makalah sedimentologi 2

7/24/2019 Makalah Sedimentologi 2

1/29

Makalah Sedimentologi

Proses Interaksi Fluida dan

Sedimen

Kelompok 2 :

Vina Oktaviany (270110120173)

Bagus Satrio i!o"o (2701101201#$)

%io &rdana Pramandika (270110120021)'alvin arkus (2701101200*0)

ilal edia +umala (270110120123)

&nugra, Isma,esa (270110120172)

Kelas E

Fakultas Teknik Geologi

Universitas Padjadjaran

20!


2/29

KATA PENGANTAR

Puji syukur kehadirat Tuhan Yang Maha Kuasa karena berkat rahmat dan karunia-Nya

penulis dapat menyelesaikan makalah yang berjudul Proses Interaksi Fluida dan Sedimen

dengan tepat aktu!

Penulis berharap makalah yang telah disusun ini dapat memberikan sumbangan yang

berarti dan diterima oleh semua kalangan" tidak hanya bagi mahasisa #ni$ersitas

Padjadjaran" tetapi juga dapat berman%aat bagi masyarakat umum!

Penulis menyadari baha dalam penulisan maupun isi makalah ini masih banyak

terdapat kekurangan dan kesalahan! #ntuk itu" penulis mengharapkan kritik dan saran untuk

membangun makalah ini menjadi lebih baik lagi!

&atinangor" 'ktober ()*+

Penulis

BAB I


3/29

PENDAHULUAN

,ampir semua endapan sedimen lainnya diiptakan oleh transportasi material!

Pergerakan material kemungkinan murni disebabkan oleh gra$itasi" tapi yang lebih umum

adalah karena hasil dari aliran air" udara" es atau ampuran padat . dense mixtures/ sedimen

dan air! Interaksi material sedimen dengan media transportasi menghasilkan berkembangnya

struktur sedimen" beberapa struktur sedimen berkaitan dengan pembentukan bentuk lapisan

.bedform/ dalam aliran sedangkan yang lain adalah erosi! Struktur sedimen ini teraetkan

dalam batuan dan menyediakan rekaman proses yang terjadi pada aktu pengendapannya!

&ika proses %isik terjadinya struktur ini di dalam lingkungan modern dapat diketahui" dan jika

batuan sedimen diinterpretasikan berdasarkan kesamaan prosesnya" maka mungkin untuk

mengetahui lingkungan pengendapannya!

0i dalam makalah ini" dibahas proses %isika utama yang terdapat di dalam lingkungan

pengendapan! Si%at alami endapan dihasilkan dari proses-proses ini dan akan diperkenalkan

struktur sedimen utama yang terbentuk oleh interaksi media aliran dan detritus! 1anyak %itur-

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

konteks lingkungan mana %itur-%itur ini terbentuk!

BAB II


4/29

PEMBAHASAN

1. MEDIA TRANSPORTASI

1.1 Gravitasi

Kasus paling sederhana mengenai transportasi adalah jatuhan partikel dari tebing atau

lereng akibat gra$itasi! &atuhan batuan .rock falls/ menghasilkan gundukan sedimen di dasar

lereng" biasanya seara umum terdiri daridebriskasar yang kemudian tidak mengalami proses

sedimentasi kembali .rework/!

2kumulasi ini terlihat sebagaiscree.akumulasi debrisbatuan di dasar tebing" bukit"

atau lereng gunung" sering membentuk timbunan/ di sepanjang sisi-sisi lembah di daerahpegunungan! 2kumulasi ini membentuk keruut talus .talus cone/ dengan suatu permukaan

pada sudut diam .angle of rest/ kerikil" sudut maksimum dimana material akan tetap stabil

dan klastik tidak akan jatuh menuruni lereng!

1.2 Air

Transportasi partikel di dalam air sejauh ini merupakan mekanisme transportasi yang

paling signi%ikan! 2ir mengalir di permukaan lahan di dalam channeldan sebagai aliran

permukaan .overland flow/! 2rus-arus di laut digerakkan oleh angin" tidaldan sirkulasi

samudra! Material dapat terbaa di dalam air sejauh ratusan atau ribuan kilometer sebelum

terendapkan sebagai sedimen!

