endapan sungai

149
ENDAPAN SUNGAI PENDAHULUAN Berdasarkan morfologinya sistem sungai dikelompokan menjadi 4 tipe sungai, straight river, braided river, anastomasing river, dan meandering river. (gambar-1). Straight River adalah sungai yang lurus, sungai yang belum berkelok-kelok. Bentuk lurus ini disebabkan energi aliran sungai kuat atau deras yang berdampak pada kurangnya sedimentasi. Untuk tipe straight river ini biasanya terjadi pada daerah pegunungan dengan kemiringan lereng yang terjal. Anastomasing River terjadi karena adanya dua aliran sungai yang bercabang-cabang, dimana cabang yang satu dengan cabang yang lain bertemu pada titik tertentu dan kemudian bersatu pada titik tertentu membentuk satu aliran pada sungai tersebut. Energi alir sungai tipe ini adalah rendah (Gambar ). Meandering River adalah sungai yang berkelok-kelok. Hal ini mengindikasikan tipe sungai tua yang energi alirannya sedemikian lemah. Meander ini terjadi karena adanya pnegikisan tepi sungai oleh aliran air utama yang pada daerah kelokan sungai pinggir luar dan pengendapan pada kelokan tepi dalam (Gambar ). Kalau proses ini berlangsung lama akan mengakibatkan aliran sungai semakin berkelok-kelok. Pada kondisi tertentu adakan kelokan-kelokan yang terputus, sehingga terjadinya danau atau tapal kuda atau oxbow lake (Gambar ). Braided River, tipe sungai ini terjadi pada daerah datar dengan energi arus alir yang lemah dengan batuan sekitarnya lunak, pengendapan besar debit air besar. Daerah yang rata menyebabkan aliran dengan mudah belok karena adanya longsoran atau kayu yang merintangi aliran sungai utama.

Upload: iskandar-amaharwa

Post on 05-Aug-2015

294 views

Category:

Documents


13 download

TRANSCRIPT

Page 1: ENDAPAN SUNGAI

ENDAPAN SUNGAI

PENDAHULUAN

Berdasarkan morfologinya sistem sungai dikelompokan menjadi 4 tipe sungai, straight river, braided river, anastomasing river, dan meandering river. (gambar-1).

Straight River adalah sungai yang lurus, sungai yang belum berkelok-kelok. Bentuk lurus ini disebabkan energi aliran sungai kuat atau deras yang berdampak pada kurangnya sedimentasi. Untuk tipe straight river ini biasanya terjadi pada daerah pegunungan dengan kemiringan lereng yang terjal.

Anastomasing River terjadi karena adanya dua aliran sungai yang bercabang-cabang, dimana cabang yang satu dengan cabang yang lain bertemu pada titik tertentu dan kemudian bersatu pada titik tertentu membentuk satu aliran pada sungai tersebut. Energi alir sungai tipe ini adalah rendah (Gambar ).

Meandering River adalah sungai yang berkelok-kelok. Hal ini mengindikasikan tipe sungai tua yang energi alirannya sedemikian lemah. Meander ini terjadi karena adanya pnegikisan tepi sungai oleh aliran air utama yang pada daerah kelokan sungai pinggir luar dan pengendapan pada kelokan tepi dalam (Gambar ). Kalau proses ini berlangsung lama akan mengakibatkan aliran sungai semakin berkelok-kelok. Pada kondisi tertentu adakan kelokan-kelokan yang terputus, sehingga terjadinya danau atau tapal kuda atau oxbow lake (Gambar ).

Braided River, tipe sungai ini terjadi pada daerah datar dengan energi arus alir yang lemah dengan batuan sekitarnya lunak, pengendapan besar debit air besar. Daerah yang rata menyebabkan aliran dengan mudah belok karena adanya longsoran atau kayu yang merintangi aliran sungai utama.

Gambar - 1. Sketsa Empat Tipe dari Sungai - sungai (5-P307)

Study pada laboratorium alam memperlihatkan bahwa lekukan banyak didominasi oleh tipe sungai meander, sedangkan untuk tipe sungai straight dan braided cenderung untuk tidak berkelok. Sedangkan untuk kemiringan lereng yang tinggi lebih didominasi oleh tipe sungai straight. Untuk tipe sungai meander, kemiringan terjadi dengan energi erosi kesamping kanan kiri sungai yang dominan. Pada sungai braided slope/kemiringan ini relatif datar (gambar-1), dengan energi sungai yang lemah menyebabkan terjadinya banyak pengendapan sungai berupa batuan pasir umumnya sortasi atau pemilihannya bagus. Pasir diendapkan pada active braided channles dan juga lumpur terendapkan pada abandoned sungai dengan debit aliran air sungai yang relatif sedikit. Biasanya tipe sungai Braided ini diapit oleh bukit di kanan kirinya. Pengendapan pada sungai Braided selain

Page 2: ENDAPAN SUNGAI

bersal dari material sungai itu juga terjadi adanya erosi pada bukit-bukit yang mengapit dan limbah erosi ini terbawa masuk kedalam sungai Braide. Pengendapan pada sungai tipe braided ini baiasanya bagus sekali untuk reservoar dengan permeabilitas tinggi dan jenis pasir yang bersih (gambar-3).

Gambar - 2. Grafik hubungan antara kemiringan dan lekuk sungai (1-P143)

Gambar - 3. Phusiography dan Facies pengendapan sungai Braided. (6)

Page 3: ENDAPAN SUNGAI

SYSTEM SUNGAI BRAIDED

Transport dan pengendapan sedimen dari daerah sumber ke daerah pengendapannya tidaklah dikuasai oleh jenis-jenis mekanisme transport tertentu, misalnya aurs traksi saja, suspensi saja dan sebagainya, tetapi selalu merupakan suatu sistem dari berbagai mekanisme, malahan bukan saja bersifat mekanis tetapi juga kimiawi.

Umumnya tipe sungai braided didominasi oleh pulau-pulau kecil (gosong-gosong) di atanya dengan berbagai ukuran yang dominasi batuan pasir dan krikil. Pola aliran sungan braided terkonsentrasi pada zona aliran utama. Jika sedang banjir sungai ini banyak material yang terbawa menjadi terhambat pada tengah sungai baik berupa batang pepohonan ataupun ranting-ranting pepohonan. Akibat sering terjadinya banjir maka di sepanjang bantaran sungai terdapat lumpur (floodplain) yang mendominasi hampir disempanjang bantaran sungai (gambar-4).

Struktur sedimen yang umum terjadi adalah cross-bedding, ripplers dan ripple cross-lamination. Pada struktur skala besar perkembangan awal dari bar memperlihatkan rendahnya pola pembentukan. Pada saat air surut pada sungai braided terjadi cross bedding dengan perkembangan pada ripples dan laminasi hal ini terjadi pula pada permukaan bar. (gambar- ).

Pola pengendapan batuan pada braided stream pada skala kecil tidak terlihat pada beberapa pembacaan well, karena saluran dan bar dapat berubah-ubah, pengendapan akan terlihat dengan secara acak dalam ukuran yang besar dan distribusi lateral isi dari fragmen bar dan salluran tersebut.

Gambar - 4. Pandangan sungai Braided dikala air susut, manpang batuan kerikitl dan pasir pada bagian atas sungai (2-P22)

Page 4: ENDAPAN SUNGAI

Gamar - 5. Data arah aliran dari dua area sungai braided berbatuan (2-P24)

Jika sungai sedang tidak dalam keadaan banjir maka yang terednapkan adalah butiran-butiran halus dengan laminasi dibagian atas dari batuan kerikil. Sedangkan lempung banyak terbentuk pada bagian tanggul dari sungai. Diagram alir dari sungai braided seperti terlihat dalam gambar- , yang memperlihatkan jika semakin rendah energi arus alir maka terbentuklah ripple-ripple halus dari batuan pasir yang melaminasi pada bagian atas.

Gambar - 6. Hubungan antara arus alir pada pembentukan endapan sungai

SYSTEM PENGENDAPAN SUNGAI BRAIDED

Page 5: ENDAPAN SUNGAI

Ada dua arti dalam penggunaan kata “Braided” dan “Anastomasing” untuk applikasi pola sungai. Untuk beberapa penulis mengatakan tentang sysnonim kata tersebut, tapi schumm (1971a) mengatakan Sungai Braided adalah sungai dengan alir menyebar (diverges) dan aliran sungai kembali menyatu dalam lebar sungai tersebut. Sedangkan untuk sungai Anastomasing adalah beberapa sungai yang terbagi menjadi beberapa cabang sungai kecil bertemu kembali pada induk sungai pada jarak tertentu. (2-P20)

Periode terbentuknya sungai Braided dan Meandering secara bertahap atau gradual dari proses pengendapan sekitar 102 - 103 tahun (1-P146). Tipe sungai Braided dapat dibedakan dari sungai Meander dengan sedikit lengkungan sungai, dan terdapatnya pulau-pulau kecil. Batu krikil pada sungai Braided terjadi pada area yang kering dan luas. Batu pasir lebih banyak dari batuan krikil pada lingkungan pengendapan sungai braided ini (5).

Sungai Braided memperlihatkan perkembangan dari Distal bagian dari Alluvial fans. Pada area ini biasanya banyak diendapkan endapan tumbuh-tumbuhan dari pegunungan yang terbawa oleh aliran sungai tersebut. Dengan kondisi seperti ini umumnya sungai tersebut kaya akan endapan yang menuju pada alir pengendapan. Karena seringnya menghayutkan tumbuhan maka sering pula terjadi banjir akibat sampah tumbuhan tersebut menghalangi aliran sungai tersebut yang menyebabkan banjir pada hampir seluruh punggung-punggung sungai. (5-P308). Krakterristik istimewa dari sungai Braided oleh besarnya bed-forms atau beds, dapat dikelompokan menjadi tiga :

1. Longitudinal Bars2. Linguoid3. Tranvese Bars

Longitudinal Bars / gosong-gosong adalah pulau ditengah sungai, berorientasi pada letaknya pulau pada tengah sungai mengakibatkan banyak partikel-partikel yang terjebak pada daerah ini dan selanjutnya terendapkan pada sungai tersebut. Konsentrasi material pada sepanjang tengah dan bawah pada bar, dan kecenderungan berkurang ukurannya butir. Karakteristik struktur Intrenal Longitudinal Bars oleh crude horizontal bedding hal ini mengindikasikan adanya alur pengendapan dibawah. (gambar-7)

Linguiod dan Tranverse bars berada pada sudut garis potong ke arah alur sungai, keistimewaan karakteristik pasir pada aliran braided. Bentuk lobate atau rhombic Llinguoid bars, dengan penurunan ketinggian paras muka sungai. Untuk transverse bars muncul akibat adanya riak air sungai yang besar sehingga dapat mengakibatkan banjir. (gambar-7)

Lateral bars, terdapat pada beberapa panjang tepi sungai, karena proses pengendapan dan erosi dan banjir pada setiap kali musim banjir yang ditimbulkan oleh air sungai berulang kali maka terjadilah Lateral bars. (gambar-7)

Page 6: ENDAPAN SUNGAI

Gambar - 7. Struktur bar pada sungai braided. (5-P309)

Pada umumnya yang endapan batuan sedimen yang terdapat pada sungai Braided adalah batu pasir dan batuan kasr / krikil. Lumpur terendapkan pada bagian bawah aliran sungai. Pada Longitudinal bar cenderung mengubah besaran krikil menjadi besaran pasir. Linguoid, transvese, and lateral bars pada umumnya mengandung batuan berpasir. Endapan dari sungai braided bervaiasi atas besarnya beban pengendapan yang terkirim, kedalaman dari air sungai dan variasi pembelokan aliran sungai. Umumnya proses pengendapan rangkaian vertical facies juga tidak menunjukan pervedaan khusus. Empat model penampang tegak dengan perbedaan kondisi pengendapan. (gambar-8)

Scott-type, umumnya terdiri dari batuan kasar, krikil-krikil dan sedikit adanya sisipan batuan pasir pada sepanjang section vertical dari type ini. Model ini menunjukan sedikitnya perkembangan dari pengendapan batuan krikil.

Donjek-type, model ini teridi dari variasi lapisan pengendapan pada sungai braided dengan campuran beban pasir dan kekrikil. Batuan berpasir banyak mendominasi pada Linguoid dan transverse bars. Pada penampang vertical section ini terlihat variasi dari ketebalan pembentukan lapisan.

Platte-type, pengendapan tidak begitu nampak, sekalipun terindikasi adanya rangkaian pengendapan pada sebagian longitudinal bar dan superiposes linguoid bars dan ada sedit mark berupa coal.

Bijou Creek-type, karakteristik proses pengendapan oleh pengendapan superimposes flood sejak akumulasi arus air pada setiap kali terjadinya banjir.

Page 7: ENDAPAN SUNGAI

Gambar -8. Stratigraphic umum untuk batuan berpasir pada Braided system (5-P310)

Bila terjadi banjir akan menyebabkan pengendapan fining-upward dan Pengendapan aliran Braided dengan perubahan batas. Catatan geologi dari karakteristik pengendapan pada sungai braided adalah ukuran butir yang halus pada proses pengendapan. Sekalipun pada sungai Braided modern proses pengendapan agak mirip.

Penampang vertikal dari batuan berpasir untuk arus Braided seperti ditunjukan pada gambar-9. Rangkaian penampang ini berawal dari endapan yang menggosok permukaan lantai bawah (bed SS) mernumpuk pada cross-bedding (bed A). Batuan pasir terlihat menumpuk pada lapisan diatas (bed B) dan adanya ketebalan besarnya planar tabular (bed C). Endapan memenuhi secara baik pada bagian atas saluran (bed D) dengan adanya isolasi (bed E) menumpuk pada lapisan tegak siltstone interbeded dengan batuan lumpur (bed F) dan yang terakhir batuan berpasir (bed G)

Gambar - 9. Penampang vertikal dari batuan berpasir untuk arus Braided (5-P312)

Pada sungai Braided cenderung membentuk variasi kedalaman dari lebar sungai dan karena arah aliran dan energi sungai membentuk Lag Deposit pada lantari dasar sungai, pasir teralirkan pada system bedload. Kedalaman sungai Braided berkisar 3 meter atau lebih dengan membentuk adanya crossbedding. Pengendapan sungai dengan adanya Flood stage dapat membentuk channels beds, preserving flood stage sedimentary structur. Pada muka arus penampang sungai terjadi ripple lapisan pasir dengan gradasi mendatar pada lapisan atas sungai. Karena kaya akan mineral makanan maka pada sebagian

Page 8: ENDAPAN SUNGAI

bantaran sungai dan juga bekas luapan-luapan banjir maka akan tumbuh-tumbuhan akibat biji-bijinan tumbuhan itu terbawa banjir oleh sungai dan mengendap pada bantaran sungai. (gambar-10) (3-P27)

Gambar - 10. Block Diagram sungai Braided, terbentuknya beberapa lapisan pengendapan dan arah arus alir dalam sungai.

SYSTEM PENGENDAPAN SUNGAI MEANDER

Pada sistem Meander proses pengendapan terakumulasi pada 5 (lima) daerah yang berbeda yaitu :

1. .Pada saluran Pokok (Main Channal),2. Point Bars,3. Natural Levee,4. Floodbasin,5. Oxbow Lakes

Sedimen yang diendapkan pada saluran induk (Main Channal) adalah terdiri dari material dengan butiran - butiran kasar yang dapat berpindah hanya oleh aliran sungai dengan kecepatan maximum. Endapan ini juga terdiri dari runtuhan dinding aliran yang runtuh akibat pengikisan oleh arus aliran (Walker dan Cant, 1979). Karena saluran induk ini selalu bergerak dan pada dasar selalu diendapkan butiran yang lebih kasar maka dasar dari point bar terdiri dari butiran-butiran kasar.

Pada bagian Point Bar, endapan yang terbentuk sangat dipengaruhi oleh aliran Helical (Helical Flow) dan gaya gravitasi yang bekerja pada butiran-butiran batuan, sehingga endapan yang terbentuk dari bawah ke atas pada point Bar butiran semakin halus. Endapan ini mempunyai struktur ripple sebagi akibar adanya gelombang dan “dunes” yang terbentuk karena adanya pengaruh helicol flow. Pada meander yang sudah tua kadang - kadang point bar yang terbentuk terpotong kembali oleh aliran karena lekukan - lekukan alirannya yang sangat besar. Pemotongan point bar juga bisa terjadi pada saat terjadi banjir. Hal ini bisa pada point bar mempunyai slop yang tidak terlalu besar dan mempunyai tingkat kelokan yang tinggi.

Natural Levee adalah kedua tanggul yang membatasi saluran yang terbentuk bersamaan dengan terbentuknya saluran itu sendiri. Endapan yang terjadi diatas natural levee pada saat banjir yang membentuk tanggul baru yang lebih tinngi dari floodbasin disebut “levee”

Pada saat banjir sehinnga air meluap hingga daerah floodbasin akan menyebabkan terbentuknya endapan pada tepi aliran yang lebih tinggi dari floodbasin yang disebut “levee”, terdiri dari butiran-butiran halus. Juga akan menyebabkan terkikisannya endapan

Page 9: ENDAPAN SUNGAI

yang telah terbentuk pada point bar, seperti terlihat pada gambar 9 (sembilan) yang ditandai oleh garis putus-putus.

Floodabsin adalah dataran sekitar aliran yang terdapat dibelakang natural levee. Akibat proses pengikisan dan pengendapan yang terjadi mengakibatkan suatu saat dua buah kelokan aliran Meander saling bertemu. Akibat dari peristiwa ini menyebabkan terjadinya aliran yang mati menyerupai dnau yang disebut “Oxbow” . Jika musim kemarau tiba sehingga Oxbow menjadi kering dan menyebabkan rekahan-rekahan pada permukaan danau yang kita sebut “desicatin”.

Gambar 10. Bagian-bagian Morfologi dari sistem aliran Meander (Walker 1979)

Pada gambar 11 diperlihatkan arsitektur elemen lingkungan pengendapan bidang banjir.

Gambar 11. Arsitektur elemen lingkungan pengendapan bidang banjir (Platt and Keller 1992)

LACUSTRIN

1.0 PendahuluanLacustrin adalah suatu lingkungan tempat berkumpulnya air yang tidak

berhubungan dengan laut (danau). Lingkungan ini bervariasi dalam kedalaman, lebar dan salinitas yang berkisar dari air tawar hingga hipersaline. Pada lingkungan ini juga dijumpai adanya delta, barried island hingga submarine fans yang dendapkan dengan arus turbidite. Danau juga mengendapkan terrigenous dan endapan karbonat termasuk oolite shoals dan juga terumbu dari algae. Pada daerah dengan iklim kering akan

Page 10: ENDAPAN SUNGAI

diendapkan evaporite. Endapan danau ini dibedakan dari endapan laut dari kandungan fosilnya dan juga dari aspek geokimianya.

2.0. Model lingkungan lacustrinDanau dapat terbentuk melalui beberapa mekanisme, yaitu berupa pergerakan

tektonik sebagai pensesaran dan pemekaran; proses glasiasi seperti ice scouring, ice damming dan moraine damming (penyumbatan oleh batu); pergerakan tanah atau hasil dari aktifitas volkanik sebagai penyumbatan lava atau danau kawah hasil peledakan.

Visher (1965) dan Kukal (1971) membagi lingkungan lacustrin menjadi 2 yaitu danau permanen dan danau ephemeral (Gb.1). Danau permanen mempunyai 4 model dan danau ephemeral mempunyai 2 model seperti yang terlihat pada gambar tersebut.

2.1. Danau permanenDanau permanen model pertama adalah danau yang terisi oleh endapan

terrigenous yang terletak di daerah pegunungan. Danau ini mempunyai hubungan dengan lingkungan fluvial deltaik yang prograd ke danau mengendapkan pasir dan sedimen suspensi berukuran halus. Ciri dari endapan danau ini dan juga endapan model lalinnya adalah berupa varve yaitu laminasi lempung yang reguler (Gb. 2). Pada endapan danau periglasial, varves berbentuk perselingan antara lempung dan lanau. Lanau diendapkan pada saat mencairnya es, sedangkan lempung diendapkan pada musim dingin dimana tidak ada air sungai yang mengallir ke danau. Contoh danau ini adalah Danau Costance dan Danau Zug di Pegunungan Alpen.

