubungan ini tergantung pada variasinya. Penting untuk mencatat batas bagian atas

    dimensi current ripples dan menegaskan bahwa ripples tidak tumbuh menjadi bedform yang lebih besar.

    4.3.2 Bukit-Bukit (Dunes)

    Lapisan-lapisan pasir di dalam lingkungan sungai, estuaria, pantai dan laut juga

    memiliki bedform yang jelas lebih besar daripada ripples. Bedform besar ini disebut dunes,

    meskipun istilah lain seperti, megaripples, sand waves (lihat di bawah) dan bars juga digunakan (lihat Leeder 1982; Collinson & Thompson 1982; J.R.L. Allen 1994; P.A. Allen

    1997).

    Bukti bahwa bedform yang lebih besar ini bukan sekedar ripples besar berasal dari

    pengukuran tinggi dan panjang gelombang semua bedform (Gambar 4.13). Data yang jatuh

    ke dalam kelompok-kelompok yang tidak tumpang tindih, menunjukkan bahwa bedform ini

    terbentuk dari proses yang berbeda yang bukan bagian dari rangkaian kesatuan. Morfologi

    subaqueous dunes serupa dengan ripples: memiliki stoss side yang diawali dengan puncak

    dan longsoran pasir menuruni lee slope menuju lembah. Pemisahan aliran sekali lagi

    merupakan hal penting, dengan pusaran arus (roller vortex) yang berkembang di atas lee

    slope dan penggerusan terjadi pada titik pengikatan kembali (reattachment point) di dalam

    lembah.

    Selain itu, kesamaan dengan ripples tidak terlalu tampak, terdapat banyak variasi

    bentuk dan proses dalam subaqueous dunes.

    DUNES DAN CROSS BEDDING

    Migrasi subaqueous dunes menghasilkan konstruksi rangkaian lapisan berlereng

    (sloping layer) yang terbentuk oleh longsoran di atas lee slope, yang disebut sebagai cross

    beds. Pada kecepatan aliran rendah pusaran arus terbentuk lemah dan ada sedikit penggerusan

    pada reattachment point. Cross beds terbentuk hanya pada sudut diam (angle of rest) pasir,

    dan ketika terbangun ke arah luar menuju lembah, kontak dasarnya menyudut (angular).

    Bedform yang terbentuk pada kecepatan ini biasanya memiliki puncak bersinusitas rendah,

    jadi bentuk tiga dimensi struktur ini serupa dengan planar cross lamination. Ini adalah planar

  • cross bedding, dan permukaan di dasar cross beds berbentuk datar dan dekat horizontal

    karena ketiadaan penggerusan di dalam lembah. Cross beds yang dibatasi oleh permukaan

    horizontal terkadang disebut sebagai tabular cross bedding (Gambar 4.11 & 4.14). Cross

    beds mungkin membentuk sudut tajam pada dasar lereng longsoran atau mungkin asimtot

    (tangential) terhadap horizontal (Gambar 4.15 & 4.16). Pada kecepatan aliran yang tinggi

    pusaran arusnya adalah fitur kuat yang menciptakan arus balik (counter-currents) pada dasar

    muka gelincir (slip face) yang mungkin cukup kuat untuk menghasilkan ripples (counter-flow

    ripples) yang memindahkan ujung (toe) dari lee slope dengan jarak yang dekat (Gambar

    4.15).

    BATASAN PADA PEMBENTUKAN DUNES

    Dunes memiliki panjang gelombang yang berkisar dari 60 cm hingga ratusan meter

    dan tingginya dari 5 cm hingga lebih dari 10 m (Leeder 1982). Dunes yang terkecil lebih

    besar dari ripples yang terbesar. Dunes terbentuk dalam pasir halus hingga sangat kasar dan

    kerikil tapi tidak ditemukan dalam pasir sangat halus.

    Ada hubungan antara ketebalan boundary layer dan panjang gelombang dan tinggi

    dunes; di dalam aliran air di sungai, dll, boundary layer adalah kira-kira kedalaman aliran.

    Dengan meningkatnya kedalaman aliran dimensi ini biasanya akan menjadi lebih besar tapi

    sulit untuk menentukan hubungan ukuran-kedalaman dengan jelas (Alen 1970a). Sebagai

    konsekuensi kebergantungan kedalaman ini, subaqueous dunes umumnya ditemukan di

    dalam channel sungai, delta, estuaria, dan paparan dengan arus tidal yang kuat (lihat bab 9,

    11, 12 dan 14).

    Gambar 4.13 Grafik panjang gelombang dan ketinggian subaqueous ripple dan subaqueous dune bedform.

    (Menurut Collinson & Thompson 1982).

    Efek lanjut aliran yang lebih kuat adalah penciptaan tanda lubang gerusan pada

    reattachment point. Longsoran lee slope maju menuju lembah gerusan ini, jadi dasar cross

    beds ditandai oleh permukaan erosi yang bergelombang. Puncak subaqueous dunes yang

    terbentuk dibawah kondisi ini akan sangat sinus atau akan pecah menjadi rangkaian bentuk

    linguoid dunes. Lembah cross bedding yang terbentuk oleh migrasi sinous subaqueous dunes

    biasanya memiliki kontak dasar yang asimtot dan batas bawah yang bergelombang.

  • Gambar 4.14 Planar cross bedding di dalam lapisan batupasir laut dangkal berumur Eosen, cekungan Bighorn,

    Wyoming, USA. Skala dalam inci (1 inch = 2,54 cm)

    SAND WAVES

    Survei paparan laut kontinen telah mengungkapkan kehadiran bedform linier besar

    dalam daerah pasiran lantai laut. Fitur ini memiliki panjang gelombang puluhan hingga

    ratusan meter dan mungkin melebihi 10 m tingginya. Puncaknya lurus sampai sinus sedang

    dan lembahnya tidak memiliki lubang gerusan yang terbentuk baik.

    Kehadiran subaqueous dunes di belakang beberapa sand waves ini menunjukkan

    bahwa mungkin keduanya berbeda, tapi ada begitu banyak tumpang tindih antara ukuran dan

    bentuk sand waves dan subaqueous dunes yang tidak mudah memisahkan keduanya. Sand

    wave ini biasanya memiliki tinggi 1 8 m dengan panjang gelombang 50 -300 m dan terdapat pada paparan dan estuaria yang dipengaruhi tidal. Karakteristik bedform yang terbentuk

    dalam lingkungan yang dipengaruhi tidal didiskusikan dalam bab 11.