1.3 Udara

Setelah air" udara adalah media transportasi terpenting! 2ngin berhembus di atas lahan

mengangkat debu dan pasir kemudian membaanya sampai jarak yang jauh! Kapasitas angin

untuk mentransportasikan material dibatasi oleh densitas rendah dari udara! Perbedaan

densitas antara media dan klastik berpengaruh terhadap kee%ekti%an media dalam

menggerakkan sedimen!

1.4 Es

3s adalah %luida ber$iskositas tinggi yang mampu mentransportasikan sejumlah

besar debrisklastik! Pergerakan detritus oleh es penting pada daerah di dalam dan di sekitar

tudung es kutub dan daerah pegunungan dengan gletser semipermanen atau permanen!

4olume material yang digerakkan es sangat besar ketika meluasnya es .glaciation/!

2. PERILAKU FLUIDA DAN PARTIKEL DI DALAM FLUIDA


5/29

2.1 Aliran Laminar dan Turbulen

5erakan %luida dapat terbagi ke dalam dua ara yang berbeda! 0alam aliran laminar"

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

transportasi! 0alam aliran turbulen" molekul-molekul di dalam %luida bergerak pada semua

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

terampur dalam aliran turbulen!

Gambar 2.12liran %luida turbulen dan laminar

2.2 Transportasi Partikel di dalam Fluida

Partikel semua ukuran digerakkan di dalam %luida oleh salah satu dari tiga

mekanisme! Pertama" partikel dapat bergerak menggelinding .rolling/ di dasar aliran udara

atau air tanpa kehilangan kontak dengan permukaan dasar! Kedua" partikel dapat bergerakdalam serangkaian lompatan" seara periode meninggalkan permukaan dasar dan terbaa

dengan jarak yang pendek di dalam tubuh %luida sebelum kembali ke dasar lagi6 ini dikenal

sebagai saltasi .saltation/! Terakhir" turbulensi di dalam aliran dapat menghasilkan gerakan

yang ukup untuk menjaga partikel bergerak terus di dalam %luida6 dikenal sebagai suspensi

.suspension/!

2da sejumlah %aktor yang mengontrol gerakan partikel di dalam %luida turbulen!

Pertama" karena keepatan aliran meningkat" energi kinetik di dalam %luida menjadi lebih

besar sehingga mengangkat partikel dari permukaan dasar dan menggerakkan seara saltasi!


6/29

Kedua" turbulensi yang meningkat juga menyediakan gaya yang ukup kuat untuk menjaga

partikel tetap tersuspensi! Ketiga" partikel dengan massa yang lebih besar memerlukan energi

lebih untuk terangkat dan tersaltasi dan menjaga partikel agar tetap tersuspensi! Terakhir"

partikel dengan luas permukaan relati% lebih besar dari massanya .ontoh" mineral berbentuk

lempengan 7 8platy9 seperti mika/ memiliki keepatan pengendapan yang lebih rendah .perlu

aktu lebih lama untuk tenggelam/ dan dapat tetap .permanen atau sementara/ tersuspensi

dengan lebih mudah!

Gambar 2.2Mekanisme transportasi partikel di dalam aliran: rollingdan saltasi .bedload/6

dan suspensi .suspended/!

2.3 Ukuran Butir dan e!epatan Aliran

Keepatan %luida dimana partikel akan naik ke dalam aliran dapat disebut sebagai

keepatan kritis! 5aya seret .drag force/ yang diperlukan untuk menggerakkan partikel di

sepanjang aliran akan meningkat seiring massa" karena akan memerlukan gaya angkat untuk

membaa partikel naik ke dalam aliran! Pada keepatan sedang .moderate/ butir pasir dapat

tersaltasi" butiran bergerak rollingdan kerakal tetap tidak bergerak" tapi jika keepatan

meningkat gaya yang bekerja pada partikel-partikel ini bertambah dan pasir lebih halus

mungkin tersuspensi" butiran tersaltasi" dan kerakal bergerak rolling!