Danau permanen model kedua adalah danau yang terletak di dataran rendah dengan iklim yang hangat. Material yang dibawa oleh sungai dalam jumlah yang sedikit. Endapan karbonat terbentuk pada daerah yang jauh dari mulut sungai disekitar pantai. Cangkang-cangkang molluska dijumpai pada endapan pantai, yang dapat membentuk kalkarenit jika energi gelombang cukup besar. Kearah dalam dijumpai adanya ganggang merah berkomposisi gampingan. Contoh danau ini adalah Danau Schonau di Jerman dan Danau Great Ploner di Kanada Selatan.

Danau permanen model ketiga adalah danau dengan endapan sapropelite (lempung kaya akan organik) pada bagian dalam yang dikelilingi oleh karbonat di daerah dangkal. Endapan pantai berupa ganggang dan molluska.

Danau permanen model ke empat dicirikan oleh adanya marsh pada daerah dangkal yang kearah dalam menjadi sapropelite. Contoh dari danau ini adalah Danau Gytta di Utara Kanada.

2.2. Danau EphemeralDanau ephemeral adalah danau yang terbentuk dalam jangka waktu yang pendek

di daerah gurun dengan iklim yang panas. Hujan hanya terjadi sesekali dalam setahun.Danau playa intermontane pada bagian dekat pegunungan berupa fan alluvial

piedmont yang kearah luar berubah menjadi pasir dan lempung. Ciri dari danau playa ini adalah lempung berwarna merah-coklat yang setempat disisipi oleh lanau dan gamping. Contoh danau ini adalah Danau Qa Saleb dan Qa Disi di Jordania.

Page 11: ENDAPAN SUNGAI

Karena adanya pengaruh evaporasi, danau ephemeral ini dapat membentuk endapan evaporite pada lingkungan sabkha. Contoh dari danau ini adalah Danau Soda di Amerika Utara dan di Gurun Sahara dan Arab.

3.0. Karakteristik endapan lacustrinLitologi dari endapan lacustrine dapat berupa batulumpur, batupasir, konglomerat;

kimiawi-biokimiawi evaporit, karbonat, phosphorite, dan endapan yang terbentuk dari kehidupan seperti skeletal karbonate dan gambut.

Endapan danau purba ditemukan dengan luas beberapa ratus km2 hingga 130.000 km2, sedangkan danau moderen yang dijumpai, mempunyai luas puluhan km2 hingga 436.000 km2. Ketebalan sedimen endapan lacustrin berkisar dari beberapa mete hingga lebih dari 1000 m, namun pada umumnya kurang dari 300 m. Geometri endapan tersebut umumnya membentuk lingkaran dengan penampang vertikal berbentuk lensa.

Fosil yang umum dijumpai pada endapan danau dengan kedalaman kurang dari 10 m adalah cangkang-cangkang bivalves, ostracoda, gastropoda, diatome, chloropites dan algae. Keberadaan fosil tersebut akan berkurang dengan bertambahnya kedalaman.

4.0. Kajian keekonomian dari endapan danauSapropelite dapat membentuk “oil-shales” yang mempunyai potensi sebagai

source rock yang dapat menghasilkan minyak dan gas. Danau yang terletak pada temperatur sedang dapat membentuk batubara, sedangkan danau hipersaline membentuk endapan evaporites dalam jumlah yang cukup potensial.

Proses terbentuknya “oil-shales” ini seperti yang telihat pada Gambar 3. Air danau dapat dibagi menjadi 2 bagian, yaitu epilimnion dan hypolimnion, Epilimnion terdapat pada bagian atas dengan berat jenis rendah, terjadi photosintesa dari ganggang yang membentuk oksigen. Kombinasi dengan tumbuhan sebagai makanan dan oksigen membuat banyaknya kehidupan. Organisme yang mati jatuh ke hypolimnion yang anoxic, terawekan membentuk lapisan lumpur yang kaya akan zat organik. Setelah melalui proses pematangan, mateial organik tersebut dapat berubah menjadi kerogen sebagai bahan penghasil minyak. Contoh endapan ini adalah lempung endapan danau Formasi Green River berumur Eocene di Daerah Utah dan Wyoming. Formasi tersebut selain menghasilkan oil shales, juga menghasilkan minyak yang bermigrasi ke pasir peripheral dan juga ke formasi yang lebih tua.

5.0. Daftar PustakaGoggs, S.Jr., Principles of Sedimentary and Stratigraphy.Reineck, H.E. & Singh, I.B. (1973) Depositional Sedimentary Environments-With

Reference to Terrigenous Clastic, 2123-224, Springer-Verlag, Berlin.Selley, R.C. (1988) Applied Sedimentology, 190-195, Academic Press-Harcourt Brace

Jovanovich, London.Tucker, M.E. (1981) Sedimentary Petrologyy-An Introduction, Vol 3 Geoscience Text,

67, Blackwell Scienctific Publications, LTD, London.

Page 12: ENDAPAN SUNGAI

Gb. 1. Model pengendapan lacustrin menurut Visher (1965) dan Kukal (1971)

Gb. 2. Penampang varves dari endapan Danau periglasial Irish

Gb. 3. Proses pembentukan lempung yang kaya akan zat organik (sapropelite).

DELTA1. PENDAHULUAN

Kata Delta digunakan pertama kali oleh Filosof Yunani yang bernama Herodotus pada tahun 490 SM, dalam penelitiannya pada suatu bidang segitiga yang dibentuk oleh oleh alluvial pada muara sungai nil.

Sebagian besar Delta modern saat ini berbentuk segitiga dan sebagian besar bentuknya tidak beraturan (Bogg, 1995). Untuk jelasnya lihat lampiran Gambar 1. Bila dibandingkan dengan Delta yang pertama kali dinyatakan oleh Herodotus pada sungai nil. Ada istilah lain dari Delta adalah seperti yang dikemukakan oleh Elliot dan Bhatacharya (Allen, 1994) adalah “Discrette shoreline proturberance formed when a river enters an ocean or other large body of water”.

Proses pembentukan delta adalah akibat akumulasi dari sedimen fluvial (sungai) pada “locustrine” atau “marine coasline”. Deposit (endapan) pada delta purba telah

Page 13: ENDAPAN SUNGAI

diteliti (identifikasi) dalam urutan umur stratigrafi, dan sedimen yang ada di delta sangat penting dalam pencarian minyak, gas, batubara dan uranium.

Delta - delta modern saat ini berada pada semua kontinen kecuali Antartica. Bentuk delta yang besar diakibatkan oleh sistem drainase yang aktif dengan kandungan sedimen yang tinggi.

II. Klasifikasi dan karekteristik Deposit dari Delta Delta dibedakan menjadi dua :

1. Alluvial Delta2. Non Alluvial Delta

Untuk jelasnya dapat dilihat lampiran gambar 2. Pada alluvial delta dibagi kedalam empat bagian utama dalam pembentukan delta : a. River Delta Pembentukannya dari deposit sungai tunggal. b. Braidplain Delta Pembentukannya dari sistem deposit aliran “braided” (anyaman) c. Alluvial fan Delta

Pembentukannya pada lereng yang curam dikaki gunung yang luas yang dibawa air.

2.1 Fluvial - dominated Delta “ Fluvial - dominated” delta pada dasarnya dipengaruhi linggkungan yang

disebabkan oleh energi sungai, dikatakan fluvial - dominated karena pengaruh energi sungai sangat dominan. Selanjutnya pada “fluvial-dominated” dipengaruhi oleh prilaku air sungai sehingga dapat dapat diidentifikasi menjadi 3 ciri yaitu :

1. Homopycnal flowPada proses ini air yang memasuki “basin water” densitasnya sama dengan air laut, kecepatan alirannya tinggi (jet aot flow) kandungan fluidanya bercampur, endapannya kasar. Dapat dilihat pada lampiran gambar 3 dan gambar 4.

2. Hypopycnal flowPada ciri ini bila air sungai mempunyai densitas yang lebih besar daripada “basin water “ menghasilkan arah orientasi vertikal ini dikenal sebagai “plane - jet flow”. Dapat dilihat pada lampiran gambar 5. Pada ciri ini densitas menghasilkan arus yang dapat mengerosi pada awalnya akan tetapi akhirnya endapannya berada sepanjang sebagian besar “slope” dari “delta front” pada aliran “turbidit”.

3. Hypopycnal flow

Page 14: ENDAPAN SUNGAI

Pada ciri ini bila air sungai yang mengalir densitasnya lebih kecil dari “basin water” . Pada Hypopycnal flow sedimen yang halus dibawa dalam “supensi” keluar dari muara sebelum “flucullate” dan mengendap. Lihat gambar 6.“Flocculate” meliputi gabungan sedimen halus dalam “small lump” memberikan keberadaan muatan ion positip dalam “sea water” yang menetralisir muatan negatif pada partikel lempung (clay).Hypopycnal flow cenderung menghasilkan “delta front area” yang aktif dan besar, kemiringan nya 1 derajat atau kurang, berbeda dengan sebagian besar delta yang ada

sekitar 10 sampai 20 derajat seperti dikatakan oleh Mial (Bogg, 1995) untuk lebih jelasnya dapat dilihat pada lampiran gambar 7,8,9.

2.2 Tide - dominated DeltaPada proses ini digambarkan bila pengaruh “tidal” (pasang surut) lebih besar dari

aliran sungai yang menuju muara sungai, arus “bidirectional” dapat mendistribusikan kembali sedimen yang ada di muara, menghasilkan “sand filled”, “flumee-shaped distributariesd”.

Delta moder Ganges-Brahmaputra adalah sebuah contoh delta yang didominasi oleh “tide” dapat dilihat pada lampiran gambar 10. Bila dibandingkan delta Missisippi ukuran luas delta Brahmaputra tiga kali lebih besar (Boggs, 1995) untuk jelasnya lihat lampiran gambar 11.

Rata-rata keluarannya dua kalil dibandingkan dengan delta Missisippi, khususnya pada saat musim hujan. Rata-rata daerah “tidal” sangat besar, sekitar 4 m dan pengaruh gelombang sangat kecil. “sand” yang ditransportasikan sangat “intens” selama musim hujan, dimana “sand” yang diendapkan serupa dengan “braides stream”. Pada jenis delta ini dicirikan dengan lingkungan “tidal-flat”, “natural levees”, dan “fload basin”, yang mana sedimennya halus diendapkan dari “suspensiion”.

Pengaruh “tidal” (pasang surut) yang kuat dimanisfestasikan oleh kehadiran jaringan “tidal sand bars” dan “channel” yang diorientasikan berbentuk kasar paralel terhadap arah aliran arus “tidal”. Lihat lampiran gambar 11.

2.3. Wave-dominated DeltaPenyebab pada ciri ini adalah aliran gelombang yang kuat dan perlambatan dari

aliran sungai sehingga aliran sungai tertarik atau dibelokan di muara sungai. Distribusi endapan pada muara, dilakukan oleh gelombang dan di redistribusikan sepanjang “delta front” oleh arus “long-shore” sehingga bentuk gelombang yang timbul di “shore-line” lebih menonjol seperti di pantai yaitu “barrier bars” dan “spit” (menyebul).

Selanjutnya dapat dicirikan juga dengan adanya “smooth delta front” yang meliputi pengembangan yang baik dari punggungan “coalescent beach”, salah satu contoh pada wave dominated delta adalah Sao Fransisco delta seperti pada lampiran gambar 12. Dimensi luasnya lebih kecil bila dibandingkan Missisippi delta.

III. Studi Kasus Delta Mahakam.Delta Mahakam terbentuk pada muara sungai Mahakam di Kalimantan Timur

sekitar 50 km selatan Khatulistiwa. Lihat lampiran gambar 13. Delta Mahakam terletak dalam “Kutei basin” dengan tipe “Fluvial dominated” dengan umur Miocene tengah.

Page 15: ENDAPAN SUNGAI

Delta ini karena terletak pada daerah khatulistiwa sangat dipengaruhi oleh musin, antara lain musim hujan dan musim panas. Maksimum curah hujan sangat tinggi pada bulan Januari, minimum pada bulan Agustus (Allen, 1994), temperatur relatif konstan antara 26 sampai 30 derajat.

Delta Mahakam Menunjukkan bentuk “fan”, dimana cabang “fluvial distributaries” keluar dari sungai Mahakam lihat gambar 14 dan keluar melintasi “delta plain” pada jarak 50 km dari batas “upstream” dari delta. Pada delta ini ada 3 sistem distribusi “fluvial” yang menjadi ciri khas dari delta Mahakam. Distribusi ini dikelompokkan dalam sistem “northen” dan “southern”. Untuk lebih jelasnya pembahasan delta Mahakam dapat dijelaskan dalam lampiran gambar dalam paper ini.

Referensi.1. Allen. G.P, 1994, Sediment Patterns and Facies in the Modern Mahakam Delta, Centre Scientifique et Technique Saint Remys Les Chevreuse, Total.2. Boggs. Sam, 1995, Principles of Sedimentology and Stratigraphy, second edition, Prentice Hall, New Jersey.

Gambar 1. Morfologi Delta

Page 16: ENDAPAN SUNGAI

Gambar 2. Klasifikasi Delta

Gambar 3. Homopycnal flow (Bogg, 1995)

Gambar 4. Vertical Facies Sequence yang dihasilkan oleh Delta Prgradation (Bogg, 1995)

Gambar 5. Hyperpycnal Flow (Bogg, 1995)

Page 17: ENDAPAN SUNGAI

Gambar 6. Hypopycnal flow (Bogg, 1995)

Gambar 7. Pola endapan yang dihasilkan dari “Inertia-Dominated River Outflow”, (Bogg, 1995).

Gambar 8. Pola endapan yang diasosiasikan oleh “Friction-dominated River-Moouth outflow”, (Bogg, 1995).

Page 18: ENDAPAN SUNGAI

Gambar 9. Pola endapan yang dihubungkan terhadap “Buoyant Outflow” dari muara sungai (Bogg, 1995).

Gambar 10. Delta Ganges Brahmaputra India (Bogg, 1995)

Gambar 11. Sistem delata Missisippi - Fluvial - Dominated Delta (Bogg, 1995)

Gambar 12. Sao Fransisco Delta Brazil (Bogg, 1995)

Page 19: ENDAPAN SUNGAI

Gambar 13. Delta Mahakam (Allen, 1994)

Gambar 14. Sedimen dari delta Mahakam (Allen, 1994)

Page 20: ENDAPAN SUNGAI

Gambar 15. Letak delta Mahakam (Allen, 1994)

Gambar 16. Type Dominasi dari delta (Allen, 1994)

LAGUN

Page 21: ENDAPAN SUNGAI

PENDAHULUANLingkungan pengendapan tidak akan dapat ditafsirkan secara akurat hanya

berdasarkan suatu aspek fisik dari batuan saja. Maka dari itu untuk menganalisis lingkungan pengendapan harus ditinjau mengenai struktur sedimen, ukuran butir (grain size), kandungan fosil (bentuk dan jejaknya), kandungan mineral, runtunan tegak dan hubungan lateralnya, geometri serta distribusi batuannya.

Lagun adalah suatu kawasan berair dangkal yang masih.berhubungan dengan laut lepas, dibatasi oleh suatu punggungan memanjang (barrier) dan relatif sejajar dengan pantai (Gambar 1). Maka dari itu lagun umumnya tidak luas dan dangkal dengan energi rendah. Beberapa lagun yang dianggap besar, misal Leeward Lagoon di Bahama luasnya hanya 10.000 km dengan kedalaman + 10 m (Jordan, 1978, dalam Bruce W. Sellwood, 1990).

Gb. I. Skema rekonstruksi geomorfik lingkungan lagun dan dan sekitarnya (Reineck, 1980)

Akibat terhalang oleh tanggul, maka pergerakan air di langun dipengaruhi oleh arus pasang surut yang keluar/masuk lewat celah tanggul. Kawasan tersebut secara klasik dikelompokkan sebagi daerah peralihan darat - laut (Pettijohn, 1957), dengan salinitas air dari tawar (fresh water) sampai sangat asin (hypersalin). Keragaman salinitas tersebut akibat adanya pengaruh kondisi hidrologi, iklim dan jenis material batuan yang diendapkan di lagun. Lagun di daerah kering memiliki salinitas yang lebih tinggi dibanding dengan lagun di daerah basah (humid0, hal ini dikarenakan kurangnya air tawar yang masuk ke daerah itu.

Berdasarkan batasan-batasan tersebut diatas maka batuan sedimen lagun sepintas kurang berarti dalam aspek geologi. Akan tetapi bila diamati lebih rinci mengenai aspek lingkungan pengendapannya, lagun akan dapat bertindak sebagai penyekat perangkap stratigrafi minyak.

Transportasi material sedimen di lagun dilakukan oleh, air pasang energi ombak , angin yang dengan sendirinya dikendalikan iklim sehingga akan mempengaruhi kondisi biologi dan kimia lagun. Endapan delta (tidak delta) dapat terbentuk dibagian ujung alur pemisah tanggul, yaitu didalam lagun atau dibagian laut terbuka (Boggs, 1992). Material delta tersebut agak kasar sebagai sisipan pada fraksi halus, yaitu bila terjadi aktifitas gelombang besar yang mengerosi tanggul dan terendapkan di lagun melalui celah tersebut.

BENTUK DAN GENESA LAGUN Bentuk dan genesa lagun berkaitan erat dengan genesa tanggul (barrier), sehingga

dalam hal ini mencirikan pula kondisi geologi dan fisiografi daerah lagun. Bentuk lagun

Page 22: ENDAPAN SUNGAI

umunnya memanjang relatif sejajar dengan garis panti sedangkan yang dibatasi oleh atol reef bentuk lagunnya relatif melingkar.

Bentuk lagun yang memanjang sejajar garis pantai terjadi apaabila tanggul relatif sejajar dengan garis pantai yang disusun oleh reef ataupun berupa sedimen klasik yang lain misalnya satuan batu pasir . Lagunyang dibatasi atol reef terbentuk relatip bersamaan dengan pembentukan atol, akibat proses penurunan dasar cekungan (tempat reef tumuh) kecepatnya seimbang dengan pembentukan reef (Gambar 2 )

Gb.2. Diagram pertumbuhan reef berkaitan denga perubahanmuka muka laut (Longgman , 1918 dalam Sellwodd, 1990)

Teori pembentukan atol yang klasik dikemukakan oleh Darwin (1842), dimana reef tumbuh di atas batuan vulkanik. Selain itu atol berumur resen di beberapa tempat dijumpai tumbuh dibagian tepi plato yang bentuknya.

Kondisi muka-laut juga pengaruh terhadap lagun (Sander, 1978). Pada laut yang konstan maka dibagian bawah lagun akan terendapkan sedimen klastik halus yang kemudian ditutupi oleh rawa - rawa dengan ketebalan mencapai setengah tinggi air pasang. Kontak antara batuan sedimen dan batuan di bawahnya adalah horizontal. Satuan batuan fraksi halus dengan sisipan batubara muda (peat) di daerah rawa akan berhubungan saling menjari dengan batupasir di daerah tanggul. Selain itu batuan sedimen lagun yang menebal ke atas dan menumpang di bagian atas shoreface biasanya terjadi menyertai proses transgresi (Gambar 3)

Gb.3. Skema progradasi pada tanggul kaitannya dengan perkembangansedimen di lagun (Sanders, 1978)

Lagun juga dapat terbentuk pada daerah tektonik estuarine (Fairbridge RW, 1980 dalam Boggs, 1992) yang disebabkan oleh aktivitas tektonik sehingga terjadi pengangkatan di bagian tepi pantai dan membelakangi bagian rendahan yang membentuk lagun.

LINGKUNGAN PENGENDAPAN

Page 23: ENDAPAN SUNGAI

Lingkungan lagun karena ada tanggul maka berenergi rendah sehingga material yang diendapkan berupa fraksi halus, kadang jug dijumpai batupasir dan batulumpur. Beberapa lagun yang tidak bertindak sebagai muara sungai, maka material yang diendapkan dikuasai oleh material marin. Material pengisi lagun dapat berasal dari erosi barrier yang berukuran pasir dan lebih kasar, sedangkan yang halus terendapkan di lagun. Apabila penghalang berupa reef, dapat juga dijumpai pecahan-pecahan cangkang di bagian backbarier atau di tidal delta. Akibat angin partikel halus dari tanggul dapat terangkut dan diendapkan di lagun Angin tersebut dapat juga menyebabkan terjadinya gelombang pasang yang menerpa garis pantai dan menimbulkan energi tinggi sehingga terjadi pengikisan dan pengendapan fraksi kasar.