  • Gambar 4.15 Tangential toe di dasar suatu set cross beds.

    Counter-current ripples di ujung (toe) subaqueous dune

    bedform yang terbentuk oleh aliran terlokalisir dalam

    separation bubble.

    Gambar 4.16 Cross bedding di dalam lapisan batupasir laut dangkal berumur Kapur, cekungan Morondava,

    bagian barat Madagaskar.

  • BENTUK LAPISAN YANG TUMPANG TINDIH (SUPERIMPOSED BEDFORMS)

    Gambar 4.17 menunjukkan ripples dan subaqueous dunes berdampingan dalam

    estuaria sungai. Ripples terbentuk dalam arus di atas stoss side dari dunes dan di dalam

    lembah, dimana komplek pusaran dapat memberikan kenaikan ke komplek pola ripples.

    Dalam kasus bedform di dalam lingkungan tidal, superimposed bedform mungkin suatu

    konsekuensi perubahan kekuatan aliran dan kedalaman aliran.

    4.3.3 Cross Stratification, Cross Bedding dan Cross Lamination

    Bermanfaat sekali meringkas istilah-istilah yang digunakan dalam konteks untuk

    menjamin konsistensi terminologi (Collinson & Thompson 1982). Cross stratification adalah

    semua lapisan dalam sedimen dan batuan sedimen yang berorientasi dengan sudut tertentu

    terhadap horizontal pengendapan. Strata berlereng (inclined strata) sangat umum terbentuk di

    dalam pasir dan kerikil oleh migrasi bedform. Ketika bedform bermigrasi, pasir diendapkan di

    atas lee slope dengan sudut sampai 30 dari horizontal, membentuk lapisan tipis pada sudut

    ini yang mungkin terawetkan jika ada jaring akumulasi. Jika bedform adalah ripples maka

    akan menghasilkan struktur yang disebut sebagai cross lamination. Ripples dibatasi

    ketinggian puncaknya sampai sekitar 3 cm, jadi lapisan cross lamination tidak melampaui

    ketebalan ini.

    Migrasi bedform yang lebih besar seperti dunes dan sand waves membentuk cross

    bedding yang ketebalannya mungkin mencapai puluhan centimeter hingga puluhan meter.

    Cross stratification adalah istilah yang lebih umum dan digunakan untuk stratifikasi

    berlereng yang dihasilkan oleh proses selain dari migrasi bedform-contoh, permukaan

    berlereng (inclined surface) yang terbentuk di atas tepi bagian dalam (inner bank) sungai oleh

    migrasi point bar (9.2.2). Istilah lain yang telah digunakan adalah current bedding, festoon bedding dan false bedding, tapi sekarang ini tidak dipakai. Suatu unit tunggal material cross bedded disebut sebagai set, dan tumpukan set yang sama disebut sebagai co-set

    (Gambar 4.18).

    Gambar 4.17 Ripple bedforms di sisi hulu dune bedform yang tersingkap di dalam suatu estuaria (Barmouth ,

    Wales).

  • 4.3.4 Plane Bedding dan Planar Lamination

    Plane bedding adalah struktur tersederhana dari semua struktur sedimen. Ini adalah

    lapisan sederhana pasir yang terendapkan dari aliran untuk menghasilkan planar

    lamination. Suatu diagram stabilitas bedform (Gambar 4.19) memiliki dua daerah dimana

    plane beds bersifat stabil. Lower-stage plane beds terbentuk di dalam pasir ukuran butir kasar

    dan lebih dari itu (lebih dari 0,7 mm) ketika kecepatan kritis tercapai dan butir-butir mulai

    bergerak sepanjang permukaan lapisan. Ripples tidak terbentuk pada ukuran butir kasar

    karena permukaan lapisannya kasar (4.3) dan menghalangi terjadinya pemisahan aliran.

    Horizontal planar lamination yang dihasilkan di bawah kondisi keadaan ini cenderung

    kurang baik terbentuknya.

    Gambar 4.18 Set dan co-set cross stratification. (Menurut Collinson & Thompson 1982).

    Pada kecepatan aliran yang tinggi upper-stage plane beds terjadi dalam semua ukuran

    butir pasir menghasilkan planar lamination yang terbentuk baik dengan lamina yang

    biasanya dengan ketebalan 5-20 ukuran butir (Gambar 4.20). Permukaan lapisan juga

    ditandai punggungan (ridge) memanjang dengan tinggi beberapa diameter butir, terpisahkan

    oleh alur parit (furrow) yang berorientasi sejajar dengan arah aliran (Allen 1964a). Fitur ini

    disebut sebagai primary current lineation (sering disingkat pcl) dan ini adalah karakteristik

    upper-stage plane bedding. Primary current lineation terbentuk di atas lapisan sebagai hasil

    karakteristik aliran di dalam viscous sub-layer (4.3), pembentukan ledakan (bursts) dan sapuan (sweeps).

    Ketika aliran turbulen di atas permukaan yang lembut diperiksa secara detail terlihat

    bahwa ada lintasan (streaking) yang sejajar dengan arah aliran. Aliran yang terdiri dari daerah dimana fluida meledak (bursting) dari viscous sub-layer menuju boundary layer utama dan zona sejajar sapuan (sweeps) fluida turun ke viscous sub-layer. Efek ini dengan cepat berakhir tapi pada batas lapisan efek ini menciptakan punggungan dan alur parit yang

    terlihat sebagai primary current lineation. Efek ini berkurang ketika permukaan lapisan kasar

    dan oleh karena itu tidak terbentuk baik dalam pasir lebih kasar.

  • Gambar 4.19 Diagram stabilitas bedform menunjukkan bidang stabilitas dari bedform yang berbeda-beda yang

    terbentuk di dalam sedimen dengan ukuran butir yang berbeda dan pada kecepatan aliran yang berbeda.

    (Menurut Harms et al. 1975; Walker 1992b).

    Gambar 4.20 Endapan batu pasir berlaminasi sejajar (parallel lamination) di dalam suatu lingkungan limpah

    banjir (overbank) (Kapur, Alexander Island, Antartica).