2.4 "ensitas Fluida dan Ukuran Partikel

5aya yang bekerja pada partikel adalah %ungsi dari $iskositas dan densitas media%luida seperti halnya massa partikel! Fluida ber$iskositas lebih tinggi menggunakan gaya


7/29

seret dan angkat yang lebih besar untuk keepatan aliran tertentu! 0ua %luida yang terpenting

di permukaan bumi adalah air dan udara! 2liran air dapat mentransportasikan klastik sebesar

bongkah pada keepatan yang terekam dalam sungai" tapi bahkan pada badai dengan

kekuatan angin yang sangat tinggi" partikel mineral dan batuan terbesar yang terbaa

kemungkinan besar berukuran sekitar satu milimeter! Fluida ber$iskositas lebih tinggi seperti

es dan aliran debrisdapat mentransportasikan bongkah berukuran beberapa meter hingga

puluhan meter panjangnya! Klastik besar mungkin terbaa di bagian teratas dari aliran

laminar!

Gambar 2.35radasi normal dan terbalik dalam lapisan tunggal6 pola menghalus ke atas dan

mengasar ke atas dalam rangkaian lapisan!

3. ALIRAN, SEDIMEN DAN BENTUK LAPISAN (BE"F#$%)

Bedformadalah %itur mor%ologi yang terbentuk oleh interaksi antara aliran dan

sedimen pada suatu lapisan! ;iak air .ripples/ di pasir dalam aliran arus dan bukit pasir .sand

dunes/ di dalam gurun adalah ontoh bedform" yang pertama dihasilkan dari aliran di dalam

air" dan yang kedua dari aliran udara!

,ubungan antara ketebalan viscous sub-layerdan ukuran butir di atas aliran

menggambarkan si%at arus! &ika semua partikel berada di dalam viscous sub-layermakapermukaan hidroliknya lembut .smooth/! &ika ada partikel yang terbangun ke atas .tingginya/


8/29

meleati lapisan ini maka permukaan alirannya kasar .rough/! 0i dalam aliran air .aqueous/

yang melebihi keepatan kritis yang diperlukan untuk menggerakkan sedimen" permukaan

aliran selalu kasar jika diameter butir melebihi )"< mm! Kepentingan dari ini akan terlihat

ketika hubungan antara ukuran butir dan tipe bedformdidiskusikan di baah!

Gambar 2.4=apisan-lapisan di dalam suatu aliran dan kekasaran permukaan aliran: suatu

lapisan tipis adsorbed layerdimana tidak ada pergerakan %luida, viscous sub-

layerdan boundary layer di dalam aliran!

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

dan di dalam arus angin" tapi ada juga beberapa %itur yang unik untuk aeolianbedform!


9/29

3.1 Arus $iak &'urrent $ipples(

2liran dapat di$isualisasikan sebagai garis-aliran .streamline/ di dalam %luida" garis

imajiner yang menunjukkan arah aliran! Streamlineberada sejajar dengan dasar yang rata

atau sisi-sisi pipa silindris" tapi jika terdapat ketidakteraturan .irregularity/" seperti

penanggaan .steps/ di dasar karena akumulasi butir-butir"streamlineberkumpul dan tingkat

transportasi meningkat! 0i bagian teratas daristeps"streamlineterpisah dari permukaan dasar

dan daerah pemisahan lapisan batas .boundary layer separation/ terbentuk di antara titik

pemisahan aliran .flow separation point/ dan titik pengikatan aliran .flow attachment point/

di hilirnya! 0i baahstreamlineini terdapat daerah yang disebut gelembung pemisahan

.separation bubble/ atau >ona pemisahan .separation zone/!

Current ripplesadalah bedformkeil yang terbentuk oleh e%ek boundary layer

separationdi atas lapisan pasir! Kelompok keil butir-butir dengan epat membentuk punak

.crest/ dari ripplesdan pemisahan terjadi dekat titik ini .2llen *?