Beberapa jenis batuan sedimen berumur muda dijumpai di Laguna Madre (JA Miller, 1973, in Friedman & Sanders, 1978).(Gambar 4). Batuan tersebut berupa batulempung lanauan sebagai hasil sedimentasi air pasang, batupasir kuarsa yang merupakan hasil aktivitas angin mengerosi tanggul (Padre Island), calkareous gravels sebagai hasil rombakan batuan di pantai serta batuan karbonat dengan beberapa keratan didalamnya (skeletal sand, oolitic sand, dsb).

Struktur sedimen yang berkembang umumnya pejal (pada batulempung abu-abu gelap) dengan sisipan tipis batupasir halus (batulempung Formasi Lidah di Kendang Timur) (Gambar 5.), gelembur - gelombang dengan beberapa internal small scale cross l

amination yang melibatkan batulempung pasiran. Struktur bioturbasi sering dijumpai pada batulempung pasiran (siltstone) yang bersisipan batupasir dibagian dasar lagun (Boggs, 1992). Batupasir tersebut ditafsirkan sebagai hasil endapan angin, umumnya berstruktur perarian sejajar dan kadang juga berstruktur ripple cross-lamination (Gambar 6).

Gb.4. Sketsa pelamparan batuan sedimen Gb.5. Singkapan batulempung bersisipan di Lagun Madre (Miller,1973 dalam batupasir tipis (Sri Widjaja, 1984) Friedman & Sander, 1978)

Gb.6. Komposit stratigrafi daerah barier - lagun berumur Kapur di Alberta selatan Canada, (Reinson G.E. 1984 dalam Boggs, 1992

Page 24: ENDAPAN SUNGAI

Fosil di daerah lagun sangat bervariasi tergantung dalinitas air lagun (Boggs, 1992) bagian lagun dengan salinitas normal populasi fosilnya sama dengan fosil di laut terbuka. Fosil-fosil air payau yang dijumpai di lagun dapat sebagai indikasi bagian muara sungai di lagun. Batulempung Formasi Lidah di Kendang Timur jarang dijumpai fosil jadi ditafsirkan daerah tersebut sebagian mungkin berair tawar. Selain itu sering dijumpai mineral pirit sehingga ditafsirkan lagun di Kendang Timur sebagian jauh dari inlet sehingga sangat terllindungkan proses reduksi berjalan normal. Selain itu pada sisipan batupasir di beberapa lokasi sering dijumpai gloukonit sehingga ditafsirkan merupakan hasil pengendapan dekat inlet (laut). Berdasarkan data tersebut di atas membuktikan bahwa lagun biasanya tidak lebar. Hal ini dikarenakan di daerah penelitian yang sempit dapat dijumpai beberapa bagian lagun.

Batuan sedimen lagun kadang mengandung lumpur karbonat yang berasosiasi dengan rombakan cangkang. Hal ini ditafsirkan karena bagian lagun mengalami pergerakan karena deformasi tektonik yang melibatkan bagian tanggul batugamping. Beberapa jenis moluska (Ammonite dan lamellibranchiata) sering dijumpai pada batupasir karbonat sehingga ditafsirkan lokasi fosil tersebut berdekatan dengan lingkungan laut (Selley, 1980). Kesimpulan tersebut dikaitkan dengan keberadaan batupasir karbonatan yang ditafsirkan sebagai hasil sedimentasi tidal inlet (celah diantara barrier) serta ekologi fosil tersebut.

KESIMPULAN

Dari uraian di atas disimpulkan, bahwa batuan sedimen di daerah lagun akan selalu berbutir halus, berstruktur pejal, perairan sejajar dan gelembur gelombang skala kecil sebagai hasil sedimentasi lingkungan berenergi rendah. Batuan sedimen berbutir lebih kasar merupakan sedimentasi bagian tersendiri walaupun di dalam lagun (tidal inlet misalnya). Selain itu variasi jenis batuan sedimen sangat tergantung jenis batuan penyusun tanggul (barrier).

Daerah lagun perlu pengkajian lebih jauh kaitannya dengan potensi hidrokarbon terutama peranannya sebagai penyekat batuan waduk dalam sistem perangkap stratigrafi. Kemungkinan berpotensi hidrokarbon apabila batuan sedimen lagun cukup tebal, hal ini dapat dijumpai apabila berkembang sesar tumbuh (growth fault) yang sejajar dengan pantai.

PUSTAKA

Page 25: ENDAPAN SUNGAI

Bruce W. Sellwood, 1990, Course Note of Carbonate Sedimentology. University of Reading & Lemingas, Jakarta.

Gerald M. Friedman & John E. Sanders, 1978. Principles of Sedimentology, John Willey & Sons.

Pettijohn, 1957, Sedimentary Rocks, 2nd ed, Harper & row, New York.Reineck & Singh, 1980, Depositional Sedimentary Environments, Springer, Verlag,

Heidenberg, New York.Richard C. Selley, 1980, Ancient Sedimentary Environments. Champman & Hall,

London.Sam Boggs, Jr. 1992, Principles of Sedimentology and Stratigraphy.Sri Widjaja, 1984. Geologi dan Studi Fasies Formasi Pucangan Daerah Kabuh Gunung

Pucangan Jawa Timur, UPN “Veteran” Yogyakarta.

SEDIMENTASI ANGIN

1. Pendahuluan

Page 26: ENDAPAN SUNGAI

Selain itu, angin juga merupakan salah satu enegi yang dapat mengikis dan mengangkut bahan-bahan untuk diendapkan, khususnya pada daerah yang mempunyai iklim kering dan semi kering. Angin terjadi karena perbedaan temperatur antara dua daerah yang berbeda di muka bumi akibat ketidakseragaman pemanasan kedua tempat oleh sinar matahari yang menimbulkan beda tekanan. Kekuatan angin ditentukan oleh besarnya beda tekanan pada kedua tempat dan jarak antara kedua tempat tersebut (Sukendar Asikin, 1978). Kekuatan angin akan bertambah dengan bertambahnya jarak. Gerakannya akan laminer jika perlahan dan turbulen bila cepat. Endapan sedimen yang berasal dari proses pengendapan oleh angin disebut endapan Eolian.

2. Proses Terjadinya Endapan Angin

Menurut Allen (1970), endapan oleh angin (eolian) dapat terjadi pada :a. Daerah gurun, dimana iklimnya tropis, subtropis dan lintang tengah.b. Daerah disekitar, outwash plain pda endapan glasial dan tudung es pada daerah

lintang tinggi.c. Di daerah pantai, di puncak pulau penghalang (barrier island) atau di muka pantai

terbuka dalam berbagai iklim.Lingkungan pengendapan oleh angin dapat dilihat pada Gambar 1.

Gurun terjadi pada lintang tengah dan rendah yang berhubungan dengan daerah yang tertutup dengan curah hujan dari 30 cm. Daerahnya kira-kira 20 % dari total daratan. Gurun modern yang tervesar dengan panjang 12.000 km dan lebar 3.000 km terletak antara Afrika Utara dan Asia Tengah. Dengan gurun lain yang luas adalah Australia Tengah, berukuran 1500 - 3000 km. Gurun yang berukuran kecil berada di Afrika baratdaya, Chili - Peru dan Patagonia, dan di baratnya Afrika Utara.

Pelapukan di gurun terjadi secara mekanis dan kimiawi. Pelapukan mekanis tergantung pada perubahan gradien temperatur oleh pemanasan pada siang hari dan pendinginan pada malam hari. Perbedaan temperatur permukaan batuan pada waktu siang dan malam dapat mencapai 50° C. Pada kondisi seperti ini batuan secara perlahan akan rekah dan pecah. Butiran tersebut akan terbawa oleh angin dan diendapkan sebagai bukit pasir.

Bukit pasir dapat pula terbentuk di muka pantai. Meskipun demikian hanya terjadi pada pantai pada daerah kering dimana vegetasi (tumbuhan) tidak ada. Angin kering yang kuat dengan arah tegak lurus pantai secara aktif memindahkan pasir menjadi gundukan pasir. Gugusan bukit pasir yang terjadi dengan cara ini terjadi sepanjang pantai timur Laut Utara, bagian selatan Pantai Baltik, pantai utara Gulf of Mezico, pantai selatan Laut Mediterian dan pantai barat Australia. Hanya sedikit gugusan bukit pasir di muka pantai yang terjadi pada daerah curah hujan rendah. Selain itu, endapan angin dapat pula terjadi pada outwash plain dari arus air es glasial yang ditemukan pada daerah lintang tinggi.

Allen (1970) menggambarkan bahwa angin mengangkut sedimen secara suspensi dan saltasi atau merayap dipermukaan (surface creep). Kecepatan geser pada perpindahan butir dapat ditulis sebagai :

U * (crit) = ( 0 (crit) / )

Page 27: ENDAPAN SUNGAI

= K1 ( ( - ) / ) g D

dimana : U * (crit) = kecepatan geser o (crit) = tegangan geser = densitas butirD = diameter butir = densitas fluidak1 = konstanta yang bergantung dengan bilangan Reynold

Butiran yang halus (0 - 0,2 mm ) akan diangkat secara suspensi, yaitu sedimen dibawa oleh angin tanpa terjadi kontak dengan lapisan. Angin bertiup melalui alluvium yang mengering dan membawa butiran terbang di udara Lanau lempung adalah contoh batuan yang dapat diangkut dengan cara suspensi. Bahan ini umumnya akan diangkut melalui jarak yang lebih jauh.

Cara kedua adalah saltasi dimana butiran dengan ukuran yang lebih besar (0,2 - 2 mm) akan diangkut dengan cara menggelinding, bergeser dan bertumbukan. Bila angin bertiup di atas permukaan pasri, maka kalau cukup kuat butiran pasir akan melaju melalui seretan lompatan yang panjang. Jika mendarat mereka akan terpantul dan meloncat kembali ke udara dan akan melontarkan butiran pasir lainnya. Batupasir sangat halus adalah yang pertama dapat dipindahkan dengan saltasi.

Pengangkutan bahan yang berukuran pasir ini disebut sand storm. Pasir umumnya terdiri dari mineral kwarsa yang membulat. Butiran demikian akan mampu melompat dengan mudah bila terbentur dengan bahan yang keras seperti butiran pasir lainnya atau kerakal . Gambar 2 menunjukkan trajektori saltasi dari butiran batupasir, dimana butiran yang lebih kecil akan mempunyai trajektori yang lebih panjang dari pada butiran yang benar.

Studi tentang kecepatan ambang yang dibutuhkan untuk memulai pergerakan butir menunjukkan bahwa kecepatan ambang bertambah dengan bertambahnya ukuran butir. Butiran yang lebih kecil akan mempunyai kecepatan awal yang lebih kecil dari pada butiran yang besar. Allen (1970) menggambarkan bahwa panjang trajektori lintasan butir dan besarnya kecepatan awal diberikan sebagai :

L = k2 (( U* + U* (crit))2 / g )H = k3 (( U* + U* (crit))2 / g )

Dimana : L= Panjang trajektoriH= besarnya trajektorik2 dan k3 = konstanta empiris yang berhubungan dengan ukuran butirg = percepatan gravitasi

Proses pemindahan bahan-bahan oleh angin dapat terjadi dengan 2 cara, yaitu deflasi dan abrasi (Sukendar Asikin, 1978)

Deflasi adalah proses pemindahan bahan dengan cara menyapu bahan - bahan

Page 28: ENDAPAN SUNGAI

yang ringan. Proses ini menghasilkan relief di gurun-gurun pasir. Deflasi dapat pula menyebabkan lekukan yang dalam hingga beberapa ratus meter di bawah permukaan laut. Kalau mencapai batas permukaan air tanah, maka akan membentuk oase (mata air di gurun)

Abrasi adalah pengikisan oleh angin yang menggunakan bahan yang diangkutnya sebagai senjata. Daerahnya tidak luas. Contohnya adalah batuan bentuk jamur yang terjadi karena bahan yang diangkut tidak merata. Dibagian bawah lebih banyak dan lebih kasar dibandingkan dengan diatasnya.

3. Macam Endapan Oleh Angin

Bahan yang diangkut oleh angin akan menimbulkan tiga macam endapan yang sangat berbeda (Boggs, 1995) yaitu :

- Endapan lanau (silt), kadang-kadang disebut loess yang berasal dari sumber yang cukup jauh.

- Endapan pasir yang terpilah sangat baik. - Endapan lag (lag deposit), terdiri dari partikel berukuran gravel yang diangkut

oleh angin dengan kecepatan yang cukup besar.

Endapan gurun dapat dikelompokkan ke dalam 3 sublingkungan pengendapan utama yaitu bukti pasir (sand dune), interdune dan sand sheet.

3.1 Bukit pasir (sand dune)

Lingkungan bukit pasir pada umumnya yang diangkut dan diendapkan adalah pasir yang diakumulasi dalam berbagai bentuk dune . Sand dune (bukit pasir) dapat dibagi menjadi 4 tipe morfologi utama (Selley, 1988), yaitu :

a. Barchan atau lunate dune, adalah bukit pasir yang paling indah. Bentuknya cembung terhadap arah angin umum (utama dengan kedua titik ujungnya seperti tanduk, dimana pada kedua arah tersebut kekuatan angin berkurang. Barchan mempunyai

muka gelincir yang curam pada sisi cekung. Barchan terjadi pada daerah yang terisola (tertutup) atau disekitar sudut pantai. Pada permukaan yang turun biasanya ditutupi

oleh lumpur (mud) atau granula. Hal ini menunjukkan bahwa barchan/lunate dunate terbentuk terbentuk dimana pengangkutan pasir lebih sedikit.

b. Tipe stellate, piramida atau Matterhorn. Terdiri dari rangkaian sinus, tajam, punggung pasir yang tinggi, yang bergabung bersama-sama dalam satu puncak yang tinggi. Angin selalu meniup bulu-bulu pasir di puncak peramida, membuat dune tampak seperti berasap. Stellate dune kadang-kadang ratusan meter tingginya, terbentuk pada batas pasir laut dan jebel, menandakan titik interferensi dari arus angin dengan topografi yang resistan.

Page 29: ENDAPAN SUNGAI

c. Longitudinal atau Seif dune. Bentuknya panjang, tipis dengan batas punggung yang jelas. Dune secara individu dapat mencapai 200 km panjangnya, kadang-kadang dapat konvergen pada perbatasan seif dimana arah angin berkurang. Tingginya dapat mencapai 100 km dan batas dune lebarnya sampai 1 atau 2 km, dengan daerah interdune yang datar, terdiri dari pasir atau gravel.

d. Tranversal dune, bentuknya kursus atau sinusoidal ramping dengan puncak tegak lurus arah angin rata - rata. Muka gelincir yang curam terdapat pada arah angin yang berkurang. Transversal dune jarang terjadi pada permukaan deflasi. Tranversal dune adalah tipe berkelompok, naik pada bagian belakang dari dune berikutnya.

Gambar dari tipe bukit pasir ini dapat dilihat pada Gb.3

3.2 Interdune

Interdune adalah antara dua dune, dibatasi oleh bukit pasir atau sand sheet. Interdune dapat terdeflasi (erosi) atau pengendapan. Sedikit sekali sedimen yang terakulasi pada interdune yang terdeflasi. Daerah interdune dapat meliputi dua arah endapan angin dan sedimen diangkut dan diendapkan oleh arus di daerah paparan.

3.3 Sand Sheet

Sand sheet adalah badan pasir yang berundulasi dari datar sampai tegas yang terdapat di sekitar lapangan bukit pasir. Dicirikan oleh kemiringan yang rendah (00 - 200 ). Lingkungan sand sheet berada di pinggiran bukit pasir.

4. Bentuk Perlapisan

Wilson (1991, 1992) dalam Walker (1992) menyatakan ada tiga skala utama bentuk perlapisan pada endapan eolin yaitu ripple, dune dan draa. Ripple yang disebabkan oleh angin lebih datar dari pada yang disebabkan oleh air dan biasanya mempunyai garis puncak yang lebih regular. Bentuk perlapisan dune lebih besar dari pada ripple dan ketinggiannya bervariasi dari 0,1 sampai 100 meter. Bentuk perlapisan draa adalah perlapisan pasir yang besar antara 20 sampai 450 meter tingginya dan dicirikan oleh melampiskan keatas (superimpose) dari dune yang lebih kecil. Tabel- 1 adalah klasifikasi perlapisan endapan eolian.

Page 30: ENDAPAN SUNGAI

5. Tekstur

Tekstur meliputi bentuk, ukuran dan susunan butir. Batupasir eolian mempunyai 3 sublingkungan pengendapan (Walker, 1992) yang membedakan 3 macam tekstur pada endapan eolian, yaitu :

terpilah baik sampai dengan sangat baik pada batupasr halus yang terjadi pada sublingkungan pantai.

terpilah sedang sampai baik pada batupasir dune di darat yang berbutir baik. terpilah jelek pada batupasir interdune dan serir.

Bukit pasir bervariasi dalam ukuran butir dari 1,6 - 0,1 mm. Endapan bukit pasir umumnya terdiri dari tekstur pasir yang terpilah baik dan kebundaran baik juga ;kaya akan kwarsa. Endapan bukit pasir di pantai mungkin kaya akan mineral berat dan fragmen batuan yang tidak stabil. Bukit pasir di pantai yang terjadi didaerah tropis banyak mengandung ooid, fragmen cangkang, atau butiran karbonat lainnya. Bukit pasir yang terdapat di daerah gurun dapat mengandung gypsum seperti White Sand, New Mexico

6. Struktur Sedimen

Pengangkutan dan pengendapan oleh angin membentuk tipe struktur sedimen ripple, dune dan silang siur (cross-bed) seperti yang dihasilkan pada pengangkutan oleh air (Boggs, 1995). Struktur sedimen yang terdapat pada bukit pasir adalah :

kumpulan perlapisan silang (cross-strata) berukuran sedang sampai besar, yang cirinya terdapat pada muka kemiringan arah sari angin bertiup pada sudut 300 - 340 .

kumpulan perlapisan silang tabular-planar dalam arah vertikal yang terdapat pada bagian bawah.

bidang batas antara kumpulan individu dan perlapisan silang yang umumnya horinsontal atau miring dengan sudut rendah.

-Tipe geometri struktur bagian dalam barchan dapat dilihat pada gambar-4. Selain itu beberapa jenis struktur sedimen internal pada skala kecil dapat pula berbentuk perarian lapisan datar (plane -bed lamination), perarian bergelombang (rippleform lamination),ripple-foreset cross lamination, climbing ripple, grainfall lamination dan sandflow cross -strata.

Pada bukit pasir yang kecil terdapat perarian silang siur tunggal (single cross lamination) dan perlapisan silang siur yang tebal terdapat pada lapisan pasir yang cukup tebal. Struktur sedimen yang besar tidak tampak pada inti pemboran, sehingga struktur sedimen seolah-olah massive. Pengeboran melalui tranversal dan lunate dune mengungkapkan bahwa beberapa kumpulan dari puncak bukit pasir dipisahkan oleh permukaan erosi dan lapisan datar. Heterogenenitas perlapisan ini menggambarkan variasi yang tidak menentu

Page 31: ENDAPAN SUNGAI

dari morfologi bukit pasir secara kasar. Perlapisan silang siur diendapkan saat migrasi angin rendah pada muka gelincir dan unit perlapisan datar dan subhorisontal diendapkan pada sisi belakang dari bukit pasir.

Endapan interdune dicirikan oleh perlapisan dengan sudut kemiringan yang rendah (< 100

) karena interdune terbentuk oleh proses migrasi dari bukit pasir, banyak terdapat bioturbasi yang merusak struktur perlapisan. Sedimen yang diendapkan pada interdune dapat mencakup dua macam endapan yaitu subaquaeous dan subaerial, tergantung pada iklim dimana mereka diendapkan, basah, kering atau daerah yang banyak terjadi penguapan.