  • 4.3.5 Aliran Cepat (Superctitical)

    Aliran mungkin dapat tenang (tranquil), dengan permukaan air yang lembut, atau

    cepat (rapid), dengan permukaan yang tidak rata puncak dan lembah gelombangnya di dalam

    beberapa keadaan. Keadaan aliran ini dapat dinyatakan dalam parameter, angka Froude, yang

    berhubungan dengan kecepatan air yang dapat meneruskan atau mentransmisikan suatu

    gelombang melewati air. Dalam bentuk yang paling sederhana angka Froude dapat dianggap

    sebagai perbandingan kecepatan aliran dengan kecepatan gelombang di dalam aliran (Leeder

    1982).

    Ketika nilainya kurang dari satu, suatu gelombang (terbentuk, contohnya, oleh kerakal

    yang terjatuh ke dalam air oleh angin di permukaan: 4.4) dapat menyebar ke hulu karena

    berjalan lebih cepat dari aliran. Ini adalah keadaan sub-critical flow atau tenang. Angka

    Froude yang lebih besar dari satu menunjukkan bahwa aliran terlalu cepat bagi gelombang

    untuk menyebar ke hulu dan alirannya cepat atau supercritical. Sebuah analogi dapat di buat

    antara aliran subcritical dan supercritical di dalam air dan pergerakan subsonic dan

    supersonic melewati air: maksud yang terakhir adalah gelombang suara yang berbeda

    bentuknya dengan gelombang air, tapi baik keduanya ada ambang permulaan (threshold)

    pergerakan lebih lambat dari gelombang dan pergerakan yang lebih cepat dari gelombang

    sehingga dapat menyebar.

    Dalam air ambang permulaan (threshold) ini beasosiasi dengan perubahan pada

    permukaan aliran yang disebut lompatan hidrolik (hydraulic jump) yang mungkin terkadang

    terlihat dalam arus sebagai pemecahan gelombang yang jelas di antara daerah aliran cepat

    dan tenang.

    Dalam keadaan dimana angka Froude kurang lebih satu, untuk aliran dalam air di atas

    lapisan pasir, gelombang tegak lurus mungkin secara temporer terbentuk pada permukaan air

    sebelum semakin meninggi (steepening) dan kadang pecah ke arah ke hulu. Pasir di atas

    lapisan membentuk punggungan yang disebut sebagai antidunes (atau in-phase wave) dan

    ketika gelombang pecah penambahan pasir tejadi di sisi hulu antidunes. Bila ini terawetkan,

    antidunes cross bedding akan terlihat sebagai cross stratification yang miring (dipping) ke

    arah hulu. Bagaimanapun, pengawetan yang demikian itu jarang sekali terlihat hanya karena

    ketika kecepatan aliran menurun sedimen mengalami rework menjadi upper-stage plane beds

    oleh subcritical flow. Keterdapatan antidunes cross stratification yang terdokumentasikan

    baik diketahui dari endapan pyroclastic surge (16.3.4) dimana aliran kecepatan yang tinggi

    disertai oleh tingkat sedimentasi yang sangat tinggi (Schminke et al. 1975).

    4.3.6 Diagram Stabilitas Bedform dan Rezim Aliran (Flow Regimes)

    Hubungan antara ukuran butir sedimen dan kecepatan aliran diringkas dalam Gambar

    4.19. Diagram stabilitas bedform ini menunjukkan kemungkinan besar bedform yang

    terbentuk pada ukuran butir dan kecepatan tertentu dan telah dikonstruksikan dari data

    percobaan (dimodifikasi dari Harm et al. 1975 dan Walker 1992b). Harus dicatat bahwa

    batas-batas antara bidang tidak jelas dan ada banyak tumpang tindih dimana salah satu atau

    kedua bentuk dua bedform yang mungkin stabil. Catat juga bahwa skalanya logaritma di

    kedua sumbunya. Tambahan untuk dasar stabilitas bedform, dua rezim aliran yang umum

    dikenali: lower flow regime dimana ripples, sand waves, dunes dan lower plane beds stabil;

    dan upper flow regime dimana plane beds dan antidunes terbentuk. Aliran dalam lower flow

    regime selalu subcritical dan perubahan ke aliran supercritical berada di dalam bidang

    antidunes.

  • 4.4 Gelombang (Waves)

    Waves dihasilkan dalam tubuh air oleh angin yang bekerja pada permukaan atau oleh

    input energi dari gempabumi, longsoran (landslide) atau fenomena yang serupa. Semua tubuh

    air, dari kolam hingga samudra, adalah subjek pembentukan gelombang yang dihasilkan oleh

    angin pada permukaan. Tinggi dan energi gelombang ditentukan oleh kekuatan angin dan

    fetch (permukaan air yang dilewati ketika gelombang dihasilkan dari hembusan angin. Waves

    yang dihasilkan dalam samudra terbuka dapat berjalan baik diluar daerah dimana waves

    terbentuk.

    Bentuk gelombang sederhana melibatkan pergerakan osilasi (oscillatory) permukaan

    air; tidak ada jaring pergerakan air horizontal. Bentuk gelombang bergerak melewati

    permukaan air dengan perilaku yang terlihat ketika kerakal dijatuhkan ke dalam air yang

    tenang. Ketika gelombang memasuki air yang sangat dangkal amplitudonya meningkat dan

    gelombang pecah, menciptakan pergerakan horizontal gelombang yang terlihat di pantai

    danau dan laut.

    Gambar 4.21 Pembentukan wave ripples dalam sedimen yang dihasilkan oleh pergerakan osilasi di dalam

    kolom air berkaitan dengan wave ripples di atas permukaan air. Catat bahwa tidak ada sama sekali pergerakan

    lateral air, atau sedimen.

  • 4.4.1 Pembentukan Wave Ripples

    Pergerakan osilasi permukaan puncak dari tubuh air dihasilkan oleh gelombang yang

    menghasilkan jalan sirkuler bagi molekul air dalam lapisan puncak (Gambar 4.21).

    Pergerakan sirkuler ini kumpulan serangkaian sel-sel sirkuler di dalam air di bawah. Dengan

    meningkatnya kedalaman gesekan internal mereduksi pergerakan dan efek gelombang

    permukaan berakhir.