10/29

Gambar 2.2liran di atas suatu bedform: streamline imajiner di dalam aliran

menggambarkan pemisahan aliran tepi bed%orm dan attachmen pointdimana streamline

bertemu permukaan bedformdimana ada peningkatan turbulensi dan erosi! Suatu pusaran

pemisahan mungkin terbentuk di leedari bedformdan menghasilkan aliran counter-current

.reverse/ minor!

C!!"#$ !%&&'"S02N =2MIN2SI SI=2N5 SI#; .C!(SS ')*%#)$%(#/


11/29

Migrasi rippleske arah hilir selama pasir ditambahkan ke punak dan menjadi

semakin besar di atas lee slope! ,al ini menggerakkan punak dan dari sini titik pemisahan

.separation point/ ke arah hilir! 3%ek dari ini untuk menggerakkan attachement pointdan

lembah ke arah hilir juga! 5erusan di dalam lembah dan di dasarstoss sidemenyuplai pasir

yang menggerakkan lereng landaistoss sideselanjutnya dan juga semua deretan lembah dan

punak dari ripplesmaju ke arah hilir! Pasir yang longsor di atas lee slopeselama migrasi ini

membentuk rangkaian lapisan-lapisan di sudut lereng! =apisan ini tipis" lapisan berlereng

.inclined layers/ dari pasir disebut cross laminae6 lapisan ini membentuk struktur sedimen

yang disebut sebagai cross lamination.5ambar B!**/!

Gambar 2.!Current ripplesterbentuk dalam pasir di estuaria: medan pandang sekitar * m!

P3NCIPT22N 02N P3N52D3T2N C!(SS ')*%#)$%(#

Current ripplesbermigrasi oleh perpindahan pasir daristoss sidedan pengendapan di

atas lee slope! &ika ada sejumlah pasir yang tersedia" ripplesakan bermigrasi di atas

permukaan sebagai bentuk ripplessederhana" dengan erosi di dalam lembah menyeimbangi

penambahan punak! 1entukstarvedripplesini teraetkan jika tertutupi oleh lumpur! 0i

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

partikel pasir" jumlah pasir yang diendapkan di atas lee slopeakan lebih besar daripada yang

dipindahkan daristoss side! 2kan ada penambahan pasir ke ripplesdan akan tumbuh tinggi

selama ripplesbermigrasi! ,al terpenting" kedalaman gerusan di lembah tereduksi"

menyisakan cross laminaeyang teripta oleh migrasi ripplesyang lebih aal yang

teraetkan! 0engan ara ini lapisan pasir cross laminationdihasilkan!

Ketika tingkat penambahan pasirnya tinggi maka tidak akan ada perpindahan pasirdaristoss side dan tiap ripplesakan memindahkanstoss side ke atas dan membentuk ripples


12/29

ke arah depan! Ini disebut climbing ripples.2llen *?E(/! Ketika penambahan sedimen dari

arus melampaui pergerakan bagian depan ripples" pengendapan akan terjadi di atasstoss

sideseperti halnya di atas lee side! Selanjutnya climbingripplesadalah petunjuk sedimentasi

epat" selama pembentukannya tergantung pada penambahan pasir ke dalam aliran" dengan

tingkat yang sama atau lebih besar dari tingkat migrasi rippleske arah hilir!

P3M12T2S P202 P3M13NT#K2N C!!"#$!%&&'"S

Pembentukan currentripplesmemerlukan keepatan aliran sedang .moderate/ di atas

lapisan yang lembut seara hidrolik .lihat di atas/! Currentrippleshanya terbentuk dalam

pasir yang dominan berukuran butir kurang dari )"E mm .tingkat pasir kasar/ karena

kekasaran lapisan diiptakan oleh pasir lebih kasar yang menghalangi skala-keil boundary

layer separationyang diperlukan untuk pembentukan ripples! Karena

pembentukan ripplesdikontrol oleh proses di dalam boundary layerdan tidak ada batasan

kedalaman air dan current ripplesmungkin terbentuk dalam air yang kedalamannya berkisar

beberapa entimeter hingga kilometer! ,al ini sangat berbeda dengansubaqueous

bedformyang lain +subaqueous dunes, sand waves, wave ripples/ yang tergantung pada

kedalaman air!