Endapan pada interdune kering dibentuk oleh ripple karena proses pengangkutan oleh angin. Endapannya relatif kasar, bimodal dan terpilah jelek dengan kemiringan yang tegas, lapisannya membentuk perarian yang jelek. Endapannya banyak mengandung bioturbasi yang merupakan hasil acak binatang maupun bekas tumbuhan.

Pada interdune yang terjadi di daerah basah dekat dengan danau, silt dan clay terperangkap oleh badan yang semipermanen. Endapan ini dapat mengandung spesies organisme air tawar seperti gastrododa, pelesipoda, diatome dan ostracoda (Boggs, 1995). Dapat pula terbentuk bioturbasi seperti jejak kaki binatang.

Endapan sheet sand juga mengandung kemiringan yang tegas atau permukaan iregular dari erosi beberapa meter panjangnya, terdapat jejak bioturbasi yang disebabkan oleh serangga atau tumbuhan, struktur cut-and-fill pada skala kecil, kemiringan yang tegas, lapisan perarian yang jelek sebagai hasil dari perbatasan pengendapan grainfall, diskontinu, lapisan tipis pasir kasar yang interkalasi dengan pasir halus, dan kadang-kadang interkalasi dengan endapan eolian yang mempunyai sudut besar Gb.5 menunjukkan distribusi dan hubungan stratigrafi dari sheet sand dan endapan bukit pasir eolian.Gb.6,7,8,9 dan 10 adalah contoh-contoh struktur sedimen pada endapan eolian.

7. Model Perlapisan dan Batas Permukaan

Hasil perlapisan dari migrasi bentuk lapisan sebagai pendakian/undakan pasir mempunyai sudut dan arah yang berbeda-beda (Gb.II). Model perlapisan yang sederhana meliputi sistem bentuk lapisan termigrasi dengan sederhana dan bentuk kumpulan arsitektur yang sederhana. Sebagai contoh bukit pasir tranversal migrasi melewati gurun dari lapisan silang siur tabular (tabular cross-bed) dipisahkan oleh permukaan bidang planar. Transversal dune migrasi melalui transversal draa dari bentuk yang sederhana ke bentuk yang lebih kompleks, termasuk permukaan orde kedua pada kemiringan arah angin berkurang. Meskipun demikian, bentuk lapisan dibangun oleh perpindahan pasir dan juga disebabkan oleh keberadaan struktur perbahan angin meyebabkan perubahan bentuk perlapisan yang ada dan perubahan bentuk lapisan juga berinteraksi dengan angin untuk menghasilkan bermacam-macam bentuk keseimbangan.

Page 32: ENDAPAN SUNGAI

8. Kesimpulan

- Angin memegang peranan yang penting pada proses sedimentasi. Hasil endapan oleh angin banyak dijumpai dimuka bumi ini khususnya didaerah beriklim kering dan semi kering. Contohnya adalah endapan bukit pasir yang terjadi di lingkungan gurun, glacial dan pantai.

- Butiran pasir dapat diangkut oleh angin dengan dua cara yaitu suspensi dan sultasi. Ukuran butir yang lebih kecil akan terbawa dalam gumpalan debu secara traksi , sedangkan yang berukuran lebih besar akan terseret, menggelinding dan meloncat.

- Endapan bukit pasir dipantai mempunyai bentuk butir yang baik, kebundaran baik dan

terpilah baik sampai sangat baik. Interdune terdiri dari sand, silt dan clay dengan pemilahan yang jelek. Batupasir yang berasal dari endapan dune memiliki porositas yang baik dan baik pula sebagai batuan reservoar.

- Struktur sedimen yang terdapat pada endapan eolin umumnya silang siur, silang siur sejajar sampai dengan silang siur bergelombang. Ukurannya kecil (internal) sampai yang berukuran (perlapisan)

Daftar Pustaka

- Allen, JRL, 1970, Physical Processes of sedimentology an Introduction, George Allen and Unwin LTD, London.

- Sam Boggs, Jr, 1992, Principles of Sedimentology and Stratigraphy 2 nd edition, Prentice-hall inc, New Jersey.

- Sekunder Asikin, 1978, Diktat Geologi Dasar, Institut Teknologi Bandung.- Richard C. Selley, 1988, Applied Sedimentology, Academic Press, New York. Roger G. Walker and Noel P. James, 1992, Facies Model : Respone to sea level

change, Geological Association of Canada.

Page 33: ENDAPAN SUNGAI

Gambar - 1 : Lingkungan pengendapan pada endapan angin (a) gurun(b) glacial outwash plain © pantai (Allen, 1970)

Gambar - 2 : Trajectori saltasi dari butiranpasir (Allen, 1970)

Page 34: ENDAPAN SUNGAI

Gambar - 3 : Tipe bukit pasir (a) Barchan (b) Tranversal © Longitudinal atau Seif dune (d) Stellate atau piramida (Allen, 1970)

Table 1 Morphology and classification of eolian bedforms. After McKee (1979)

Morphology Name AssociationsSheet - like Sheet sand

Thin elongate strips Streaks COMPOUND - two or more of the same type combined byCircular to elliptical Dome overlap or superimpositionmound, dome - shaped (Wilson”s draa)

Crescent in plan Barchan

Connencted crescents Barchanoid (akle)

Asymmetrical ridge Transverse (reversing) COMPLEX - two different basic types occurring together, either

Symmetrical ridge Linear (seif) Superimposed (wilson”s draa), or adjacent

Page 35: ENDAPAN SUNGAI

Gambar - 4 : Tipe geometri dan strktur bagian dalam dari barchan dune (Boggs, 1995)

Page 36: ENDAPAN SUNGAI

TABLE - 2 : Basic types of stratification in eolian deposits.

Page 37: ENDAPAN SUNGAI
Page 38: ENDAPAN SUNGAI

Gambar - 5 : Distribusi dan hubungan stratigrafi dari sheet sand dan endapan Eolian (Boggs, 1995)

Page 39: ENDAPAN SUNGAI

Gambar - 6 : Perlapisan pearian sejajar pada Gambar - 7 : Penampang obligue melalui pasir kasar dan halus (Walker 1992) Grainfall laminasi dengan interbed sand- flow di bagian atas (Walker, 1992)

Gambar - 8 : Penampang obligue pada ukuran besar (Walker, 1992)

Page 40: ENDAPAN SUNGAI

Gambar - 9 : Perlapisan sandflow silang siur pada lapisan perarian Sejajar (Walker, 1992)

Page 41: ENDAPAN SUNGAI

Gambar -10 : Ripple karena angin pada pasir kasar (Walker, 1992)

Page 42: ENDAPAN SUNGAI

Gambar - 11 : Model stratifikasi untuk tipe dune yang simple dan kompleks. Penampang longitudinal dan tranversal sejajar dan tegak lurus.

Page 43: ENDAPAN SUNGAI

Dengan resultan arah angin (Walker, 1992)

SISTEM PENGENDAPAN GLASIAL

Pendahuluan

Pengertian tentang sistem pengendapan glasial dan macam - macam bentuknya penting dalam aplikasi. Pertama, data kandungan endapan glasial dapat digunakan menyelesaikan masalah tentang proses - proses geologi yang terjadi. Kedua, endapan glasial merupakan dasar untuk mempelajari lingkungan geologi. Dengan adanya investigasi karakteristik teknik geologi, pedoman hydrogeological, dan arus transportasi dalam sistem pengendapan glasial. Sistem pengendapan glasial merupakan suatu pendorong dalam penyelidikan tentang sistem pengendapan glasial ini juga merupakan pendorong untuk mempelajari / mengetahui tentang letak dari pengendapan klastik dan karbonat dari suatu reservoar hidrokarbon pada tahun 1950 - an

Setelah mempelajari aspek - aspek dari glasial dan hubungannya satu sama lain, kemudian diaplikasikan kedalam ilmu geologi ekonomi atau hasil penyelidikan geologi yang bernilai ekonomi. Selain itu diketahui pula bahwa dalam sistem pengendapan glasial juga membawa serta endapan -endapan mineral dan bermacam - macam batuan yang dibungkus oleh es. (Placer ; Eyles, 1990), dan sistem pengendapan glasial digunakan juga dalam penyelidikan untuk endapan mineral yang terdapat pada pelindung / pembungkusnya sendiri. (drift prospecting ; Dilabio and Coker, 1989). Dimana diketahui pula bahwa lapisan batu dari glasial mempunyai kebiasaan digunakan dalam geologi minyak, tetapi kandungan dari Paleozoic glasial lebih penting / berarti digunakan dalam penyelidikan minyak dan gas, seperti : Australia, Argentina, Brasil, Bolivia, Saudi Arabia, Yordan dan Oman. (Levll et al, 1988; Franca and Potter, 1991). Banyak orang berpikiran bahwa fasies dari pengendapan glasial masih karakteristik yang unik. Ini

Page 44: ENDAPAN SUNGAI

disebabkan oleh campuran yang tidak tersotir dengan baik, semua ukuran ada, mulai dari bongkah - bongkah / batu - batu besar sampai kelempung, Kadang - kadang endapannya tepat pada glasier dan lapisan - lapisan esnya. Bagaimana sedimen yang mempunyai penampilan singkapan sama dapat memberikan sebuah endapan luas baik itu lingkungan glasial dan nonglasial “Term diamitct” akan digunakan untuk sebuah deskripsi, masa nongenetic betul - betul dari fasies yang sortirannya kurang baik tanpa memperhatikan asal mulanya. Hanya dengan diamict dapat diketahui endapan yang langsung pada “ice glasier” dapat diidentifikasi dengan baik. Suatu permasalahan pokok dalam mempelajari stratigrafinya adalah untuk menentukan apakah fasies diamict spesifik sumbernya dari glasial atau nonglasial. Banyak contoh dalam literatur dimana sedimen itu mula - mula terjadi dan dapat ditunjukkan berasal dari sumber nonglasial. Diamict hanya tipe fasies dalam keadaan biasa dan produksinya dari lingkungan pengendapan dalam sebuah luas daerah tertentu dan juga pengaruh iklim. Dalam keadaan biasa tidak mungkin kita berkesimpulan bahwa sumber sebuah diamict berasal dari sebuah singkapan tunggal dan kecil. Yang penting selalu diperhatikan adalah hubungan antara facies dalam stratigrafi.

Agar dapat memperkirakan tanda - tanda untuk lingkungan pengendapan digunakan refensi asosiasi fasies. Dengan pendekatan yang dasar dapat ditarik kesimpulan bahwa itu adalah produksi facies diamict, sebagai contoh, aliran sedimen oleh gaya berat, yang cenderung faciesnya dipengaruhi oleh arus turbidit. Dimana asosiasi fasies ini berubah - rubah pada lingkungan pengendapan yang berbeda, dalam model 3 dimensi dapat memperlihatkan endapan dengan jelas. Untuk interprestasi yang baik memerlukan profil defosit vertikal secara terinci, bersama - sama dengan informasi variasi lateral dan geometri deposit diluar singkapan lokal. Umumnya. Asosiasi glasial fasies beserta lingkungan pengendapannya terjadi khususnya pada sungai, danau, darat yang berbatu dan pada kemiringan. Dalam kebanyakan kasus glasier yang mempunyai volume besar diberikan oleh lingkungan pengendapan dilaut atau lacustrine basin, dimana sedimen glasial primer lebih banyak bekerja dibandingkan proses sedimen nonglasial yang berbeda dan pengaruh lingkungan glasial dapat diidentifikasi dan juga asosiasi - asosiasi fasiesnya. Sistem pengendapan glasial dapat terlihat dengan jelas pada geometri 3 dimensi, dimana proses hubungan fasiesnya mencatat bahwa elemen paleogemorphic basin yang terbesar. Berdasarkan pemisahan dan krnologis lingkage, sistem pengendapan ini diidentifikasi menjadi dua bagian yaitu glacioterrestrial dan glaciomarine

Sistem Glacioterestrial Tract.

Lingkungan pengendapan glacioterestrial dapat dibedakan atas 4 jenis yaitu :

1. Subglacial2. Supraglacial3. Glaciolacustrine4. Glaciofluvial

Page 45: ENDAPAN SUNGAI

Substrate relief dan lingkungan tektonik adalah berperan sebagai dasar dalam pengendapan glacialteretrial ini. Menurut hasil penyelidikan bahwa pertumbuhan lembar - lembar es dibumi ini dalam jumlah yang besar, tetapi kurang yang mengandung endapan - endapan. Glacial itu aktif pada basin akibat tektonik. Dalam jumlah yang besar ternyata glacial besar dari sedimen ocean basin. Iklim juga mempengaruhi endapan glacial terrestrial ditepi es.

Posisi Glacioteretrial Pada Low - Relief.

Glasil low - relief ini ditunjukkan dengan baik dengan adanya distribusi glasial deposit pleistocene seperti yang terjadi di Amerika bagian utara. (gambar 2,3) Beberapa sistem pengendapan pada low - relief yang dapat terjadi dapat dilihat pada gambar 1.

1. Sistem Pengendapan Subglacial

Kondisi / keadaan didasar lembaran - lembaran es yang besar akanberubah luasnya yang diakibatkan oleh perbedaan temperatur es dan kecepatannya. Untuk es yang dasarnya basah dimana kondisi tertutup oleh tekanan titik lebur es, es tersebut meluncur serta berakhir pada substrate. (gambar 4a,b). Sedangkan dalam kondisi dasar yang kering es tetap pada lapisan Frozen dan kebanyakan berpindah / bergeraknya juga menyebabkan perubahan bentuk pada bagian dalamnya. Sedangkan deposit fasies subglasial diamict pada prinsipnya terjadi/terdapat dibawah bagian dasar es yang basah. (gambar 4c,d). Runtuhan Englacial didalam transportasi sebuah lapisan basal tipis (1m) itu terdiri dari lapisan - lapisan es yang tidak rata. Abrasi yang kuat itu terjadi diantara kedua partikel dalam lapisan dasar, dan diantara partikel dengan substrate. Runtuhan itu saling bertubrukan dengan lapisan, dapat membentuk subtratelagi sebagai akibat dari tekanan cairan dan yang dikeluarkan dari es. Sedangkan ciri dari “Glacially - shaped Clasts” dapat dilihat pada gambar 5. Kelanjutan dari produksi lodgement membuat lapisan lentircular menjadi tebal. (gambar 6,7,8). Pada yang poros yang panjang “Clast” mempunyai penjajaran pararel yang lebih kuatyang ditimbulkan oleh aliran es. Pengukuran poros yang panjang berorientasi dengan sedikit clasts memberikan sebuah indikasi aliran es lansung yang cepat. Letak dari “lodgement till” ditentukan oleh lokal dan regional unconformity dan cenderung mempunyai geometri regional “ sheet - like” (gambar 6,7). Dimana ketebalan totalnya tidak melebihi dari 50 meter Unit “lentircular till” yang kuat terjadi didalam bentuk “sheet - like”. Hubunganya merupakan potongan menyilang dan tumpang tindih sebagi akibat dari erosi pada substrate dalam merespon perubahan kecepatan gerak dari es. Perubahan aliran lengsung dari es dan runtuhan dari litologi yang berbeda hasilnya dapat dilihat sebagai suatu tumpukan dari beberapa “lodgement till” yang berlapis keatas selama sebuah glaciation tunggal. (gambar 6). Setiap unit till mengandung clasts dan matrix dari perbedaan sumber lapisan batuan (bedrock). Penekanan ini dibutuhkan untuk ketelitian dalam interprestasi maju/ mundurnya siklus dari “multiple - till” stratigrafi. Adanya tanah bercampur batu kerikil pada chanel sebagai hasil dari sungai - sungai kecil yang kering, juga kumpulan dari komponen-komponen

Page 46: ENDAPAN SUNGAI

dari stratigrafi subglasial (gambar 6) Chanel mempunyai sebuah planah pada permukaan bagian atas yang memotong diamict, dimana berorientasi pada aliran es langsung yang subparalel dan hubungan genetik dengan “ekers ridges” (gambar 6). Oleh karena itu kehadiran fasies glaciofluvial didalam lingkungan “lodgement - till” tidak terlalu penting sebagai petunjuk mundurnya glacier.

2. Sistem Pengendapan Supraglasial

Bagian luar dari tepi lembaran - lembaran es biasanya merupakan batas dimana sisa daerah yang luas dari tofografi bukit-bukit kecil terdiri dari sedimen-sedimen yang bervariasi dengan geometri komplek. Selama proses glaciation yang terakhir, perluasan dari es berhenti sekitar seperempat kilometer seperti yang terjadi di Amerika bagian utara

(gambar 2,3). Perbedaan tekanan yang kuat antara “upglacier” yang aktif dengan penghalang - penghalang oleh bagian tepi es menghasilkan perlipatan yang kompleks dan perlapisan runtuhan basal yang tebal (gambar 9). Dimana “melt-out till” bersama dengan perkembangan fasies “diamict” pada permukaan es adalah asosiasi dengan topografi bukit-bukit kecil yang khusus dimana itu merupakan data kompleks dari pemisahan tepi-tepi es. (gambar 10 d). Jika bagian luar dari tepi es yang tipis menjadi “frozen” pada substrate maka lempengan dari “bedrock” yang besar juga glaciotectonized boleh tidak ikut dengan proses tersebut. Ini adalah pergerakan dari es tidak melakukan luncuran pada basal, tetapi terjadi deformasi dibawah substrate sedimen. Apabila proses ini tidak berjalan lagi, maka bentuk ini menjadi menutup oleh runtuhan-runtuhan englasial pada permukaan es. (gambar 9,10a,b,c). Penutupan ini tidak stabil dan pergerakan sedimen akibat aliran gravitasi untuk kedalam basin yang berbentuk ketel, merupakan generasi penutupan oleh pencairan es pada suatu tempat tertentu. (gambar 10b,c). Dimana pencairan kearah bawah lebih cepat oleh produksi tofografi daerah rendah “diamict” supraglacial pada prosese sedimentasi ulang secara umum diakibatkan oleh aliran dari reruntuhan - reruntuhan yang ada, serta mempunyai lapisan berupa “clast” yang pararel dengan arah alirannya, dimana “clast” itu merupakan rancangan dari lapisan-lapisan paling atas, bagian-bagian berbentuk rakit dan fragmen-fragmen dari sedimen yang sudah lebih dulu, juga channelnya berbentuk bagian yang menyilang, terdapat geometri lenticular yang mengalami penebalan pada “down-slope” serta ketidak hadirin relief pada perlapisan atas dari permukaan dan adanya suatu kecendrungan untuk mengisi tofografi yang rendah. Massive dan lapisan kasar dari fasies “diamict” berpengaruh, dimana fasies lapisan - lapisan kasar sebagai hasil dari aliran massive yang tipis pada lapisan diatasnya. Dimana fasies “ diamict” adalah merupakan “interbedded” dengan “glaciofluvial” dan fasies “lacustrine”. Ini merupakan basal yang ada pada bagian atas sebagai hasil dari “melt-out till” (gambar 9), yang boleh menutup lapisan batuan berbentuk rakit pada bagian atas yang sekarang merupakan pembentuk dari dasar es. Kondisinya berada dibawah sehingga struktur englasial berupa perlipatan dari rangkaian runtuhan basal yang merupakan kelanjutan dari “melt-out” dalam bentuk perlapisan berhubungan serta berorientasi melintang sebagai pembentuk aliran es langsung (Shaw, 1979).