    Kedalaman dimana gelombang permukaan mempengaruhi tubuh air disebut wave

    base (11.3), Di dalam laut dangkal, dasar tubuh air berinteraksi dengan gelombang. Gesekan

    menyebabkan pergerakan sirkuler pada permukaan menjadi terubah ke dalam bentuk eliptical

    yang dasarnya merata menjadi osilasi horizontal. Osilasi horizontal ini mungkin

    menghasilkan wave ripples dalam sedimen.

    Gambar 4.22 Bentuk wave ripple: rolling grain ripples dihasilkan ketika pergerakan osilasi hanya mampu

    menggerakkan butir-butir di permukaan lapisan; dan vortex ripples terbentuk oleh gelombang berenergi lebih

    tinggi yang berhubungan dengan ukuran butir sedimen.

    Pada energi rendah rolling grain ripples terbentuk (Gambar 4.22) (Bagnold 1946).

    Kecepatan puncak pergerakan butir adalah pada titik tengah (mid-point) tiap osilasi, menurun

    hingga nol pada tepi-tepi. Butir-butir tersapu menjauh dari tengah dimana lembah terbentuk

    ke tepi-tepi dimana puncak ripples terbangun.

    Rolling grain ripples adalah dicirikan oleh lembah yang luas dan puncak yang tajam.

    Pada energi yang lebih tinggi butir-butir dapat terjaga sementara waktu dalam suspensi

    selama setiap osilasi. Vortex ripples ini (Gambar 4.22) (Bagnold 1946) memiliki puncak yang

  • lebih membundar tapi sebaliknya simetri. Dimana gelombang bergerak menuju laut dangkal

    pergerakan ke depan dan ke belakang menjadi tak seimbang dan wave ripples asimetris

    mungkin terbentuk.

    4.4.2 Karakteristik Wave Ripples

    Dalam penampang melintang wave ripples umumnya simetri. Lamina di dalam tiap

    ripples miring (dip) ke dua arah dan saling tumpang tindih. Karakteristik ini terlihat dalam

    cross lamination yang dihasilkan oleh akumulasi sedimen yang dipengaruhi oleh gelombang

    (Gambar 4.23). Di lihat dari atas wave ripples memiliki puncak yang panjang , lurus hingga

    agak sinus yang mungkin robek atau terbagi dua cabang (bifurcate) (Gambar 4.24).

    Karakteristik ini mungkin terlihat pada bidang lapisan. Wave ripples dapat terbentuk dalam

    semua sedimen non-kohesif dan secara prinsip terlihat dalam lanau kasar dan semua ukuran

    pasir.

    Jika energi gelombang cukup tinggi wave ripples dapat terbentuk dalam material

    bergradasi kerikil (gravel) termasuk endapan butiran (granule) dan kerakal (pebble). Ripples

    kerikil ini memiliki panjang gelombang beberapa meter dan ketinggiannya puluhan

    centimeter.

    4.4.3 Membedakan Wave dan Current Ripples

    Dalam interpretasi paleoenvironment, sungguh kritis untuk untuk mengetahui apakah

    ripples yang terawetkan pada permukaan lapisan atau cross lamination di dalam lapisan

    terbentuk oleh aksi gelombang atau aliran arus. Keduanya dapat dibedakan di lapangan

    berdasarkan bentuk masing-masing. Di lihat dari atas wave ripples memiliki karakteristik

    yang dideskripsikan di bagian 4.4.2 sedangkan current ripples umumnya sangat sinus dan

    pecah menjadi pendek-pendek, puncaknya berbentuk kurva. Ketika dilihat dari samping,

    wave ripples asimetris dengan cross laminae miring (dipping) ke dua arah di kedua sisi

    puncak.

    Bedanya, current ripples berbentuk asimetris dengan cross laminae hanya miring

    (dipping) ke satu arah, satu-satunya pengecualian climbing ripples yang memiliki kemiringan

    (dipping) lamina asimetris yang jelas.

    Gambar 4.23 Wave ripple cross lamination di dalam sedimen berbutir halus

    (Karbon, County Clare, Ireland).

  • Gambar 4.24 Wave ripples di dalam pasir yang tersingkap di pantai. Dihasilkan oleh hembusan angin di atas air

    dangkal yang tenang

    4.5 Struktur Sedimen dalam Campuran Pasir-Lumpur (Sand-Mud Mixtures)

    Pasir dan lumpur mungkin terendapkan dalam lingkungan yang bervariasi aktivitas

    arus atau gelombangnya atau suplai sedimennya berkaitan dengan kekuatan arus atau tenaga

    gelombang. Contoh, setting tidal (11.2) menampilkan perubahan reguler dalam energi dalam

    bagian-bagian yang berbeda dari siklus tidal, memperkenankan pasir tertransportasikan dan

    terendapkan pada tahap yang sama dan lumpur terendapkan dari suspensi.

    Hal ini mungkin mengawali perselingan sederhana lapisan pasir dan lumpur, tapi jika

    ripples terbentuk dalam pasir karena arus atau aktivitas gelombang yang kemudian menyusun

    struktur sedimen (Gambar 4.25) mungkin hasilnya tergantung pada perbandingan lumpur dan

    pasir. Flaser bedding dicirikan oleh lumpur tipis yang terisolasi diantara cross laminae pasir.

    Lenticular bedding disusun oleh ripples pasir yang terisolasi yang keseluruhannya dikelilingi

    oleh lumpur. Bentuk menengah tersusun dari perbandingan pasir dan lumpur yang kira-kira

    jumlahnya sama disebut wavy bedding (Reineck & Singh 1973).

    Gambar 4.25 Campuran-campuran pasir dan lumpur dalam perbandingan yang berbeda-beda yang

    menghasilkan bentuk yang berbeda-beda, lenticular dan wavy bedding. (Menurut Reineck dan Singh 1973).

  • 4.6 Aliran Massa (Mass Flows)

    Campuran detritus dan fluida yang bergerak di bawah kontrol gravitasi oleh beberapa

    mekanisme fisika yang berbeda yang mungkin bekerja secara individual atau kombinasi.

    Tipe-tipe aliran ini dikenal secara kolektif sebagai aliran massa atau aliran gravitasi (gravity

    flow) (Middleton & Hampton 1973). Semuanya memerlukan lereng yang menyediakan energi

    potensial untuk menggerakkannya, tapi ketika aliran telah dimulai maka mungkin berlanjut

    dengan pengaruh momentumnya.