13/29

Gambar 2."Migrasi rippleberpunak lurus dan dune bedformmembentukplanar cross

laminationdanplanar cross bedding! Sinousatau isolated.or lunate/ rippledan dune

bedform menghasilkan tough cross laminationdan trough cross bedding! .Tuker *??*/!

Gambar 2.#Climbing ripple cross laminationdihasilkan oleh pengendapan epat dari aliran

yang membaa sejumlah tinggi pasir! .Menurut Collinsn Thompson *?@(/!

Currentripplesber$ariasi ketinggiannya dari G sampai +) mm dan panjang gelombangnya

.punak ke punak atau lembah ke lembah/ berkisar G) hingga B)) mm .2llen *?


14/29

sedikit penggerusan pada reattachment point! Crossbedsterbentuk hanya pada sudut diam

.angle of rest/ pasir" dan ketika terbangun ke arah luar menuju lembah" kontak dasarnya

menyudut .angular/!Bedformyang terbentuk pada keepatan ini biasanya memiliki punak

bersinusitas rendah" jadi bentuk tiga dimensi struktur ini serupa dengan

planarcrosslamination! Crossbeds yang dibatasi oleh permukaan hori>ontal terkadang

disebut sebagai tabularcrossbedding! Crossbedsmungkin membentuk sudut tajam pada

dasar lereng longsoran atau mungkin asimtot .tangential/! Pada keepatan aliran yang tinggi

pusaran arusnya adalah %itur kuat yang meniptakan arus balik .counter-currents/ pada dasar

muka gelinir .slip face/ yang mungkin ukup kuat untuk menghasilkan ripples.counter-

flowripples/ yang memindahkan ujung .toe/ dari lee slopedengan jarak yang dekat!

12T2S2N P202 P3M13NT#K2N#"S

unesmemiliki panjang gelombang yang berkisar dari


15/29

S)# .)/"S

Sand waveini biasanya memiliki tinggi * @ m dengan panjang gelombang G) -+))

m dan terdapat pada paparan dan estuaria yang dipengaruhi tidal! Karakteristik bedformyang

terbentuk dalam lingkungan yang dipengaruhi tidal!

Gambar 2.1%$angential toedi dasar suatu set cross beds! Counter-current ripples di ujung

.toe/subaqueous dunebedformyang terbentuk oleh aliran terlokalisir dalamseparation

0bubble1!

Gambar 2.11Cross beddingdi dalam lapisan batupasir laut dangkal berumur Kapur"

ekungan Moronda$a" bagian barat adagaskar!


16/29

13NT#K =2PIS2N Y2N5 T#MP2N5 TIN0I, .S&"!%*&(S" B"2(!*S/

3.3 'ross *trati+i!ation, 'ross Beddin- dan 'ross Lamination

Cross stratificationadalah semua lapisan dalam sedimen dan batuan sedimen yang

berorientasi dengan sudut tertentu terhadap hori>ontal pengendapan! Strata berlereng

.inclined strata/ sangat umum terbentuk di dalam pasir dan kerikil oleh migrasi bedform!

Ketika bedformbermigrasi" pasir diendapkan di atas lee slopedengan sudut sampai +)A dari

hori>ontal" membentuk lapisan tipis pada sudut ini yang mungkin teraetkan jika ada jaring

akumulasi! &ika bedformadalah ripplesmaka akan menghasilkan struktur yang disebut

sebagai cross lamination!!ipplesdibatasi ketinggian punaknya sampai sekitar + m" jadi

lapisancross laminationtidak melampaui ketebalan ini! Migrasi bedformyang lebih besar

seperti dunesdansand wavesmembentuk cross beddingyang ketebalannya mungkin

menapai puluhan entimeter hingga puluhan meter! Istilah lain yang telah digunakan adalah

8current bedding9" 8festoon bedding9 dan 8false bedding9" tapi sekarang ini tidak dipakai!