Page 47: ENDAPAN SUNGAI

3. Sistem Pengendapan Glaciolacustrine.

Kolam glaciolacustrine sebagai hasil dari erosi glacial, disrupsi glacial bekas sistem drainase dan mengeluarkan / menghasilkan air akibat proses pencairan dalam jumlah yang besar. Berubahnya basin dari daerah yang sempit/terbatas, menyerupai tipe pegunungan dalam daerah high - relief, daratan yang luas dalam skala danau berada dibagian dalam dari seaways. Danau yang luas dalam statical yang sama menekan evaluasi bagian dalam dari daratan oleh lembaran es. Danau Agassiz adalah contoh yang terkenal, yang luasnya kira - kira 1.000.000 km2 terdapat di Amerika bagian utara (Teller and Clayton, 1983). Sebuah perbedaan yang sederhana antara kontak es dengan badan danau dapat dilihat pada gambar dilihat pada gambar (11). Satu dari banyak karakteristik dari fasies glaciolcustrine, yang setiap tahun produksinya berantai dimana ukuran butirnya sangat kontras sebagai hasil dari kondisi sedimen yang berbeda dalam musim dingin dan musim panas. Dimana diketahui jika musim panas lapisannya kebanyakan terdiri dari sand dan silt, sedangkan pada musim dingin lapisannya terdiri dari cly (lempung). Untuk model klasik formasi varve dalam non ice - contact danau-danau glacial menegaskan pengaruh musim kuat sangat kuat, misalnya pada musim panas tepi - tepi es pada supraglacial mencair sehingga endapan - endapannya dapat berpindah. Mencairnya supraglacial sangat berarti dalam menahan musim dingin. Dibawah pengaruh ini sedimentasinya didominasi oleh perkembangan delta yang berbentuk kipas, bulat dan menonjol. Dalam musim panas, sedimen dibebani kerapatan dibawah aliran. Tanda - tanda dari fasies lithologi suatu endapan itu menjadi jelas dalam setiap musim panas yang merupakan musim mencairnya es, (gambar 12) dan pencatatan mulai berawal dari penambahan dan menurunnya kerapatan aliran bawah yang aktif (Ashley, 1975). Pada musim panas tanda dari lapisan tipis dikategorikan ke dalam jenis silt dengan bungkus oleh ripple dan ripple - drift yang tipis dan mengalami laminasi yang menyilang. Bagian dasar umumnya kasar, tajam dan perlapisannya boleh meratakan tanah (gambar 12,13D). Kandungan / endapannya boleh dari multiple lamination yang mewakili endapan sebuah getaran tunggal. Boleh juga kontribusi kecil itu merupakan material pelagic dari interflow atau overflow yang menyerupai bulu atau sedimen yang melayang-layang. Unit lempung (clay) hitam boleh juga memperlihatkan indikasi tingkatan deposit normal yang merupakan sedimen melayang-layang dibawah pembungkus es yang menutupi danau. Ketebalan dari perlapisan umumnya seragam bersilangan dengan basin tetapi kandungan endapannya boleh “massive atau”cross-stratified sand” dan laminasi silt yang pada musim dingin menarik turun tingkatkan danau dan delta foreslope merosot turun. (gambar 12). Liang dan jejak fosil umumnya dijumpai pada perlapisan saat musim panas. Tetapi bukan pada musim dingin. Pada kenyataannya sistem pengendapan yang ada. Banyaknya perlapisan menggambarkan suatu perbangingan tunggal atau ganda dari unit kelas atau kualitas dari silt dan clay dengan divisi-visi yang tertentu. Ini boleh mempunyai deposit dengan bagian-bagian yang berlainan dan mempunyai ciri - ciri khusus berdasarkan arus turbiditnya dengan kontrol musiman yang kurang jelas. Penarikan kesimpulan ini boleh boleh dikatakan kurang tepat jika bagian perlapisan yang diakibatkan oleh turbidit pada daerah pusat itu berlainan. Bagaimana “thin-bedded” yang turbidit boleh juga “interbedded” dengan perlapisan yang dikontrol secara musiman dan

Page 48: ENDAPAN SUNGAI

memerlukan studi lapangan yang detail (Ashely, 1975). Ciri-ciri untuk danau yang bukan “ice-contact” dalam basin “low - relief” dimana sedimentasinya semata - mata ditentukan oleh musim dimana mencairnya permukaan lembaran-lembaran es. Sedangkan didalam “high-relief” basin dari danau itu berada pada “zona” pegunungan. Model sedimentasi dari danau glacial “ice-contact” sangat mengecewakan karena mempersulit pekerjaan dari bagian logistik pada danau “proglacial” yang modern dan basin danau modrn yang uikurannya kecil dibandingkan dengan pleistocene contoh-contoh yang lebih tua. Perluasan dari deposit glaciolacustrine pleistocene itu dapat dilihat disekitar danau-danau besar yang modern di Amerika utara adalah sangat penting untuk studi sedimentasi dalam skala besar, khusus danau “ice-contact” didalam posisi “low-relief”. (gambar 14,15). “Diamict” adalah butiran yang halus dan mempunyai geometri sebuah “blanket-like”, dimana mengalami penebalan pada tofografi rendah dan penipisan pada daerah yang sangat tinggi. Dimana pada bagian dalam, “diamict” mempunyai susunan komplek berupa massive dan fasies yang berlapis-lapis. (gambar 13e,14,15) fasies “diamict” massive sebagai hasil dari lapisan deras, sehingga sedimennya melayang-layang dan rakit-rakit es runtuh diatas dasar basin. Stratifikasi yang berikutnya boleh berkembang oleh proses pekerjaan ulang dari sedimen ini akibat arus yang menarik atau perulangan sedimentasi pada “down-slope”. “diamict” biasanya adalah “overlain” pada unit-unit chanel yang berupa laminasi lumpur-lumpur lempung, kemungkinan asalmula turbidit, kandungan dari “dropstone”. (gambar 13c). ini adalah perubahan :ovelain” oleh pengkasaran bagian atas yang berjalan dengan baik pada “ripple-laminated”, planar dan tembus dan tembus ke pasir “cross-bedded” yang menurut catatan letaknya pada pada progadasi delta yang merupakan akumulasi “diamict”

4. Sistem Pengendapan Glaciofluvial.

Sistem pengendapannya membuat kandungan yang diatas mempunyai berarti bagi deposit dari sedimen-sedimen glacial sungai-sungai “melt-water”. (gambar 16) Ditepi es proses agradasi biasanya cukup deras sehingga menutupi bagian-bagian dari tepi es. Ini mengantarkan struktur deformasi dalam ukuran butir-butir kasar, lapisan kasar atau lapisan massive pada saat menutupi cairan es yang berikutnya. Lubang dari permukaan “out - wash” ditutupi oleh es yang mencair, dimana perluasannya dapat mencapai seperempat kilometer. Ini merupakan sisi “eskers” atau kontak es yang kompleks dari jajar “diamict” (gambar 9) Dimana sungai-sungai dari glacial “out -wash” ini kebanyakan bertipe “multiple-channel” atau “Braided”. Depositnya umunya didominasi bentuk dasar yang luas, dimana perluasannya itu merupakan sebuah aliran tunggal serta dapat berfungsi sebagai transportasi sedimen sepanjang tahun. Pengaruh angin dalam menghadirkan vegetasi, sebagai hasilnya adanya deposit akibat gerakan angin yaitu silt dan pasir. Dimana akumulasi dari “peat” yang tebal dapat menghasilkan batu bara. Proses glaciofluvial adalah penting karena boleh melengkapi pekerjaan ulang/kembali dari deposit sedimen pada glacier (gambar 16). Data-data dari bentuk endapan menunjukkan kehadiran dari es dapat menghancurkan/merusakkan. Ini adalah sebuah masalah dalam interprestasi deposit-deposit pada jaman dahulu/kuno, karena deposit-deposit sungai braided terjadi dalam posisi/kedudukan dari banyak deposit. Sebuah hubungan glasial

Page 49: ENDAPAN SUNGAI

boleh menjadi sangat sulit, jika tidak mungkin diidentifikasi bukti/tanda harus mencari dari kehadiran atau ketidak hadirin iklim dingin struktur periglacial, atau dari kejadian glasial dari clast yang tajam-tajam, (gambar 5) dan kerut-kerut. Ini adalah masalah terutama dalam kedudukan high-relief.

Sistem Glaciomarine Tract.

Sebuah bagian sederhana sistem pengendapan “glacial marine” yang membedakan posisi continental self dari continental slope dan teluk yang sepit dan panjang diantara karang

yang tinggi. Dapat juga dipakai untuk menentukan tepi dari es apakah lingkungannya didominasi oleh proses glasial atau proses marine, (gambar 17). Iklim regional adalah kontrol yang lain dan penting karena berhubungan dengan volume es yang mencair dilingkungan marine. Lingkungan laut yang sederhana dicontohkan dengan terdapatnya volume dalam jumlah yang besar dari cairan es dan lumpur yang langsung mengisi paparan, (gambar 1). Lingkungan sediment-nourished dapat bertentangan dengan sediment-starved dalam hal hal posisi, itu adalah tipe frozen yang besar didaerah kutub masukan “melt-water” adalah sama sekali terbatas sehingga “deposition” kimia dan biogenic” relatife menjadi penting, ini terdapat di Antarctica, (gambar 18, Domack, 1988). Dengan jelas, bahwa penebalan deposit “glaciomarine” sederhana/sedang pada daerah laut adalah mungkin karena terlindungi oleh batu-batuan.

Page 50: ENDAPAN SUNGAI

Figure I. Depositional environments and typical vertical profiles of facies deposited during a single phase of glacier advance and retreat in vanaos glacioterrestrial and glaciomarine environments.

Page 51: ENDAPAN SUNGAI
Page 52: ENDAPAN SUNGAI

Figure 2. Schermatic distribution of sediments resulting from Quatermany glacition of northern North America. Note widespread distribution of thick, glacially derived marine sediment in ocean basins : these sediments are preferentially preserved in the Earth.s glacial record.

Figure 3. Schermatic distribution of Quatermary glacioterrestrial sediments in northern North America. Glaciolacustrine sediments obscure large areas.

Page 53: ENDAPAN SUNGAI

Figure 4. A)Top, moverment of dry-based (polar) glacier by internal deformation. Glacier is frozen to the bed ; bottom, in contrast wet-based glaciers move by internal deformation and basal sliding. Horinzontal arrows indicate relative amounts of ice moverment.B) moverment of wet-based glacier on bedrock substrate.C) “Stiff-bed” model for accretion of till sheets below wet-tased ice (see Fig. 8) Accretion occurs by iricremental smearing of englacial debris agairist substrate (lodgement till ). D) “soft-bed” model where till is produced below wet based ice by subgtacial shearing of overridden sediments (detormation till ; see fig 14)

Page 54: ENDAPAN SUNGAI

Figure 5. Glacially-shaped clasts. A) exposed in front of modern glacier (athabasca Glacier, Alberta). B) weathhering out from a late Proterozoic tillite (Tauodeni Basin, Mauretania) Note streamlined nose on clasts (to left, both photographs) which point up-glacier ; also note truncated ends and striae.

Page 55: ENDAPAN SUNGAI

Figure 6. Depositional environment, stratigraphy an generalized vertical profile for lodgment till succession (see Fig.6c).

Figure 7. Low relief till plain being exposed by retreat of an Iceinandic glacier , lines parallel to ice margin are margin are annual push ridges. Section in centre of photograph is 8 m high

Page 56: ENDAPAN SUNGAI

Figure 8. Massive, overconsolidated lodgement till showing subhorinzontal shear planes. Late Wisconsin deposits at Sandy By, Northumberland. England

Figure 9. Depositional environment, stratigraphy and generalized vertical profile for supraglacial deposits at margin of stgnant, debris-rich. Ice margin (see Fig. 17) (1) debris flows, (2) melt-out till, (3) outwash, (4) deformed subsrate, (5) lodgement till (see Fig 8) or deformation till (see Fig. 14).

Page 57: ENDAPAN SUNGAI

Figure 11. Contrasting depositional conditional conditions in ice-contact and non ice-contant lakes

Figure 12. Deposition of seasonally-controlled (varved) sediments in non ice-contact lake.Note proximal to distal (1,2,3) trend from thick (cm to m) variably-rippled sand to thin (cm) silts bounded top and bottom, by a winter clay layer. Slope failure of the delta front in the winter may result in more comlex successions (I-V. ; see Shaww, 1977)

Page 58: ENDAPAN SUNGAI

Figure 13. Glaciolacustrine facies. A) Proximal varved sands (e.g.,1 in fig.19) with winter clay layers arrowed. These fasies were deposited in a non ice-contact lake (Fraser river valley, British Columbia) B) Lowermost rippled sands with overlying draped lamination (silt) with winter clay layers arrowed (e.g.,2 in Fig. 19) Deposited in a non ice-contact lake (Glacial lake Hitchcock, Massachussetts). C) Laminated silt and clay containing abundant ice-rafted material. Some laminae show normal grading from silt to clay. Note variable thickness of laminae Depodited in an ice-contact lake; Don Valley Brickyard, Toronto, Ontario. D) Varved silt and clays deposited in lake Agassiz, northern Ontario Note relatively constant thickness of laminations. Scale in cm; photograph courtesy T Warman. E). crudely stratifled muddy diamict formed by ice-ralting and setting of suspended fines in an ice-contact glaciolacustrine environment; photo shows about 1 m of outcrop. Lale Wisconsin

Figure 14. Outcrop geometry of last glaciation (Wisconsin) glciolacustrine complex (diamicts, sand, silt, clays) exposed, Scarborough Blutfs, Ontario

Page 59: ENDAPAN SUNGAI

Figure 15. Idealized vertical profile through Late Wisconsin glaciolacustrine complex exposed at Scarborough Bluffs, Ontario. See fig.21 for outcrop geometries.

Page 60: ENDAPAN SUNGAI

Figure 16. Glaciofluvial environments and facies A) Scott outwash fan, alaska. B) Typical braided river gravel facies showing planar tabular sheets of massive to poorty-stratifled gravets deposited on longitudinal bars. Note thin (30 cm) wedges of sand deposited along trailing edge of gravel bars (see chapter 7). Section is approximately 8 m high.

Page 61: ENDAPAN SUNGAI

Figure 18. Glaciomarine deposition along high relief antarctic continental margin. Subglacial deposits accumulate when ice extends across shelf. Postglacial reworking and resedimentation of these deposits is coeval with deposition of siliceand organic oozes under conditions of clastic starvation (see Domack, 1988). Numbers refer to sedimentation raters (cm/1000 yr)

LAGUN (LAGOON)

DEFINISI

Page 62: ENDAPAN SUNGAI

Lagoon berarti danau dipinggir laut, sehingga lagun dapat didefinisikan sebagai suatu kawasan tertutup yang terletak di pinggir pantai dan dibatasi oleh penghalang. Bentuknya dapat memanjang sejajar dengan pantai apabila penghalang. Bentuknya dapat memanjang sejajar dengan pantai apabila penghalang berupa punggungan (barrier) dan ada pula yang bentuknya relatif melingkar apabila dikelilingi oleh reef atol.

KLASIFIKASI

Karena bentuknya yang tertutup, ciri khas dari lagun adalah kadar garam (salinitas) yang bervariasi dari sangat tinggi hingga tawar, tergantung pada kondisi hidrologi dan iklim daerah tersebut. Lagun terbentuk di daerah yang kering atau semi kering. Lagun di daerah kering memiliki salinitas yang lebih tinggi dari pada yang berada didaerah semi kering yang sering hujan (basah). Lagun di daerah kering dicirikan dengan salinitas yang tinggi (hypersaline), sedangkan di daerah yang basah dicirikan oleh air payau. Gambar-1 memperlihatkan bentuk umum.

Berdasarkan kandungan garam dalam air (salinitas) lagun secara lateral dapat dibagai menjadi 4 bagian, yaitu freshwater dominated zone, brackish zone, sea-water dominated zone dan hypersaline zone (Boggs, 1992).Pembagian ini dapat dilihat pada Gambar-2.

Freshwater dominated zone, adalah daerah yang didominasi oleh air tawar yaitu dekat dengan aliran air tawar masuk.

Brackist zone (zona payau) adalah daerah dimana terjadi pencampuran air tawar dan air laut yang masuk melalui celah penghalang.

Sea - water dominated zone, yaitu zona yang dekat dengan celah penghalang dimana air laut dapat masuk melalui celah tersebut.

Hypersaline zone, yaitu daerah yang mempunyai salinitas sangat tinggi karena dari aliran air tawar.

Beberapa jenis lagun yang tidak mempunyai aliran air tawar hanya mempunyai dua atau tiga jenis lingkungan. Lingkungan. Selley (1988) membagi lagun menjadi 3 zona, yaitu Hypersaline, Brackish dan Fresh.

Menurut geomorfologinya dan pertukaran air secara alamiah dan tepi laut, Kjerfve dan Magil (1989) dalam Boggs (1992) mengidentifikasi 3 tipe lagun. yaitu Choked lagoon, Restricted lagoon dan leaky lagoon (Gambar - 3).

Chocked lagoon, bentuknya memanjang dan dipengaruhi oleh energi gelombang yang lebih besar dari pada pasang surut.

Restricted lagoon umumnya mempunyai dua atau lebih celah penghalang, arus pasang surut yang besar dan lebih banyak disebabkan oleh angin.

Page 63: ENDAPAN SUNGAI

Leaky lagoon, terbentang sepanjang pantai hingga mencapai lebih dari 100 km dengan luas beberapa km saja. Arus pasang surut sangat dominan didaerah ini.

PROSES SEDIMENTASI

Transport sedimen, aliran air dan pencampuran air di dalam lagun dipengaruhi oleh jumlah air tawar yang masuk, gelombanglaut, pasang surut laut, badai (strom), gradien densitas, perubahan muka laut serta perubahan iklim dan temperatur (Boggs, 1992). Sirkulasi air di dalam lagun lebih sedikit yang disebabkan oleh air tawar dari pada yang terjadi di estuari. Selain itu dapat pula berasal dari air laut dalam bentuk arus pasang surut yang masuk melalui celah penghalang dan gelombang yang ditimbulkan oleh angin.

Lingkungan lagun umumnya berenergi rendah karena terhalang oleh barrier, sehingga endapan lagun terdiri dari sedimen berbutir halus. Materialnya terdiri dari batupasir dan lempung. Batupasir yang kasar dapat berasal dari erosi barrier yang diendapkan di pinggir lagun dan menghalus ke arah pusat lagun (Gambar-4). Pada umumnya perubahan antara batupasir, lanau dan lempung adalah berlapis dan menjari (Walker, 1992) Pada beberapa lagun yang tidak mempunyai muara sungai, material yang diendapkan berasal dari material marin dan lebih dominan lempung. Dapat pula dijumpai fraksi kasar apabila terjadi gelombang besar yang mengerosi penghalang (barrier) dan terendapkan di lagun. endapan delta dapat terbentuk di ujung celah penghalang, didalam lagun atau dibagian laut terbuka (Boggs, 1992). Materialnya terdiri dari batupasir halus yang terjadi apabila gelombang besar mengikis barrier dan terendapkan di lagun. Contoh komposisi stratigrafi daerah lagun di formasi Cretaceous, Alberta Selatan, Kanada, diperlihatkan pada Gambar -5.

Struktur sedimen yang ada umumnya pejal pada batu lempung dengan sisipan tipis batupasir halus. Dijumpai pula gelembur gelombang dan beberapa silang - siur (cros bedding) berukuran kecil pada endapan batupasir yang disebabkan oleh pasang surut. Struktur bioturbasi sering sering dijumpai pada batulempung pasiran (siltstone) yang bersisipan batupasir di dasar lagun (Boggs, 1992). Batupasir tersebut ditafsirkan sebagai hasil endapan angin, yang berstruktur perarian sejajar dan kadang - kadang dijumpai riple cross lamination. Struktur sedimen burrow (galian binatang) ditemukan pada lapisan batupasir berbutir halus.

Fosil yang dijumpai di lingkungan lagun sangat tergantung pada kondisi salinitas dari pada (Boggs, 1992). Fosil-fosil air payau yang dijumpai merupakan indikasi bagian muara sungai. Pada beberapa tempat sisipan batupasir dijumpai gloukonit yang mencirikan hasil pengendapan dekat celah penghalang. Lagun dengan dengan kondisi salinitas normal (sama dengan air laut), fosilnya sama dengan fosil yang ada dilaut terbuka. Kadangkala mengandung lumpur karbonat yang berasosiasi dengan pecahan-pecahan cangkang. Hal ini ditafsirkan sebagai bagian lagun yang mengalami perombakan karena tektonik, pada penghalang berupa batugamping. Selain itu dijumpai jenis moluska yang menandakan lingkungan berada dekat dengan lingkungan laut (Selley,

Page 64: ENDAPAN SUNGAI

1980). Lagun dengan salinitas tinggi sedikit dijumpai fosil karena hanya sedikit yang dapat hidup pada lingkungan dengan tingkat salinitas tinggi.

KESIMPULAN

Batuan sedimen di daerah lagun umumnya berbutir halus karena lingkungannya relatif tenang. Didominasi oleh batupasir dan batulempung. Fosil yang dijumpai tergantung pada tingkat salinitas dan masing-masing mencirikan tipe dari pada lagun. Struktur sedimen umumnya perarian sejajar dijumpai gelembur gelombang dan silang siur kecil pada daerah dekat celah penghalang.