    4.6.1 Aliran Debris

    Aliran ini padat, campuran kental (viscous) sedimen dan air yang mana volume dan

    massa sedimen yang ada melebihi airnya (Leeder 1982). Air mungkin menyusun kurang dari

    10 % aliran. Aliran padat, campuran kental jenis ini biasanya memiliki angka Reynold yang

    sangat rendah jadi kemungkinan besar alirannya adalah laminar (4.2.1). Dalam ketiadaan

    turbulen, tidak ada dinamika pemilahan material ke dalam ukuran-ukuran yang berbeda yang

    terjadi selama aliran dan menghasilkan endapan yang terpilah sangat buruk. Beberapa

    pemilahan mungkin berkembang oleh pengendapan yang lambat dan ada kemungkinan

    gradasi terbalik yang lokal yang dihasilkan oleh shear (gerusan, gerak pindah yang cepat)

    pada batas lapisan. Material semua ukuran dari lempung hingga bongkah besar mungkin saja

    ada.

    Aliran debris terjadi di daratan, umumnya di dalam lingkungan kering dimana suplai

    air jarang, dan di dalam lingkungan laut (submarine) dimana transportasi material menuruni

    lereng kontinen (continental slope). Ketika aliran debris telah dimulai, kemiringan lereng

    yang diperlukan untuk mengatasi gesekan hanya sekitar 1 . Pengendapan terjadi ketika

    gesekan internal menjadi terlalu besar dan aliran membeku. Tidak harus adanya perubahan ketebalan endapan dalam arah proximal hingga distal dan distribusi ukuran butir mungkin

    sama di seluruh endapan. Endapan aliran debris di daratan biasanya matrix-supported

    conglomerates, meskipun clast-supported deposit juga terjadi jika klastik besar jumlahnya

    relatif tinggi di dalam campuran sedimen. Terpilah buruk dan menunjukkan kemas yang

    kacau-maksudnya, biasanya tidak ada orientasi tertentu pada klastik-kecuali di dalam zona

    shearing yang mungkin terbentuk di dasar aliran. Klastik besar yang terbawa oleh aliran

    mungkin tetap berada di bagian teratas dari unit aliran dan menonjol keluar dari lapisan

    ketika terendapkan. Hal ini memberikan bentuk permukaan teratas yang tidak beraturan pada

    endapan aliran debris.

    Ketika aliran debris berjalan melewati air, kemungkinan sebagiannya bercampur

    dengan air dan di bagian teratas aliran mungkin menjadi cair (dilute). Oleh karena itu bagian

    teratas dari aliran subaqueous debris dicirikan oleh gradasi semakin ke atas menjadi terpilah

    baik, sedimen bergradasi yang mungkin memiliki karakteristik arus turbidit (4.6.2).

    Lingkungan pengendapan dimana aliran debris terjadi adalah terutama pada kipas

    aluvial (8.4.2) dan aliran arus ephemeral (mengalir sementara waktu) (8.3.1) di dalam

    lingkungan kontinen. Di dalam lingkungan laut aliran debris ini terjadi pada lereng kontinen

    (continental slope) (15.2.3) dan bagian yang dekat dataran cekungan serta sekitar gunung laut

    volkanik dan kepulauan volkanik (16.4.4).

  • 4.6.2 Arus Turbidit (Turbidity Currents)

    Arus turbidit adalah campuran sedimen dan air dengan kepadatan kurang dari aliran

    debris dan memiliki angka Reynold yang lebih tinggi. Arus turbidit adalah campuran

    sedimen dan air yang bergerak di bawah kontrol gravitasi berkaitan dengan perbedaan

    densitas dengan media yang kurang padat yaitu air laut atau air tawar. Hampir semua arus

    turbidit diawali dengan gerak menuruni lereng yang menyediakan energi potensial, tapi

    pergerakan pada permukaan horizontal melewati jarak yang panjang juga mungkin dengan

    ketentuan bahwa perbedaan densitas terpelihara.

    Arus turbidit mungkin kehilangan densitasnya oleh pengendapan sedimen jika aliran

    dipenuhi (overloaded) sedimen, benar begitu bagi semua kasus kecuali arus turbidit yang

    paling cair (Allen 1997). Batas aliran arus turbidit tercapai ketika perbedaan densitas tidak

    cukup lama memelihara momentum dan berkurang kecepatannya hingga nol pada titik akhir

    (point end) aliran. Pemilahan terjadi di dalam aliran turbulen, memisahkan material lebih

    kasar yang terendapkan terlebih dulu dari yang lebih halus yang dapat terjaga dalam suspensi

    turbulen untuk waktu yang lebih lama. Turbidit (turbidites), endapan arus turbidit (Gambar

    4.26), oleh karena itu hampir semua biasanya bergradasi (Middleton 1966).

    Gambar 4.26 Fitur-fitur arus turbidit.

    Secara detail, karakteristik internal turbidit menunjukkan lebih dari sekedar gradasi

    sederhana: pola tekstur dan struktur sedimen dalam endapan ini pertama kali dicatat oleh

    Bouma (1962) setelah itu karakteristik internal ini dinamai Bouma sequence. Endapan

    turbidit ideal mengandung lima divisi (a e) di dalam skema Bouma (Gambar 4.27), meskipun hampir semua turbidit tidak mengandung semua lima divisi ini.

  • DIVISI BOUMA a (Ta) Bagian terendah terdiri dari pemilahan yang buruk, pasir tanpa struktur. Hal ini

    dihubungkan dengan pengendapan dengan menurunnya kecepatan aliran dimana zona yang

    dekat dengan dasar memiliki hiperkonsentrasi dan turbulen tereduksi. Terdapat sedikit

    pemilahan dalam lapisan dasar (basal) ini dan tidak ada struktur sedimen yang terbentuk.

    DIVISI BOUMA b (Tb) Laminasi pasir adalah karakteristik lapisan ini: ukuran butir biasanya lebih halus

    daripada dalam lapisan a dan materialnya terpilah lebih baik. Lamina sejajar dihasilkan oleh pemisahan butir-butir dalam transport rezim aliran atas (upper flow regime) (4.3.6).

    DIVISI BOUMA c (Tc) Laminasi pasir sedang hingga pasir halus, terkadang dengan climbing ripples

    lamination, membentuk divisi tengah Bouma sequence. Ripples terbentuk dalam pasir

    berbutir halus hingga sedang pada kecepatan aliran sedang (moderate) (Gambar 4.19) dan

    mewakili pereduksian kecepatan aliran dibandingkan dengan divisi b dengan plane bedding-nya.

    Climbing ripples terbentuk dimana tingkat sedimentasi sebanding terhadap tingkat

    migrasi ripples, kondisi yang umumnya tercapai dalam arus turbidit dimuati sedimen

    (sediment-laden).

    DIVISI BOUMA d (Td) Pasir halus dan lanau dalam lapisan ini adalah hasil penyusutan aliran arus turbidit.

    Lamina horizontal mungkin terjadi berkaitan dengan pemisahan ukuran butir halus tapi

    laminasi umumnya kurang baik terbentuk daripada dalam lapisan b.

  • Gambar 4.27 Pola vertikal variasi ukuran butir dan struktur sedimen yang terbentuk di dalam turbidit bertipe

    butir sedang. Ini adalah Bouma sequence, terdiri dari lima divisi: a, b, c, d dan e. (Menurut Bouma 1962).

    DIVISI BOUMA e (Te) Bagian teratas turbidit terdiri dari sedimen berbutir halus berukuran lanau dan

    lempung. Material ini terendapkan dari suspensi ketika arus turbidit berhenti mengalir.

    Bagian ini sering tidak dapat dibedakan dari sedimentasi berlatarbelakang dari suspensi dalam tubuh air di sekelilingnya.

    PERUBAHAN PROXIMAL HINGGA KE DISTAL DALAM ENDAPAN TURBIDIT

    Ketika aliran arus turbidit melewati tubuh air, arus ini menjadi berkurang densitasnya

    karena pengendapan sedimen di dasarnya, hilangnya (dissipation) fluida padat dalam pusaran

    arus (vortices) pada kepala aliran (Gambar 4.26) dan masuknya beberapa fluida yang berasal

    dari sekelilingnya ke dalam aliran. Pereduksian densitas menyebabkan alian menurun

    kecepatannya, dan pada kecepatan yang lebih rendah kapasitas arus turbidit untuk membawa

    sedimen kasar dan padat tereduksi. Pada tipe ini hampir semua arus turbidit alirannya

    menyusut (Middleton & Hampton 1976), dengan meningkatnya jarak, endapan akan menjadi

    lebih halus karena material lebih kasar secara progresif terendapkan dari aliran (Lowe 1982;

    Stow 1994).

    Bagian yang lebih rendah Bouma Sequence hanya ada dalam bagian yang lebih

    proximal dari aliran. semakin ke arah distal divisi yang lebih rendah secara progresif semakin

    menghilang karena aliran hanya membawa sedimen yang lebih halus (Gambar 4.28) dan

    hanya bagian c hingga e atau mungkin saja hanya d dan e Bouma sequence yang

  • terendapkan. Ketebalan satu endapan arus turbidit tunggal mungkin dari puluhan meter

    hingga beberapa milimeter.

    Gambar 4.28 Perubahan dari proximal sampai distal di dalam endapan yang terbentuk oleh arus turbidit.

    EROSI DI DALAM RANGKAIAN TURBIDIT

    Struktur sedimen di atas dasar turbidit adalah hal umum. Aliran turbulen yang kuat

    menggerus hingga ke sedimen yang mendasarinya ketika aliran ini melintas di atasnya dan

    menghasilkan flute mark dan groove dan fitur erosi lainnya (4.8). Fitur ini petunjuk

    paleocurrent yang berguna di dalam endapan turbidit. Penggerusan mungkin cukup kuat

    untuk memindahkan keseluruhan bagian atas lapisan yang terendapkan sebelumnya,

    khususnya di bagian aliran yang lebih proximal dimana energi turbulennya merupakan yang

    tertinggi.

    Oleh karena itu kemungkinan ketiadaan divisi d dan e karena erosi ini. Sedimen yang tererosi mungkin tertransportasikan menjadi endapan yang menutupi sebagai klastik

    lumpur.

    TURBIDIT BERKONSENTRASI TINGGI

    Bouma sequence mencirikan beberapa turbidit, meskipun banyak endapan yang tidak

    pas atau sesuai dengan skema. Ini adalah lapisan pasir tak berstruktur yang agak terpilah

    buruk yang memiliki lapisan tipis lanau dan lumpur di bagian teratasnya. Dalam Bouma

    sequence, divisi b, c dan terkadang d hilang. Lapisan ini diinterpretasikan sebagai endapan aliran turbidit yang mengandung jumlah sedimen yang lebih tinggi di dalam

    campuran (mixtures) daripada arus turbidit yang normal. Suatu divisi ditarik pada densitas 1,1 g/cm

    3 di antara turbidit berkonsentrasi rendah dan berkonsentrasi tinggi, meskipun ada

    gradasi di antara keduanya (Pickering et al.1989). Efek dari sedimen yang konsentrasinya

    lebih tinggi adalah bahwa turbulensinya kurang efektif pada pemisahan ukuran-ukuran butir.

  • Hampir semua sedimen yang terbawa, terendapkan serentak sebagai campuran terpilah buruk,

    dengan hanya material tersuspensi yang lebih halus memisah pada puncak aliran (Lowe

    1982).

    KEJADIAN DAN KOMPOSISI TURBIDIT

    Arus turbidit mungkin terdapat di dalam semua lingkungan dari danau di darat hingga

    samudra terdalam. Hampir semua arus turbidit umum terlihat dalam endapan danau dalam

    (deep lakes) (10.3.2) dan lingkungan laut dalam (deep marine) (15.2). Turbidit klastik

    terrigenous dengan tekstur lithic wackes (greywackes) adalah kemungkinan yang paling

    umum terlihat, tapi endapan turbidit mungkin memiliki kisaran yang luas dalam tekstur dan

    komposisi, termasuk turbidit karbonat di dalam cekungan yang diapit oleh paparan karbonat

    (carbonate shelves) (14.5). Proses turbidit juga penting dalam setting volkanik (16.4.3).