PUSTAKA

Sam Boggs, Jr. 1992, Principles of Sedimentology and Stratigraphy 2nd edition, Prentice-hall inc., New Jersey.

Richard C. Selley, 1988, Applied Sedimentology, Academic Press, New York. Roger G. Walker and Noel. P. James 1992, Facies Models : Response to sea level

change, Geological Association of Canada.

Page 65: ENDAPAN SUNGAI

Gambar - 1 : Diagram yang menggambarkan hubungan antara lagun, estuari lagun dan estuari (Walker , 1992).

Gambar - 2 : Pembagian lagun berdasrkan salinitasnya, beberapa lagun hanya mempunyai dua atau tiga jenis lingkungan (Boggs, 1992).

Page 66: ENDAPAN SUNGAI

Gambar - 3 : Pembagian lagun berdasarkan lagun energi pertukaran air dan tepi pantai (Boggs, 1992)

Gambar - 4 : Klasifikasi estuari, menggambarkan morfologi, oceanografi dan karakter sedimentasi dimasing-masing tipe estuari (Walker, 1992).

Page 67: ENDAPAN SUNGAI

Gambar - 5 : Contoh komposisi stratigrafi daerah lagun di formasi Cretaceous, Alberta Selatan, Kanada (Boggs, 1992).

PAPARAN KARBONAT

1. PENDAHULUAN

Sedimen dan batuan karbonet di definisika sebagai batuan sedimen yang mengandung mineral karbonal lebih dari 50%, dan menerel ini mengandung CO3 dan satu atau lebih kation Ca, Mg, Fe, dan Mn. Biasannya kebanyakan mineral karbonal adalah kalsit (CaCO3) yang merupakan komponen utama batugamping, dan mineral dolomit (CaMg (Co3)2), yang mana adalah komponen utama batugamping, dan mineral dolomit Dari

Page 68: ENDAPAN SUNGAI

seluruh pembentukan batuan karbonat diperkirakan lebih dari 90 % adalah karbonat natural dan mereka menyumbang 1/6 dari seluruh batuan sedimen.

Dalam reservoar migas, batuan karbonat adalah diantara batuan yang sangat penting, yang merupakan reservoar penghasil migas kira-kira 40 % dari minyak bumi dan gas dunia. Salah satu contoh reservoar karbonat dengan produksi migas yang besar adalah reservoar karbonat Timur Tengah.

Sedimen karbonat yang dijumpai sekarang ini kebanyakan terletak pada lingkungan laut dan mungkin beberapa di daerah teresterestrial, tetapi tempat yang sangat berlimpah dari sedimen karbonat ini adalah dilingkungan laut dangkal tropis.

II. PEMBENTUKAN SEDIMEN KARBONAT

Meskipun tidak semua, kebanyakan sedimen karbonat adalah hasil dari proses kimia atau biologi yang bekrja pada lingkungan laut tertentu, salah satunya bersih, panas, dangkal. Secara umum, faktor-faktor yang mempengaruhi pertumbuhan dan akumulasi maksimum sedimen karbonat adalah, bahwa lingkungan harus : (a) tidak terlalu dalam dan tidak terlalu dangkal, (b) tidak terlalu panas dan terlalu dingin © tidak terlalu tawar dan terlalu asin, (d) tidak terlalu banyak sedimen darat atau klastik, (e) dan tidak terlalu banyak makanan, tetapi cukup beberpa. Berikut ini tiga faktor utama yang mengontrol produktivitas sedimen karbonat akan dibicarakan dibawah ini.

II.I Latitude dan Iklim

Pada gambar II-I ditunjukan distribusi daerah sedimen karbonat laut dangkal modern (wilson, 1975) yang jelas menghubungkan antara pengendapan dan lajur ekuatorial dan daerah arus laut panas.

Secara umum tata letak iklim sebagian mengontrol laju sedimen klastik darat yang di kirim ke paparan atau cekungan oleh proses fluvial atau eolian. Masuknya sedimen silisiklastik menghasilkan partikel-partikel lempung dan lanau tersuspensi yang mana sangat menghalangi produksi klasium karbonat. Supensi sedimen menurunkan ketransparan air dan fotosintesa, akibatnya mengganggu pertumbuhan alga kalkareous, yang mana adalah penghasil utama sedimen karbonat.

Page 69: ENDAPAN SUNGAI

II.2. Penetrasi Cahaya

Penetrasi cahaya mengontrol distribusi organisme pengeluar karbonat yang membutuhkan cahaya untuk fotosintesis, bervariasi dengan kedalaman air, Iatitude, dan kejernihan air. Raadiasi cahaya menmbus air, ini diserap dengab cepat pada bagian atas lapisan laut. Kedalaman intessitas cahaya berkurang 1 % pada level permukaan cahaya berkisar dari 30 sampai 150 m untuk tipe air lautan berbeda.

Batas kedalaman pertumbuhan koral secara geografis bervariasi (Gambar II-2). Pertumbuhan koral aktif di Carribbean berkisar dari 40 sampai 60 m, sedangkan didaerah indo-Pasifik hanya 15 sampai 90 m.

II.3. Salinitas

Perbedaan dan kelimpahan biota mengindikasikan seluruh baiknya seluruh faktor-faktor yang mempengaruhi pertumbuhan karbonat(Carbonat Factory) (Gambar II-3). Berangkat dari kondisi laut terbuka normal menunjukkan penurunan perbedaan fauna karena berbagai organisme tidak dapat mentolernasi ganbbuan yang menyebabkan perubahan salitias. Peningkatan salinita menurunkan keanekaragaman biota dan salinitas diatas 40 % kebanyakan invertebrata menghilang, meskipun alga kalkareous kontinyu memproduksi sedimen terhadap waktu.

III. KOMPOSISI

III.I Komposisi Kimia

Elemen kimia utama batuan karbonat adalah didominasi oleh kalsium, Magnesium, Carbon dan oksigen. Kelimpahan relatif elemen-elemen (lemen oksida) tersebut dalam batugamping dan dolomit ditunjukkan pada gambar III -IB. Elemen - elemen lain yang juga dijumpai pada batuan karbonat dijunjukkan pada gambar III-IA. Sedangkan elemen jejak (trace elemen) yang biasa dijumpai pada batuan karbonat meliputi B, Be, Ba, Sr, Cl, Cr, Cu, Ga, Ge, dan Li. Konsentrasi elemen jejak tersebut tidak hanya dikontrol oleh minerologi batuan, tetapi juga dikontrol oleh jenis dan kelimpahan relatif butiran skeletal fosil dalam batuan. Banyak organisme-organisme menghimpun dan menggabungkan elemen-elemen jejak tersebut ke dalam struktur skeletalnya.

III.2. Mineralogi

Page 70: ENDAPAN SUNGAI

Sedimen karbonat moderen umumnya mengandung mineral aragonit (CaCO3), termasuk kalsit (khususnya pada ooze kalkareous sedimen laut dalam) dan dolomit didalamnya. Kalsit (CaCO3) dapat mengandung beberapa persen magnesium dalam formulanya karena magnesium dapat dengan mudah menggantikan kalsium dalam kisi-kisi kristal kalsit, dimana ion magnesium dan kalsium memiliki ukuran dan muatan yang mirip. Jadi berdasarkan kandungan magnesiumnya, dapat kita kenali dua macam kalsit, yaitu : (a) “simple calcite”, yang mengandung MgCO3 kurang dari 4 %. (b) “high magnesian calcite” yang mengandung MgCO3 lebih dari 4%. Kalsit magnesium tinggi masih menggambarkan ion Ca dalam kisis - kisi kristal kalsit. Perbedaannya dengan mineral dolomit adalah, dolomit mempunyai kandungan mineral yang seluruh berada dimana ion Mg menempati separuh tempat - tempat kation dalam kisi-kisi kristal dan tersusun dalam bidang yang terurut baik yang berganti-gantian dengan bidang ion CO3 dan ion Ca. Dolomit terjadi dalam lingkungan sedimen karbonat modern yang terbatas, terutama dalam lingkungan supratidal tertentu dan danau air bersih, tetapi dolomit kurang berlimpah dalam lingkungan karbonat modern dibandingkan dengan argonit dan kalsit. Mineral karbonat lainnya seperti magnesit, ankerit, dan siderit sedikit dalam sedimen modern.

Berbeda dengan sedimen karbonat modern air dangkal yang didominasi oleh mineral aragonit, batuan sedimen karbonat purba yang lebih tua dari kapur mengandung sedikit mineral aragonit. Aragonit adalah mineral metastabil polimorf (memiliki komposisi kimia sama, tetapi struktur kristal berbeda) CaCO yang berubah cukup cepat dalam kondisi akueous ke kalsit. Rasio dolomit terhadap kalsit lebih besar pada batuan karbonat purba dibandingkan pada karonat modern, kemungkinan karena mineral-mineral CaCO3 terkspose diantara air kaya magnesium selama pembebanan dan diagnesa dan berubah ke dolomit oleh replecemen.

III.3 Butiran dan Matriks

Sedimen karbonat moderen umumnya dibagi ke dalam dua subbagian komponen dasar, yaitu : butiran (grains) dan lumpur (mud). Butiran adalah kerangka pada kebanyakan karbonat dan secara organik terdiri dari endapan sisa-sisa cangkang (skeletal), secara inorganik adalah endapan partikel dan aggregat kedua partikel organik dan inorganik.. Kerangka butiran biasanya dibagi ke dalam dua kelompok butiran, yaitu skeletal dan nonskeletal. Secara konvensional batuan karbonat juga diklasifikasikan menurut ukuran butiranya, seperti klasifikasi sedimen klastik berdasarkan skala ukuran butir wentworth. Ukuran butir lebih dari 2 mm dinamakan calcirudite, ekuivalen dengan konglomerat sedimen klastik; antara 2 mm sampai 63 mikron disebut kalkarenit atau ekuivalen dengan batupasir d, dan ukuran butir lebih kecil dari 63 mikron dinamakan kalsilutit setara dengan batulempung.

Page 71: ENDAPAN SUNGAI

Karbonat mud adalah batuan karbonat dengan butiran matriks halus, termasuk partikel-partikel detritus dengan butiran sangat halus dan endapan kristalin sangat halus. Karbonat ini ekuivalen dengan serpih dan batulempung silisiklastik. Gamping lumpur (lime mud) laut adalah diperoleh dari organisme bentonik yang mati dan meluruh, detritus berasal dari partiel karbonat yang lebih besar, akumulasi biota plantonik, dan pengendapan lamngsung dari air laut. Mg-kalsit dan aragonit membentuk gamping llumpur moderen tetapi kebanyakan adalah arogonit.

Selanjutnya sedimen karbonat ini menjadi batu oleh proses lithifikasi, sehingga komponen utama ketiga adalah semen. Jadi, sebenarnya batuan karbonat terbentuk oleh tiga komponen utama, yaitu butiran, matriks, dan semen. Dalam lingkungan laut moderen, beberapa sedimen karbonat membatu pada atau hanya dibawah dasar laut ke dalam batugamping, sebagai contoh, adalah “beachrocks yang mana adalah pembatuan sedimen-sedimen pantai yang biasanya tersemen oleh aragonit dan Mg-kalsit berupa serabut atau seperti jarum, yang merupakan pngendapan dari fluida laut, beberapa pengendapan semen kalsit terjadi dalam lingkungan meteorik, seperti dalam lensa-lensa air tawar yang berasosiasi dengan pulau karbonat. Dalam karbonat purba, semen aragonit dan Mg-kalsit jarang tersimpan baik. Seperti ketidaksatabilan butiran aragonit dan Mg-kalsit, semen-semen mineral ini juga berubah ke kalsit.

III.3.1. Butiran Karbonat Skeletal

Komponen skeletal batuan karbonat adalah diperoleh dari sisa-sisa organisme yang menggeluarkan karbonat. Organisme menegeluarkan skeleton untuk mendukung dan melindungi jaringan (tissue) lunak dan dalam pekerjaannya, secara organik mereka mengendapan mineral karbonat yang mana mineraloginya bervariasi dengan tingkat taxanomix organisme, kondisi lingkungan, dan khususnya temperatur. Tabe III-I menunjukkan minerologi yang dihasilkan oleh berbagai organisme.

Umumnya, banyak butiran skeleton dapat diidentifikasi dalam batuan inti (core) atau sampel tangan jika butiran tersebut seluruhnya atau sekurang-kurangnya berukuran pasir kasar, seperti fusulinids dan crinoids, Namun demikian, untuk kebanyakan karbonat pengujian penampang tipis (thin section) tetap dibutuhkan untuk mengidentifikasi jenis butiran. Secara normal identifikasinya didasarkan pada ukuruan dan dan bentuk, mikroarsitektur internal, dan mineralogi awalnya (seperti dinyatakan oleh bukti pabrik atau kimiawi). Striktur internal, dihasilkan oleh susunan aggregat kristal dalam skeleton. Pada gambar III-2A dan III-2B diperlihatkan beberapa jenis mikroarsitektur (mikrostructure) skeletal utama.

Berdasarkan perbedaan minerologinya dan khususnya struktur internalnya, beberapa material skeletal jenis skeleton terpecah - pecah setelah mati karena resistansi terhadap abrasi. Pengrusakan skeleton-skeleton ini menghasilkan partikel-partikel yang dapat dikenali berdasarkan resistansi relatifnya terhadap pengrusakan (breakdown).Sheathed dan spiculed skeletons, yaitu materialnya-materialnya berukuran lanau sampai pasir yang lepas dari jaringan (tissue) organiknya. Pada saat organisme mati, jaringan

Page 72: ENDAPAN SUNGAI

organik rusak dan partikel-partikel lepas sebagai sedimen halus. Contoh meliputi Penicillus (alga kalkereous), alcyonarians, koral, sponga, tunicates, dan holothurians.Segmented skeletons, terdiri dari partikel-partikel mineral yang berhubung bersama-sama dengan jaringan organik. Kematian dan pembusukan organisme biasanya sering menghasilkan partikel-partikel berukuran pasir yang selanjutnya diendapkan. Contoh adalah Halimeda, Persambungan alga merah dan echinoderms.Branched skeletals, adalah mengandung pengkapuran yang baik proyeksi silinder atau seperti mata pisau. Ukuran fragmen yang dijumpai dalam sedimen tergantung pada ukuran asal organisme, kekeuatan dan ukuran cabang, serta sifat dan intensitas organik dan pengrusakan mekanik yang dialaminya, contoh adalah beberapa koral (Acropora), alga merah, dan bryzoans.Chambered skeletons, meliputi semua yang berlubang atau sebagian berlubang, Chambers berlangsung setelah organisme mati, tetapi variasi resistansinya lebar untuk jenis chembers berbeda terhadap kerusakan, tergantung pada ukuran absolutnya, tebal dinding, bentuk, dan mikrostrukturnya. Umumnya, bentuk arcuate bertahan sukses terhadap pengkrusakan. Contoh adalah gastropods, serpulid worm tubes, foraminifera, beberapa crustaceans, pelecypods.Encrushted skeletons, meliputi semua tumbuhan dan binatang yang permukaannya mengeras (encrusted). Dalam banyak kasus pengkrusakan skeleton-skeleton terutama tergantung pada pengkrusakan organik pada permukaan kerasnya atau subtrate. Ini adalah ketahanan trktur secara mekanik. Contoh meliputi beberapa alga, foraminifer, koral, bryozoans, worms, hydrokorallines.Massive skeletons, umumnya adalah besar dan berbentuk hemispherikal. Mereka kebanyakan tahan terhadap pengrusakan karena ukuran butirnya dan dalam beberapa kasus, karena mikrostrukturnya. Contoh adalah koral dan beberapa coralline algae. Ukuran butir sedimen skeletal umumnya menunjukkan ukuran asal bagian keras dari pengapuran (calcified), dan selanjutnya ukuran dan bentuk butiran yang tidak terpadu (lepas-lepas) ini lebih berkaitan dengan arsitektur internal skeletons atau jenis erosi biologi daripada regim hidroulik (Gambar III-3)

III.3.2 Butiran karbonat Non-Skeletal

Butiran non-skeletal adalah partikel-partikel yang berasal dari proses fisika, kimia ataupun secara biologi dan butiran ini bukan bagian struktur organik. Berdasarkan ciri - cirinya ada beberapa tipe butiran non -skeletal, sebagai berikut,

Lithokalst

Lithoklast, adalah fragmen hasil erosi, yang kemudian mengelami pembantuan (lithified), atau pengerasan sedimen karbonat melalui pengawetan pecahan, erosi mekanik, pemboran atau perlubangan secara biologi. Disini ada dua jenis lithocklast (Gambar III.-4), yaitu :

Page 73: ENDAPAN SUNGAI

(1) Ekstraklastadalah fragmen batugamping yang tererosi dari, sebagai contoh dekat karang terjal dan diendapkan dengan sedimen yang seumur. Fragmen ini diperoleh dari luar cekungan pengendapan dan tidak berkaitan dalam umur bagaimanapun, asal pengendapan, atau komosisi sedimen seumur. Ekstraklast tidak biasa dijumpai dalam batugamping

(2) Intraklasts adalah fragmen batugamping atau pengerasan sedimen diperoleh dari dalam cekungan pengendapan. Fragmen ini meliputi beachrock, hardgrounds, atau potongan alga stromatolite semi-terkonsolidasi (Gambar III-5). Intraklasts mengandung partikel - partikel yang seumur dengan batuan induknya (host rock) dan beberpa fabrik diagenetik dijumpai dalam interklast yang berkaitan dengan lingkungan pengendapan sedimen induknya. Interklast sangat sering dijumpai dalam karbonat. Mereka dapat berupa erosi laut apapun yang terletak pada tidal channels, pantai, muka terumbu, tidal flat, dan lain - lain.

Kemungkinan jenis ketiga lithoklast, dinamakan grapestone (Gambar III-6), adalah aggregat butiran (ooids, fragmen skeletal, peloids). Atau lumps, dan mereka tidak menunjukkan tanda-tanda penorehan pada bouldernya.

Ooids

Ooids adalah partikel penutup (coated grain) berukuran pasir, berbentuk bundar sampai oval bilamana berlapis adalah semoth dan konsentris disekitar nukleus butiran (Gambar III - 7). Penutup (coating) terdiri dari cortex dan mungkin ini tebal (ooids yang terbentuk baik) atau tipis (satu atau dua coating), dalam kasus seperti ini dinamakan ooids superfisial. Tebal lapisan individu berkisar dari 3 sampai 15 mikron. Nukleus mungkin berupa fragmen skeletal, peloid, ooid lainnya, atau butiran detritus seperti kuarsa dan feldspar.

Meskipun data terbatas menunjukan pertumbuhan individu ooids mungkin sangat perlahan, data yang diperoleh di Bahama menunjukan laju akumulasi hampir 1 m/1000 tahun. Akumulasi ooids berkembang baik pada platform dangkal tropis dan subtropis dalam air bergerak, biasanya kedalaman berkisar 0 sampai 4 meter dan butiran digerakkan oleh arus tidal, arus angin, dan gelombang. Pergerakan air mengeluarkan CO2 dari larutan dalam air laut dan meningkatkan pengendapan caCO3. Disini kebanyakan ooids yang terbentuk adalah aragonit ooids, dan sedikit terjadi Mg-kalsit ooids. Aragonit ooids cenderung membentuk orentasi kristal tangensial, sedangkan Mg-kalsit ooids membentuk struktur radial. Selanjutnya, adalah perbedaan pola distribusi araganit dan

Page 74: ENDAPAN SUNGAI

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

Pellets dan peloids

Istilah peloid digunakan untuk menggambarkan semua butiran yang dibentuk pada aggregat karbonat kriptokristalin, yang mengabaikan asalnya (Gambar III-8). Ini perlu digunakan asal aggregat ini sering tidak jelas. Tetapi untuk butiran dengan asalnya yang jelas, digunakan istilah pellet.