    WAKTU DAN ARUS TURBIDIT

    Arus turbidit adalah peristiwa aliran individual. Arus ini terjadi dengan periode waktu

    geologi yang sangat pendek, dengan hampir semua pengendapan terjadi dalam beberpa jam

    sampai beberapa hari. Faktanya, dalam konteks waktu geologi endapan turbidit berlangsung

    sejenak. Waktu yang diperlukan untuk lapisan tipis dari sedimen suspensi agar terendapkan

    di bagian teratas turbidit berlangsung lebih lama (bulanan hingga ratusan tahun).

    4.6.3 Aliran Butir (Grain Flows)

    Mekanisme transportasi massa dalam suatu longsoran material yang menuruni lereng

    curam adalah grain flow (Leeder 1982). Partikel-partikel terpisah di dalam media fluida oleh

    tubrukan yang berulang-ulang. Grain flow dengan segera cepat membeku ketika energi kinetik partikel jatuh di bawah nilai kritis. Mekanisme ini yang paling efektif pada material

    terpilah baik yang jatuh akibat gravitasi, menuruni lereng curam seperti muka gelincir (slip

    face) dari aeolian dune atau subaqueous bedform. Grain flow bertipe gradasi terbalik (reverse

    graded).

    Grain flow mungkin terjadi pada sedimen yang lebih kasar dan berkombinasi dengan

    proses aliran massa yang lain di dalam setting subaqueous curam seperti foreset fan delta

    (12.3).

    4.6.4 Liquefied Flowss

    Ketika campuran sedimen dan air adalah subjek dari suatu getaran berenergi tinggi

    seperti goncangan seismik gempabumi, terjadilah likuifaksi (liquefaction). Dalam liquefied

    flow, semua endapan yang berbeda densitasnya di dalam lapisan campuran fluida-sedimen

    akan menghasilkan pergerakan ke atas dari material-material yang lebih ringan (Leeder

    1982).

    Pipa vertikal tempat lolos atau keluarnya fluida membentuk tiang-tiang (pillars) yang mengganggu pelapisan dalam sedimen hingga remuk (dishes), dan sedimen mungkin bisa mencapai permukaan dan meletus sebagai gunungapi pasir (17.1.1).

  • 4.7 Mudcracks

    Sedimen kaya-lumpur bersifat kohesif (2.5.5) dan butir individunya cenderung

    melekat satu sama lain ketika sedimen mengering. Volume air berkurang dan kelompok

    mineral lempung bercerai berai, sehingga menyebabkan terbentuknya rekahan-rekahan di

    permukaan.

    Di bawah kondisi darat (subaerial) pola rekahan poligonal terbentuk ketika sedimen

    lumpuran mengering smpurna: ini adalah rekahan akibat pengeringan (desiccation cracks)

    (Gambar 4.29). Jarak (spacing) desiccation cracks tergantung pada ketebalan lapisan lumpur

    basah, dengan jarak yang lebih luas terjadi dalam endapan yang lebih tebal. Pada penampang

    melintang, desiccation cracks meruncing ke arah bawah dan tepi bagian atasnya dapat

    tergulung jika semua kelembaban dalam lumpur berhenti. Tepi-tepi desiccation cracks

    mudah digerakkan oleh arus yang datang kemudian dan mungkin terawetkan sebagai

    kepingan lumpur atau serpihan lumpur (mud-flakes) di dalam sedimen yang menutupi.

    Desiccation cracks sangat pasti terawetkan dalam batuan sedimen jika rekahan-

    rekahan tersebut terisi dengan lanau atau pasir yang terbawa air atau angin. Kehadiran

    desiccation cracks adalah petunjuk yang terpercaya bahwa singkapan tersebut adalah

    sedimen kondisi subaerial.

    Synaeresis cracks adalah rekahan penyusutan dalam sedimen lempungan yang

    terbentuk di bawah air. Ketika lapisan lempung turun mengendap dan terkompaksi maka

    akan menyusut membentuk rekahan-rekahan tunggal di permukaan lumpur. Bedanya dengan

    desiccation cracks, synaeresis cracks tidak berbentuk poligonal tetapi sederhana, lurus atau

    sedikit kurva, rekahan meruncing. Rekahan susut subaqueous ini telah dibentuk melalui

    percobaan dan telah dilaporkan ditemukan dalam batuan sedimen, meskipun beberapa

    keterdapatan rekahan susut ini telah diinterpretasikan kembali sebagai desiccation cracks

    (Astin 1991). Baik desiccation cracks dan synaeresis cracks tidak terbentuk dari lanau atau

    pasir karena material kasar ini tidak kohesif.

    Gambar 4.29 Dessication cracks yang terbentuk dalam endapan lumpur di dalam kolam kecil yang telah

    mengering.

  • 4.8 Struktur Erosional Sedimen

    Struktur sedimen yang dijelaskan dalam bagian terdahulu adalah terbentuk sebagai

    hasil transportasi dan pengendapan material. Aliran fluida di atas sedimen yang baru saja

    terendapkan dapat menghasilkan pemindahan sebagian atau lokal sedimen dari permukaan

    lapisan.

    Fitur-fitur yang membekas di atas permukaan lapisan disebut sebagai sole mark

    (tanda jejak) (Gambar 4.30). Fitur ini terawetkan dalam rekaman batuan ketika lapisan

    sedimen lain terendapkan di bagian teratasnya, meninggalkan fitur di atas bidang perlapisan.

    Sole mark mungkin dapat dibagi berdasarkan yang terbentuk sebagai hasil turbulensi di

    dalam air yang menyebabkan erosi (scour mark) dan jejak yang terbentuk oleh objek yang

    terbawa di dalam aliran air (tool mark). Fitur-fitur ini mungkin ditemukan dalam sejumlah

    lingkungan pengendapan tapi khususnya umum dalam rangkaian turbidit (4.6.2) dimana sole

    mark terawetkan sebagai cetakan di dasar dari turbidit yang menutupinya.

    4.8.1 Scour Marks

    Air turbulen yang mengalir di atas permukaan lapisan menghasilkan pusaran arus

    (eddies) lokal meskipun permukaan lapisan itu lembut dan datar. Pusaran arus turbulen ini

    mengerosi ke dalam lapisan dan menciptakan gerus erosional yang jelas yang disebut flute

    cast.