III.3.3 Karbonat Lumpur

Karbonat lumpur (carbonate mud) adalah batuan karbonat berbutir halus (<63mikron) yang mana biasanya diidentifikasi mengunakan cahaya mikroskop. Dibawah pengamatan mikroskop elektron, karbonat lumpur laut moderen dapat dilihat kandungan yang kecil sekali, seperti kristal aragonit berbentuk jarum, butiran skeletal yang kelihatannya sangat halus atau tererosi, atau fragmen skeletal yang sangat kecil, seperti coccoliths. Kebanyakan lumpur aragonit, berbentuk jarum, adalah diperoleh dari disintegrasi alga kalkareous yang mati, seperti Penicillus, dan menghasilkan akumulasi komponen aragonit berbentuk jarum pada dasar laut. Lumpur lainnya, yang mana berbentuk butiran-nano berbentuk membundar tanggung, adalah tidak jelas dari tanda-tanda organik. Ini mungkin diendapkan dari air laut.

IV SISTEM PENGENDAPAN DAN FASIES MODELS

IV.I Tata Letak Pengendapan

Sedimen karbonat terutama diendapkan pada paparan platform laut dangkal, termasuk platform epirik yang dilingkupi oleh air dangkal. Karbonat platform dapat juga terjadi pada tepi blok kratonik dalam cekungan intrakratonik, melintasi top bank-bank lepas pantai, dan daerah daerah positif lainnya pada paparan (Wilson & Jordan, 1983). Sedimen karbonat mungkin juga dijumpai pada beberapa bagian lingkungan laut marginal, seperti pantai, dan tidal flats.

Pada bab ini, penulis membatasi hanya membahas sedimen karbonat paltform. Berdarkan sifat tepi (edge) platform-nya, ada tiga tipe dasar platform karbonat yang dapat dikenali (Harris Moore, & Wilson, 1985), yaitu :

Paparan karbonat rimmed Paparan karbonat unrimmed, termasuk paparan terbuka dan karbonat ramps Karbonat platform terisolasi.

IV.I.I Paparan Karbonat Rimmed

Page 75: ENDAPAN SUNGAI

Adalah plaform dangkal yang ditandai oleh perubahan lereng yang jelas pada bagian tepi luarnya (outer) kedalam air yang lebih dalam. Pada daerah perubahan (break) ini biasanya berupa barier yang hampir mendekati menerus disepanjang tepi platform. Barier ini biasanya berupa tertumbu buildup karena koral tumbuh subur didaerah ini atau gundukan pasir skeletal/ooids yang dapat menyerap atau menghalangi energi gelombang dan membatasi sirkulasi air, sehingga menghasilkan lingkungan paparan energi rendah kearah darat, yakni berupa lingkungan “lagoon” atau berpotensi terbentuknya lingkungan evaporit. Kearah darat, lagoon tersebut berangsur ke lingkungan tidal flat berenergi rendah dibanding dengan pantai zona pantai yang berenergi tinggi.

IV.I.2. Paparan Karbonat Unrimmed

Unrimmed atau open paltform adalah paparan yang tidak ditandai oleh barier marginal yang jelas. Paparan ini biasanya terjadi pada bank-bank tropis besar yang dingin dan dalam semua karbonat daerah dingin (James & Kendall, 1992).

Ramp adalah platform paparan unrimmed dengan kemiringan landai (kurang dari I derajat) pada daerah endapan air dangkal menerus ke arah slope dengan hanya sedikit perubahan (break) kemiringan ke dalam fasies yang lebih dalam. Perubahan kemiringan pada ramp ini tidak ditandai oleh trend terumbu yang jelas, tetapi gundukan pasir diskontinyu mungkin dijumpai disepanjang tepi paparan ini, dimana energi air tinggi. Sirkulasi air yang melintasi platform unrimmed mungkin cukup untuk perkembangan energi tinggi zona pantai disepanjang pantai moderat disamping formasi skeletal atau gundukan pasir ooid-pellet sepanjang tepi paparan. Jadi, karbonat platform paparan unrimmed dipengaruhi oleh proses fisika yang seperti paparan silisiklastik.

IV.1.3 Platform Terisolir

Platform terisolir (isolated platform) adalah platform air dangkal dengan kemiringan landai, lebar sepuluh sampai ratusan kilometer, biasanya terletak pada lepas pantai paparan kontenental dangkal, yang dikelilingi oleh air dalam yang bekisar dari beberapa ratus sampai beberapa kilometer kedalamannya.

IV.2 Proses Pengendapan

Tidak seperti pengendapan sedimen silisiklastik, yang dikontrol terutama oleh prosesfisika. Proses pengendapan karbonat terutama dikontrol oleh kombinasi proses fisika, kimia, biokimia, dan biologi. Pengendapan batuan karbonat sebagian besar adalah proses autochthonous, sedangkan silisiklastik sebagian besar allochthonous dimana material diperoleh dari sumber ekstrabasinal.

Page 76: ENDAPAN SUNGAI

Meskipun, proses pengendapan batuan karbonat umumnya dipengaruhi oleh proses kimia dan biologi, namun distribusi selanjutnya batuan karbonat juga dipengarhi oleh energi yang bekerja selama pembentukan dan pengendapan batuan tersebut.

IV.2.1 Endapan Badai

Badai sapat sangat cepat dan radikal merubah disribusi sedimen pada bagian-bagian paltform. Diatas dasar gelombang badai. Meskipun pengaruhnya pada karbonat air dangkal adalah sangat jelas, tetapi harus diingat bahwa gelombang yang dihasilkan oleh badai dapat mencapai kedalaman yang sangat dalam. Nelson, dkk. (1982) mencatat bahwa gelombang badai menghasilkan arus dengan kecepatan lebih dari 11 cm/detik pada kedalaman dibawah 100 m di dataran Three King, New Zeland bagian utara.

Gelombang badai dan arus menyebabkan pergerekan kembali sedimen-sedimen secara intekstensif dan mentransportasi pasir dan lumpur ke arah cekungan. Lapisan grainstone-packstone yang ditinggalkannya dengan struktur sedimen yang khusus akan berselang-seling dengan wakstone-mudstone bioturbasi fairweather (gambar IV-!). Grainstone hummocky cross stratification dan graded grainstone-packstone adalah dua jenis tempestite (endapan badai ) yang biasanya terbentuk antara fairweather wave base dan strorm. Lapisan tempestite dapat berkisar dari fairweater berkisar dari selang-seling grainstone-mudstone sampai grainstone amalgamasi tergantung pada kedalaman air, frekuensi dan intensitas badai, serta jarak daerah sumber atau garis pantai (Sami& descrocers, 1992). Ciri-ciri lainnya yang terbentuk oleh badai pada sedimen tempestite meliputi scoured based, swaly cross stratification, grading, gutter casts, interferensi ripple caps, shelll cocuina dan horison-horison kondensasi (Kreisa 1981)

Endapan badai dapat dikenali dengan evalusasi bukti-bukti geomorfologi, stratigrafi, dan biostratinomik. Bukti morfologi meliputi formasi pada spillover lobes offbank dan sand lobe onbank (Aigner, 1985) yang nampak berkembang setelah lintasan topan melewati daerah air dangkal (Iiine, 1977). Bukti stratigrafi meliputi lapisan skeletal sharp based yang biasanya menutupi permukaan erosi dan sekuen menghalus keatas (Aigner, 1985). Sedangkan bukti biostratinomik meliputi kerang-kerang (shells) yang bersambung tersimpan sangat baik meskipun bergerak dari posisi asalan kehidupannya. Ini terjadi karena kerang-kerang tertimbun dengan cepat oleh sedimen-sedimen yang tertranspor oleh badai dan sedikit kesempatan untuk terpilah-pilah oleh proses biologi dan fisika. Badai biasanya menstraportasinya atau menggerakan material skeletal massa besar dari tempat pertumbuhannya. Jadi kepala koral dapat tertransport untukjarak tertentu sebelum diendapkan pada tempet-tempet di platform. Proses ini mungkin dipercepat jika dasar koral sebelumnya diperlemah oleh proses erosi biologi.

IV.3 Model Fasies Batuan Karbonat

Page 77: ENDAPAN SUNGAI

Pembahasan model fasies karbonat ini, penulis hanya mendiskusikan model fasies karbonat platform rimmed. Gambar IV-2, menunjukan fasies untuk platform unrimmed, sebagai berikut :

Fasies laut dalam Kedalaman air fasies ini biasanya lebih dari beberapa ratus meter, dan jadi dibawah dasar gelombang (wave base). Kolom air seperti ini, umumnya, teroksigenasi, salinitas laut normal, dan sirkulasi arus adalah baik tetapi tenang. Fauna bentonik air dalam dijumpai dan mereka tersimpan sebagai abradeb dan seluruhnya fosil. Struktur pelubangan berlimpah dan nodular bedding bisanya dijumpai.

Fasies Tepi CekunganModel fasies ini terletak diantara ujung slope dan dibawah platform yang memproduksi karbonat. Sedimen yang diendapkan pada fasies ini diperoleh dari platform melalui sedimen aliran gravitasi, sedimen slide/slumps, dan suspensi.

Fasies Foreslope Fasies foreslope umumnya terletak diatas batas bawah air yang teroksigenasi dan dari atas sampai dibawah dasar gelombang. Inklinasi slope lebih dari 40o dan umumnya tidak stabil. Pengendapan dimulai dari proximal atau sedimen aliran gravitasi densitas tinggi dan slides/slumps.

Fasies Tepi PlatformReef-dominated Ada tiga tipe profil organik buildup tepi paparan yang mungkin dijumpai (Gambar IV-3), yaitu : Type 1 - downslope lime-mud accumulations Type II - Knol reefs sepanjang profil lereng landai Type III - Framebuilt organic reefs

Type I terbentuk oleh akumulasi karbonat lumpur dan akumulasi jatuhan organik yang terdiri dari gamping lumpur bioklastik atau “belt mounds” pada foreslope tepi paparan dengan slope atas berupa fasies pantai dan kepulauan, Fasies tepi Type II terdiri mounds, organisme - organisme pembentuk kerangka organik berupa isolated clumps atau encrusting sheets, atau organisme-organisme yang tumbuh diatas dasar gelombang (wave base), dan akumulasi debris yang stabil. Sedangkan fasies tepi paparan type III adalah pinggiran terumbu yang terbentuk oleh kerangka seperti kumpulan koral alga modren dengan bentuk sessile berkembang melalui dasar gelombang kedalam zona ombak. Contoh terumbu tepi seperti ini biasanya memiliki lereng yang terjal dan banyak debris talus.

Sand shoals

Page 78: ENDAPAN SUNGAI

Fasies ini biasanya berbentuk beting (shoals) pantai, tidal bars, dan pulau pasir. Pasir karbonat terakumulasi pada kedalamann air beberapa meter. Biasanya lingkungannya teroksigenasi baik tetapi tidak baik untuk kehidupan laut karena perubahan dasar lapisan.

Fasies Paparan Laut TerbukaKedalaman airnya dangkal, beberapa puluh meter dan salinitas bervariasi dari laut normal sampai beberapa variasi salinitas. Sirkulasi air moderat dan fauna laut relatif terbuka atau fauna laut sedikit tertutup mungking dijumpai, tergantung pada kedalaman dan sirkulasi air. Sedimen yang biasa dijumpai adalh grainstone sampai wakstone dengan struktur burrowing sering dijumpai, Patch reef atau bioherm mungkin dijumpai juga jika kondisi laut terbuka.

Fasies Paparan tertutup dan Pertida Fasies ini umumnya dijumpai pada lingkungan paparan dalam tertutup, lagoons, tidal flats, dan tidal chennels. Dalam linkungan yang subagueous, yang mungkin dijumpai adalah wackstones, pacstone sampai grainstone. Sedangkan dalam lingkungan intertidal sampai supratidal mungkin dijumpai peloidal wackstones sampai grainstone, unit-unit stromatolitic, dan intraclastic endapan badai. Didaerah dimana aktivitas gelombang terjadi, bioklastik dan oolitic grainstone mungkin dijumpai disepanjang garis pantai. Fauna yang dijumpai terbatas, terutama gastropods, algae, foraminifera tertentu, dan ostracods.

V. DIAGENESA

Setelah proses pengendapan, sedimen karbonat adalah menjadi subjak dari berbagai proses diagenesa yang dapat menyebabkan perubahan kimiawi, mineralogi, yang paling penting dalam reservoar adalah perubahan porositas. Sedimen karbonat umumnya rentan (mudah mengalami) terhadap pelarutan (dissolution), rekristalisasi, dan replacement dari pada mineral-mineral silikat. Jadi, mineral-mineral batuan karbonat cenderung mengalami alterasi mineralogi. Sebagai contoh, mineral lumpur aragonit asal mudah teralterasi seluruh menjadi kalsit selama diagenesa awal dan pembenan. Kalsit mungkin digantikan seluruhnya atau sebaian oleh dolomit pada waktu berikutnya oleh proses dolomitisasi.

VI. Regim Diagenesa karbonat

Secara umum tahapan diagenesa pada sedimen karbonat seperti pada sedimen silissiklastik, yaitu eodiagenesis pada pembenan dangkal, mesodiagenesis pada pembebanan dalam, dan telodiagenesis jika terjadi pengangkat dan uproofing. Jadi, diagenesis menempati tiga atau realm utama (Gambar V-I), yaitu laut, meteorik, dan regim bawah permukaan.

Page 79: ENDAPAN SUNGAI

Regim LautMeliputi dasar laut dan bawah permukaan laut sangat dangkal. Lingkungan diagenetik ini dicirikan oleh temperatur dan salinitas air laut yang normal. Proses diagenetik dasar pada lingkungan seperti ini meliputi bioturbasi sedimen, modifikasi kerang karbonat dan butiran lainnya oleh pemboran organisme, dan sementasi butiran dalam daerah air panas, terutama pada terumbu, beting pasir tepi platform, dan endapan karbonat pantai.

Regim Meteorik Regim ini terjadi dengan dua cara, yaitu : (1) oleh turunnya muka laut relatif, dan (2) oleh cepatnya pengisian seimen pada cekungan karbonat dangkal. Batuan karbonat yang lebih tua dapat juga masuk dalam regim ini oleh tahapan akhir pengangkatan atau uproofing kompleks karbonat dengan pembebanan yang lebih dalam (teladiagenesis). Regim meteorik dicirikan oleh hadirnya air tawar ; yang meliputi zona tidak jenuh (pori-pori sedimen tidak terisi dengan air) diatas water table, dan zona jenuh air dibawah water table. Air meteorik umumnya sangat tinggi dimuati dengan CO2, sehingga secara kimiawi sangat agresif. Karenanya aragonit dan kalsit magnesium tinggi lebih muda larut daripada kalsit, mereka larut dengan mudah dalam air korosive. Sebaliknya, pelarutan (dissolution) aragonit dan kalsit magnesium tinggi dapat menjenuhi air dalam kalsium karbonat berkenan dengan kalsit, yang menyebabkan aragonit kalsitdiendapkan. Proses dissolution - reprecipitation menyebabkan aragonit dan kalsit kalsium tinggi kurang stabil sehingga digantikan oleh kalsit yang lebih stabil.

Regim Bawah Permukaan Setelah periode awal diatas, sedimen karbonat secara berangsur terbebani kedalam dan dalam regim ini terjadi peningkatan tekanan, temperatur tinggi, dan perubahan fluida dalam pori-pori. Dibawah kondisi ini, sedimen karbonat mengalami kompaksi fisik, kompaksi kimiawi, dan perubahan tambahan kimiawi/mineralogi yang meliputi dissolution, sementasi, neomorphism, dan replcement. Sipat-sipat aksak perubahan yang dialami selama diagenesa bawah permukaan dalam tergantung pada kondisi khusus lingkungan pembebanannya, seperti temperatur, komposisi fluida pori, dan pH.

Page 80: ENDAPAN SUNGAI

VI KESIMPULAN

Ada tiga faktor utama yang mempengaruhi pertumbuhan dan perkembangan sedimen batuan karbonat, yaitu : (1) paleomorfologi dan tektonik seting, dimana sedimen tersebut diendapkan, (2) faktor-faktor yang mempengaruhi pertumbuhan internal (carbonat factory) sedimen karbonat tersebut, dan (3) Energi yang bekerja selama dan sesudah karbonat tersebut diendapkan.

Faktor-faktor utama yang mempengaruhi pertumbuhan sedimen karbonat (carbonat factory) adalah organisme biologi, iklim, kedalaman penetrasi cahaya, salinitas air, temperatur dan lainnya.

Kandungan mineraogi batuan karbonat dikontrol oleh organisme biologi yang dikandungnya.

Page 81: ENDAPAN SUNGAI

DAFTAR PUSTAKA

Aigner, T., 1995, Storm depositional systems : Spinger Verlag, 114p

Bosscher, H., 1992, Growth potential of Coral Reef and Carbonate Platform : Ph.D. Dissertation, Virje University, Amsterdam, 159p.

Garrels, R.M., et al., 1971, Evolution of sedimentary rock : W.W. Norton, New York

Harris Moore & Wilson, 1985, Carbonate depositional environment, modern and ancient : Colorado School of MineQuaterly, v80, no 4, PI-60.

Heckel, P.H., 1972 , Recognition of ancient shallow marine environment, SEPM Special Publication 16, p.226-286.

Hine, A.C., 1977, Lily Bank, Bahamas : history of active oolite sand shoal, Journal of Sedimentary Petrology, V.42, p.1554-1581.

James & Kendall, 1992, Introduction to carbonate and evaporite fasies models : Fasies model, respone to sea level change, Geological Association of Canada

Nelson, et al., 1982, Shelf to basin, temperate skeletal sedimens, Journal of sedimentary petrology, v.52, p. 717-732.

Page 82: ENDAPAN SUNGAI

Roger G. Walker, 1992, Fasies models, response tosea level change, Geological Associaion of Canada

Robertson Handford, 1995, Carbonate Depositional System and Sequence IAGI, Yogyakarta.

Sam Boggs, Jr., 1995, Principle of sedimentology and stratigraphy, 2nd edition, Prentice Hall inc

Scoffin, T.P., 1987, An Introduction to Carbonate Sediment and Rocks : New York, Chapmn and Hall, 274p.

Wilson J.L., 1975, Carbonate facies ini Geologic History : New York, Springer Verlag

Wilson J.L. & C Jordan, 1983, Carbonate depositional environment : AAPG Mem 33

Gambar II-I : Penyebaran sedimen karbonat laut dangkal modern (Wilson, 1975)

Page 83: ENDAPAN SUNGAI
Page 84: ENDAPAN SUNGAI

Gambar II-3 : Pengaruh salinitas terhadap penyebaran binatang dan tumbuhan moderen (Heckel, 1972)

Page 85: ENDAPAN SUNGAI

Tabel III-I : Mineralogi kelompok besar yang dihasilkan oleh organisme karbonat (setelah Scholle, 1978)

Page 86: ENDAPAN SUNGAI

Gambar III-I : Menunjukkan komposisi kimia dan mineral pada batuan karbonat Garrels, R.M., et al., 1971)

Gambar III-3: Diagram yang menggambarkan ukuran fraksi butiran yang dihasilkan oleh :

Page 87: ENDAPAN SUNGAI

(A) Pengrusakan mekanik pada Halimeda dan koral skeleton acropora dan

(B) Pengrusakan secara biologi koral massive oleh sponge dan ikan (Scoffin, 1987).

Gambar III-2A : Mikrostruktur skeletal yang dapat dilihat dalam penampang tipis dibawah bidang cahaya terpolarisasi dan cross nikol (Scoffin, 1987).

Page 88: ENDAPAN SUNGAI
Page 89: ENDAPAN SUNGAI

Gambar III-2B : Mikrostruktur skeletal yang dapat dilihat dalam penampang tipis dibawah bidang cahaya terpolarisasi dan cross nikol (Scoffin, 1987)

Gambar III - 4 : Lithoklast yang meliputi intraklast dan ekstraklast

Page 90: ENDAPAN SUNGAI

Gambar III - 5 : Intraklast yang terdiri dari jenis torehan atas

Page 91: ENDAPAN SUNGAI
Page 92: ENDAPAN SUNGAI

Gambar III - 6 : Menggambarkan Grapestones, yaitu aggregat butiran dan resembles bunches of grapes.

Gambar III - 7 : Menggambarkan jenis ooids modern dan purba

Page 93: ENDAPAN SUNGAI

Gambar III - 8 : Peloids dan fecal pellets yang terbentuk karena eksresi, mikritisasi butiran, atau sebagai intraklast kecil

Page 94: ENDAPAN SUNGAI
Page 95: ENDAPAN SUNGAI

Gambar IV-1 : Menunjukkan endapan badai (Tempestite), yang terdiri dari intraklastik grainstone berbutir kasar berangsur ke atas grainstone berbutir halus dan ditutupi oleh lapisan mudstone nodular.

Gambar IV-2 : Model Fasies untuk Platform Karbonat Rimmed (Wilson, 1975)

Page 96: ENDAPAN SUNGAI

Gambar IV-3 : Tiga Tipe Karbonat tepi Platform : I - downslope lime mud accumulation, II - knol reefs along gentle slopes, dan III - Framebuilt, organic reef rims (Wilson, 1975).

Gambar V-I : Menggambarkan Regim Diagenesa Batuan Karbonat (Moore C.H., 1989)

Page 97: ENDAPAN SUNGAI

Gambar V-2 : Memperlihatkan bebagai macam semen yang berbentuk dalam batuan karbonat selama diagenesa. (James, N.P., et al., 1983)

Gambar V-3 : Kurva hipotetek yang menggambarkan hubungan porositas terhadap kedalaman untuk berbagai proses diagenesa (Choquette, P.W.,et al).

Page 98: ENDAPAN SUNGAI

LINGKUNGAN TERUMBU(REEF)

III. PENDAHULUAN

Terumbu atau reef merupakan lingkungan yang unik yang sangat berbeda dari bagian lingkungan pengendapan lainnya di lingkungan paparan (shelf). Terumbu ini umumnya dijumpai pada bagian pinggir platform paparan luar (outer-shelf) yang hampir menerus sepanjang arah pantai, sehingga merupakan penghalang yang efektif terhadap gerakan gelombang yang melintasi paparan tersebut. Disamping terumbu berkembang seperti massa yang menyusur sepanjang garis pantai diatas, juga dapat berkembang sebagai “patch” yang terisolir dalam paparan bagian dalam atau inner-shelf (gambar I-I dan I-2).

Istilah lain untuk terumbu ini, ada yang menyebutnya dengan “carbonate buildup” atau “bioherm”. Tetapi para pekerja karbonat tidak menyetujui penggunaan istilah terumbu hanya dibatasi untuk carbonat-buildup atau inti yang kaku, pertumbuhan koloni organisme, atau carbonat - buildup lainnya yang tidak memiliki inti kerangka yang kaku. Wilson (1975) menggunakan istilah carbonat-buildup untuk tubuh yang secara lokal, terbatas secara lateral, merupakan hasil proses relief tofografi, dan tanpa mengaitkan dengan hiasan pembentuk internalnya. Sebelumnya Dunham (1970) mencoba memberikan solusi dilema peristilahan ini dengan mengusulkan dua tipe terumbu, yaitu :

(a) Terumbu Ecologik : adalah terumbu yang dicirikan oleh bentuk kaku, struktur tofografi yang tahan terhadap gelombang, dihasilkan oleh pembentukan aktif dan pengikatan sedimen organisme.

(b) Terumbu Stratigrafi : dicirikan oleh batuan yang tebal, terbatas secara lateral, dan merupakan batuan karbonat yang buruk sampai sangat buruk.

Selanjutnya Longman (1981) memodifikasi definisi Heckel (1974), yang mengatakan bahwa terumbu sebagai karbonat yang tumbuh dipengaruhi secara biologi dan juga mempengaruhi secara biologi dan juga mempengaruhi daerah sekitarnya.

Page 99: ENDAPAN SUNGAI

II. TERUMBU MODEREN DAN LINGKUNGAN TERUMBU

II.I Letak Pengendapan

Kebanyakan terumbu terbentuk dalam lingkungan air dangkal,berupa terumbu linier yang hampir kontinyu disepanjang tepi platform dan disebut juga sebagai “barrier-reef” “Fringing - reef”, letaknya berlawanan dengan garis pantai yang terbentuk akibat paparan yang sangat sempit. Sedangkan terumbu berbentuk seperti donat disebut “Atolls”, dimana bagian luarnya merupakan penghalang gelombang lagoon yang dilingkarinya dan terumbu yang lebih kecil lagi dan terisolisasi dinamakan “patch-reef” “pinnacle-reef, atau “table - reef” yang terbentuk sepanjang beberapa tepi paparan, tersebar pada paparan tengah (midle-shelf)

Disamping dalam air dangkal, terumbu juga dapat dijumpai dalam air yang lebih dalam, seperti “mound” yang terbentuk secara organik dengan panjang 100 m dan tinggi 50 m (Neuman, Kofoed), dan Keller, 1977) “Mound” ini mengandung lumpur yang mengikat atau menyemen berbagai organisme air dalam, seperti : crinoid, ahermatypic hexacoral dan sponga.

II.2 Organisme Terumbu

Hampir semua terumbu tersusun oleh koral, meskipun banyak organisme lain yang turut menyumbang, seperti alga biru - hijau (cyanobacteria, alga merah coralline, alga hijau, kerangka foramnifera, brozoa, sponga, dan moluska (Heckel, 1974; James dan Macintyre, 1985). Dalam sejarah waktu geologi, beberapa kelompok organisme yang membentuk terumbu meliputi : archaeocyathids, stromatoporoids, fenestethid bryozoans, dan rudistid clams. Meskipun demikian, koral merupakan dominan terumbu modern, dan ada dua jenis koral, yaitu :

(a) Hermatypic (zoanthellae) hexacoral : merupakan koral utama air dangkal yang melakukan hubungan simbiotik dengan beberapa macam organisme unicelluler terutama alga, yang kemudian dinakan secara kolektif sebagai zooxanthellae. Alga ini hidup dalam atau antara kehidupan sel koral dan mendapatkan energi dari proses photosistesis (Cowen, 1988). Selama proses photosintesis alga ini melepaskan CO2, sehingga membutuhkan sinar matahari, oleh karenanya coral hermatypic ini terbatas hidupnya hanya dalam air sangat dangkal.

(b) Ahermatypic (azooxanthellae coral : coral ini hidupnya tidak terbatas pada air dangkal saja, tetapi dapat tersebar hingga pada kedalaman melebihi 2000m (stanley dan Cairs, 1988) dan jarang mempunyai hubungan simbotis, sehingga merupakan organisme utama sekarang yang membentuk “carbonat-buildup” dalam air yang lebih dalam.

Bentuk pertumbuhan terumbu yang terbentuk oleh organisme sangat dipengaruhi oleh energi air yang bekerja terhadap terumbu tersebut. Organisme yang hidup dalam energi

Page 100: ENDAPAN SUNGAI

air yang rendah akan cenderung menghasilkan terumbu terbentuk delicate, branching, dan plate-like. Sedangkan yang hidup dalam zona energi air yang lebih tinggi, terumbu cenderung berkembang membentuk hemisperical, encruting, dan tabular (Gambar II-I) dan biasanya lebih baik untuk untuk bertahan terhadap aksi gelombang yang kuat.

II.3. Lingkungan Terumbu Energi Tinggi

II.3.I Lingkungan Terumbu Energi Tinggi

Pada gambar II-2, ditunjukkan secara skematik pembagian sub-fasies terumbu platform (platform margin reef), terdiri dari bagian inti tengah “Reef-framework”, yang berangsur kearah terumbu. Pada bagian lebih atas mendekati datar dan dangkal terdiri dari “reef-slope”, dan “fore-reef talus” berupa akumulasi jatuhan terumbu. Pada bagian lebih atas mendekati datar dan dangkal terdiri dari “reef-flat” dan lebih kearah darat berupa “back-reef coral algal sands “ dan “endapan lagoon sub-tidal” (Longman, M.W., 1981).

Secara fisiografis, James (1983) membagi terumbu kedalam zona “fore-reef”, “reef-front”, “reef-crest’ “reef-flat” dan “back-ref” . Masing-masing zona dicirikan oleh jenis material karbonat berbeda (Gambar II-3), sebagai berikut :

Kata “rudstone”, “floatstone”, “bafflestone” “bindstone” dan “frameston” mula-mula digunakan oleh Emery dan Klovan (1971) sebagai modifikasi klasifikasi batu gamping yang diusulkan oleh Dunham (1962)

“Floatstone” dan “rudstone” adalah butiran karbonat yang tidak terikat san mengandung lebih dari 10 % butiran berukuran lebih dari 2 mm, beda keduanya adalah “floatsone” merupakan mud-suported, sedangkan “rudstone’” adalah grain-suported.

“Bufflestone” adalah komponen karbonat yang terbentuk pada waktu pengendapan berupa tangkai atau batang organisme yang terperangkap kedalan sedimen oleh aktifitas buffle. “Binstone” terbentuk selama pengendapan oleh pengerasan dan terikat organisme, seperti pengererasan foraminifera dan bryozoas, sedangkan “framestone” tersusun oleh organisme seperti lokal yang membentuk struktur kerangka yang kaku.

Energi air, proses sedimentasi utama, jenis organisme, persentase komponen kerangka, ukuran butiran serta pemilahan sedimen berubah-ubah dalam setiap zona (fasies) terumbu. Pada tabel II-1 diperlihatkan ringkasan karakteristik seperti itu untuk setiap fasies atau zona yang ditunjukkan pada gambar II-2. Pada zona “reef-crest” dimana energi air paling tinggi, maka persentase kandungan kerangka paling tinggi. Kemudian pada kedua arah “fore-reef” dan “back-reef” energi air akan menurun, yang diikuti oleh penurunnan kandungan kerangka. Perlu diperhatikan bahwa seluruh komponen kerangka terumbu biasanya sangat lebih kecil volumenya dari pada volume kandungan non-kerangka.

Page 101: ENDAPAN SUNGAI

Longman (1981) membandingkan struktur terumbu dengan mudah, yang memiliki inti tengah atau kerangka dikelilingi oleh “edible fruit”. Fraksi non-kerangka terumbu terdiri dari organisme seperti echinodermata, alga hijau, dan moluska tidak membentuk struktur kerangka, bersamaan dengan pecahan bioklas dari terumbu yang terkena aktivitas gelombang dan dalam zona terumbu dengan energi lebih rendah, beberapa lumpur gamping (lime mud). Zona fore-reef, talus-slope, dan back-reef coral algal sands seluruhnya tersusun oleh kandungan non-kerangka yang terdiri dari terutama bioklas dan beberapa organisme yang relatif hidup pada zona ini.

II.3.2 Lingkungan atau Fasies terumbu Energi Rendah

Pada lingkungan energi tinggi, fasies moderen terumbu type tepi platform umumnya terdiri dari inti kerangka tengah yang mengandung sebagianbesar coral dan coralline alga. Inti berangsur ke arah laut melalui zona fore-reef talus sampai lumpur gamping pada air yang lebih dalam atau shales. Dan ke arah darat melalui back-reef coral algal sand sampai endapan lagoon dengan butiran yang lebih halus. Model ini menyajikan alasan yang baik untuk perkembangan terumbu energi tinggi dalam banyak posisi; meskipun beberapa bentuk terumbu energi yang lebih randah juga dijumpai.

Pembagian zona karakteristik terumbu energi rendah tidak begitu baik berkembang seperti terumbu energi tinggi dan terumbu cenderung membentuk bidang datar melingkar sampai elip. Pertumbuhan organisme pada terumbu energi rendah umumnya didominasi oleh bentuk-bentuk delicate, branching (gambar II-I), dan tersusun oleh pasir dan lumpur karbonat yang sederhana dengan organisme yang sangat mirip bagi komposisi organisme tipe terumbu (James, 1984). Bentuk pertumbuhan (buildups) energi rendah lainnya tersusun sebagian besar oleh organisme non-terumbu yang terdiri dari tiang-tiang fragmen skeletal berbentuk gundukan atau “mound” dan / atau lumpur gamping bioklastik yang kaya organisme skeletal dengan sedikit organisme boundstone. Bentuk struktur semacam ini dinamakan “reef-mound” atau “simply-mound”.

James dan Bourque (1992) mengelompokkan “mound” seperti diatas kedalaman tiga tipe utama, yaitu :(a) Microbial-mounds, yang mengandung calcimicrobes, stromatolities, dan

thrombolities.(b) Skeletal-mounds, mengandung sisa-sisa organisme yang terperangkap atau buffed

dalam lumpur.(c) Mud-mounds, terbentuk oleh akumulasi lumpur plus berbagai sejumlah fosil.

III. TERUMBU PURBA

Terumbu purba biasanya dapat dibagi hanya menjadi fasies utama yaitu :(a) Inti - terumbu (“reef-core”), terdiri dari kerangka terumbu masif, tak berlapis,

organisme pembentuk terumbu yang terkandung tersemen dalam matriks lumpur gamping atau lime mud.

Page 102: ENDAPAN SUNGAI

(b) Sayap-terumbu (“reef-flank”), biasanya terdiri dari gamping konglomeratan atau breksi taluis, berlapis, pemilahan buruk, dan atau gamping pasiran yang menipis dan miring menjauhi inti-terumbu.

(c) “Inter-reef”, mengandung butiran halus, gamping lumpuran sub-tidal, atau kemungkinan lumpur silisiklastik.

Salah satu contoh yang baik yang menggambarkan karakteristik umum kompleks terumbu purba adalah “carbonat-buildup di bagaian utara Meksixo disebut dengan Golden Lane ‘ Atol”, yang memperlihatkan perubahan biofasies dan lithofasies (Wilson, 1975). Pada bagian inti terumbu yang berada beberapa puluh meter diatas fasies karbonat yang lebih dalam, terdiri dari “rudistid clams”, “colonial corals”, “stromatoporoids”, dan “encrusting algae”. Beransur kearah pantai, terumbu berupa “oolitic-biogenic grainstone” sampai mikrit “back-reef” “foraminiferal grainstone”, dan “bioturbated wackstone” dengan fauna menunjukkan sirkulasi terbatas, dan lebih kearah pantai berubah kedalam fasies yang lebih terbatas, dan lebih kearah pantai perubah kedalam fasies yang lebih terbatas berupa endapan evaporit. Selanjutnya kearah laut (basinward), fasies terumbu berubah ke fasies sayap-terumbu (“reef-flank”) yang terdiri dari interklastik kasar sampai boulder biogenik yang tertanam dalam mikrit, dan lebih kedalam lagi fasies terdiri dari batugamping mikrit dengan fauna organisme pelagik.

Kandungan organisme pembentuk terumbu juga tergantung pada umur terumbu tersebut. Organisme utama pembentuk terumbu purba sangat berbeda dengan organisme terumbu moderen. Koral hermtypic yang mendominasi pembentukan terumbu koral moderen, pertama-tama muncul pada umur Mesozoik dan bukan komponen terumbu yang lebih tua. Terumbu yang lebih tua dari Mesozoik umumnya didominasi oleh organisme pembentuk terumbu lainnya seperti : koral tabular, “stromatoporoids”, “hydrozoans”, “sponga”, “encrusting bryzoa”, “coralline algae”, dan “blue-green algae” (Stanley dan Fagerstrom, 1988).

IV. KESIMPULAN

Terumbu atau reef adalah batuan sedimen yang sangat unik dengan karakteristik dan komponen penyusunan yang beragam dan umunya terbentuk pada lingkungan paparan, khususnya tepi paparan atau shelf margin.

Bentuk pertumbuhan terumbu ini sangat bervariasi tergantung letak dan besarnya energi air yang bekerja selama perkembangannya. Disamping itu komponen kerangka penyusunnya juga berbeda untuk setiap energi air dan posisinya.

Berdasarkan energinya itu, ada dua jenis koral penyusun utama terumbu, yaitu : pertama hermatypic coral, yang hidup pada air dangkal karena membutuhkan sinar matahari dalam hidupnya dan yang kedua ahermatypic coral yang dapat hidup dalam air yang lebih dalam bahkan melebihi kedalaman 2000m, sehingga memungkinkan terbentuknya “carbonat-buildup” pada air dalam.

Page 103: ENDAPAN SUNGAI

Komposisi utama pembentukan terumbu disamping berubah dengan posisi dan energi air yang bekerja selama pembentukannya, juga berbeda dengan umur terbentuknya terumbu tersebut, seperti “hermatypic coral” mendominasi pembentukannnn utama terumbu moderen yang muncul pada umur Mesozoik, sedangkan terumbu sebelum Mesozoik didominasi oleh koral tabular, “stromatoporoids”, “hydrozoans”, “sponga”, “encrusting bryzoa”, “coralline algae”, dan “blue-green algae”.

IV DAFTAR PUSTAKA

Terumbu atau reef adalah batuan sedimen yang sangat unik dengan karakteristik dan komponen penyusunannya yang beragam dan umumnya terbentuk pada lingkungan paparan, khususnya tepi paparan atau shelf margin.

Bentuk pertumbuhan terumbu ini sangat bervariasi tergantung letak dan besarnya energi air yang bekerja selama perkembangannya. Disamping itu komponen kerangka penyusunannya juga berbeda untuk setiap energi air dan posisinya.

Berdasarkan energinya itu, ada jenis koral penusun utama terumbu, yaitu : pertama hermatypic coral, yang hidup pada air dangkal karena membutuhkan sinar matahari dalam hidupnya dan yang kedua ahermatypic coral yang dapat hidup dalam air yang lebih dalam bahkan melebihi kedalaman 2000m, sehingga memungkinkan terbentuknya “carbonat-buildup” pada air dalam.

Komposisi utama pembentuk terumbu disamping berubah dengan posisi dan energi air yang bekerja selama pembentukkannya, juga berbeda dengan umur terbentuknya terumbu tersebut, seperti “hermatypic coral” mendominasi pembentuk utama terumbu modern yang muncul pada umur Mezozoik, sedangkan terumbu sebelum Mesozoik didominasi oleh koral tabular, “stramotoporids”, “hydrozoans”, “sponga”, “encrusting bryzoa”, “coralline algae”, dan “blu-green algae”

IV DAFTAR PUSTAKA

Sam Boggs, Jr, 1992, Principles of Sedimentology and Stratigraphy 2nd edition, Pretice-Hall Inc., New Jersey.

Roger G. Walker and Noel P. James, 1992, facies Models : Response to sea level change, Geological Association of Canada.

Page 104: ENDAPAN SUNGAI

Gambar I-I : Menunjukkan profil skematik lingkungan paparan (shelf) karbonat dengan pembagian sub-lingkungan fasiesnya, 1. Basin; 2. Open-sea shelf, 3. Deep-sea shelf; 4. Foreslofe ; 5. Organic buildup; 6 Winnowed platform edge (sands);7.Open-circulation shelf; 8. Restricted-circulation self, dan 9. Evaporites (P.A. Scholle, D.G. Bebout, dan C.H. Moore, Carbonate depositional environment: AAPG Mem. 33, Tulsa, Okla).

Page 105: ENDAPAN SUNGAI

Gambar 1-2 :Skematik tampak datar paparan karbonat moderen, rimmed, tropical yang menunjukkan posisi relatif terumbu, lime-sand shoal, lagoon, dan tidal - flat (James, N.P. 1984)

Gambar II-1:Menunjukkan bentuk pertumbuhan organisme pembentuk terumbu energi dan tipe lingkungannya (James, N.P. 1983)

Gambar II-2:Menunjukkan idealisasi fasies terumbu moderen, terumbu koral dengan perkembangan kerangka terumbu yang baik (Longman,-M.W., 1981)

Page 106: ENDAPAN SUNGAI

Gambar II-3:Menunjukkan penampang zona hipotek terumbu tepi (marginal-reef) dengan jenis batugamping dan bentuk pertumbuhan oarganismenya (Longman, M.W., 1981)

Gambar II-4: Menunjukkan diagram skematik zonasi sebagai respon terhadap perbedaan kondisi energi, berkisar dari air tenang sampai air bergelombang (James, N.P., 1984).

Page 107: ENDAPAN SUNGAI

Tabel II-I: Proses Pengendapan dan karakteristik fasies utama dalam kompleks terumbu modern (modifikasi dari Longman, M.W., 1981)

Page 108: ENDAPAN SUNGAI

Gambar III-1: Menunjukkan karakteristik umum biofasies dan lithofasies kompleks terumbu purba pada penampang melintang “carbonat-buildup” berumur kapur Tengah, Mexsiko Tengah (Wilson, J.L., 1975).

Page 109: ENDAPAN SUNGAI
Page 110: ENDAPAN SUNGAI