    Flute cast berbentuk asimetris pada penampang melintangnya, dengan satu tepi curam

    berhadapan dengan tepi yang lancip (Gambar 4.30). Dilihat dari atas flute cast lebih sempit di

    satu sisi dan di sisi lain melebar ke arah tepi yang lancip. Sisi curam dan sempit flute mark

    adalah tempat dimana pusaran arus mulai mengerosi lapisan dan kemudian melancip,tepi

    yang lebih lebar menandai lintasan pusaran ketika tersapu oleh arus. Oleh karena itu flute

    mark dapat digunakan sebagai petunjuk paleocurrent (5.4.1). Flute mark bervariasi

    ukurannya dari 5 hingga 50 cm panjangnya 1 hingga 20 cm lebarnya (Collinson & Thompson

    1982). Dengan banyaknya sole mark, menjadi hal umum menemukan cetakan fitur yang

    terbentuk oleh pengisian depresi seperti halnya menemukan depresi itu sendiri (Gambar

    4.31).

    Suatu rintangan di atas permukaan lapisan seperti kerakal atau cangkang dapat

    menghasilkan pusaran arus yang menggerus lapisan (obstacle scour). Fitur linear di atas

    permukaan lapisan yang disebabkan oleh turbulensi adalah berbentuk punggungan (ridges)

    dan alur parit (furrows) yang memanjang jika pada skala milimeter atau gutter cast jika

    lembahnya memiliki lebar beberapa centimeter dan dalam, meluas hingga beberapa meter

    sepanjang permukaan lapisan.

    4.8.2 Tool Marks

    Suatu objek yang terbawa dalam aliran dan melewati lapisan dapat menciptakan tanda

    di atas permukaan lapisan. Grooves adalah tanda memanjang yang tajam yang tercipta oleh

    objek (tool) yang terseret sepanjang lapisan. Grooves adalah fitur yang tergambar tajam,

    berbeda dengan chevron yang terbentuk ketika sedimen masih sangat lunak. Objek yang

    tersaltasi (4.4.2) di dalam aliran mungkin menghasilkan tanda yang dikenal bervariasi sebagai

    prod, skip, atau bounce mark di titik dimana objek ini mendarat. Tanda-tanda ini sering

    terlihat dalam garis-garis di sepanjang bidang pelapisan. Bentuk dan ukuran tool marks

    ditentukan oleh bentuk objek yang menciptakannya dan fragmen berbentuk tak beraturan,

  • seperti fosil, mungkin menghasilkan tanda yang khusus. Sifat alami tool sering tidak

    diketahui kecuali terawetkan pada akhir jalan, kadang terjadi.

    Gambar 4.30 Sole marks di dasar aliran: gerusan-gerusan yang dihasilkan oleh pusaran aliran (flute marks) dan

    turbulensi di sekitar objek perintang (obstacle scours); dan tool marks yang terbentuk dari pergerakan objek di

    sepanjang permukaan lapisan (grooves) atau bersaltasi di atas permukaan (prod, skip, dan bounce marks).

    Gambar 4.31 Flute marks di atas dasar lapisan batupasir yang dihasilkan oleh gerusan ke dalam lapisan

    batulumpur yang mendasarinya yang telah terpindahkan,; mata pisau menunjukkan arah aliran.

    4.8.3 Channel dan Slump Scars

    Dapat ditarik perbedaan antara gerusan, yang berupa fitur skala kecil yang disebabkan

    oleh aliran turbulen di dalam aliran dan fitur yang lebih besar yaitu channel dan slump scar.

    Suatu channel mungkin dianggap sebagai depresi di atas lahan atau permukaan bawah laut

  • yang keseluruhannya atau sebagiannya membatasi aliran. Channel adalah komponen

    fundamental lingkungan fluvial, delta, estuaria dan kipas bawah laut. Channel dalam semua

    setting ini jelas lebih besar dari gerusan yang terbentuk di atas permukaan lapisan yang di

    sebabkan oleh salah satu atau keduanya, yaitu confined flow (aliran yang dibatasi)

    (channelized) atau unconfined flow (contoh sheetfloods, overbank flow, turbidites).

    Gambar 4.32 Slump scars yang dihasilkan oleh pergerakan massa material di atas permukaan yang gagal.

    Slump scars (Gambar 4.32) terbentuk sebagai hasil dari ketidakstabilan gravitasi

    dalam tumpukan sedimen. Ketika massa sedimen terendapkan di atas lereng maka massa ini

    akan mengalami beberapa peristiwa tidak stabil jika lerengnya curam. Jika massa sedimen ini

    menjadi subjek guncangan dari gempabumi atau penambahan muatan sedimen yang tiba-tiba

    di atas bagian tumpukan ini, kegagalan mungkin terjadi di permukaan di dalam tubuh

    sedimen ini.

    Hal ini mengawali pemerosotan (slumping) material. Permukaan yang ditinggalkan

    ketika material yang merosot ini bergerak adalah slump scar, yang terawetkan jika kemudian

    sedimentasi selanjutnya mengisi scar. Slump scar dapat dikenali dalam rekaman stratigrafi

    sebagai profil lembut dengan permukaan berbentuk sendok dalam tiga dimensi, dan

    bentangannya berkisar dari beberapa meter hingga ratusan meter. Slump scar umum dalam

    sikuen delta tapi mungkin juga terjadi di dalam semua material yang terendapkan di atas

    suatu lereng.

    4.9 Struktur Sedimen dan Lingkungan Sedimen

    Persamaan Bernouli, angka Reynld dan Froude mungkin tampaknya jauh

    hubungannya dari batuan sedimen yang tersingkap dalam suatu tebing, tapi jika kita

    menginterpretasikan batuan itu dalam istilah proses-proses yang membentuknya, sedikit

    dinamika fluida sangat berguna. Mengerti apa arti struktur sedimen dalam proses fisika

    adalah satu titik awal untuk menganalisis batuan sedimen ke dalam lingkungan pengendapan.

    Hampir semua struktur sedimen yang dijelaskan familiar dengan batuan klastik

    terrigenous, tetapi penting untuk mengingat bahwa semua zat partikel berinteraksi dengan

  • media fluida yang mentransportasikannya dan banyak fitur-fitur ini juga terjadi umumnya

    dalam sedimen karbonat yang membuat debris bioklastik dan batuan volkaniklastik. Bab

    selanjutnya mengenalkan konsep yang digunakan dalam analisis paleoenvironment dan

    diikuti dengan bab-bab yang membahas proses dan hasil lingkungan yang berbeda dengan

    lebih detail.