Suatu unit tunggal material cross bedded disebut sebagai set" dan tumpukan set yang sama

disebut sebagai o-set!

Gambar 2.12!ipple bedformsdi sisi hulu dune bedformyang tersingkap di dalam suatu

estuaria .1armouth " Dales/!

3.4Plane Beddin-&a'Planar Lamination

&lane beddingadalah struktur tersederhana dari semua struktur sedimen! Ini adalah

lapisan sederhana pasir yang terendapkan dari aliran untuk menghasilkanplanar lamination!


17/29

Suatu diagram stabilitas bedform! memiliki dua daerah dimanaplane bedsbersi%at stabil3

'ower-stage plane bedsterbentuk di dalam pasir ukuran butir kasar dan lebih dari itu .lebih

dari )"E mm/ ketika keepatan kritis terapai dan butir-butir mulai bergerak sepanjang

permukaan lapisan!!ipplestidak terbentuk pada ukuran butir kasar karena permukaan

lapisannya kasar dan menghalangi terjadinya pemisahan aliran!4orizontalplanarlamination

yang dihasilkan di baah kondisi keadaan ini enderung kurang baik terbentuknya!

Gambar 2.13Set dan o-set cross stratification! .Menurut Collinson Thompson *?@(/

Gambar 2.143ndapan batu pasir berlaminasi sejajar .parallel lamination/ di dalam suatu

lingkungan limpah banjir .overbank/ .Kapur" 2leJander Island" 2ntartia/!

3. Aliran 'epat &*uper!titi!al(

2liran mungkin dapat tenang .tranquil/" dengan permukaan air yang lembut" atau

epat .rapid/" dengan permukaan yang tidak rata punak dan lembah gelombangnya di dalam

beberapa keadaan! 0iukur dalam angka Froude dapat dianggap sebagai perbandingankeepatan aliran dengan keepatan gelombang di dalam aliran .=eeder *?@(/! Ketika nilainya


18/29

kurang dari satu" suatu gelombang dapat menyebar ke hulu karena berjalan lebih epat dari

aliran! Ini adalah keadaansub-critical flowatau tenang! 2ngka Froude yang lebih besar dari

satu menunjukkan baha aliran terlalu epat bagi gelombang untuk menyebar ke hulu dan

alirannya epat atausupercritical! 0alam air ambang permulaan .threshold/" beasosiasi

dengan perubahan pada permukaan aliran yang disebut lompatan hidrolik .hydraulic 5ump/

yang mungkin terkadang terlihat dalam arus sebagai pemeahan gelombang yang jelas di

antara daerah aliran epat dan tenang!

4. GELOMBANG (/A0E*)

.avesdihasilkan dalam tubuh air oleh angin yang bekerja pada permukaan atau

oleh inputenergi dari gempabumi" longsoran .landslide/ atau %enomena yang serupa! Semua

tubuh air" dari kolam hingga samudra" adalah subjek pembentukan gelombang yang

dihasilkan oleh angin pada permukaan! Tinggi dan energi gelombang ditentukan oleh

kekuatan angin danfetch .permukaan air yang dileati ketika gelombang dihasilkan dari

hembusan angin!

Gambar 2.1&embentukan wave ripplesdalam sedimen yang dihasilkan oleh pergerakan

osilasi di dalam kolom air berkaitan dengan wave ripplesdi atas permukaan air! Catat baha

tidak ada sama sekali pergerakan lateral air" atau sedimen!

4.1 Pembentukan /ave $ipples


19/29

Pergerakan osilasi permukaan punak dari tubuh air dihasilkan oleh gelombang yang

menghasilkan jalan sirkuler bagi molekul air dalam lapisan punak! Pergerakan sirkuler ini

kumpulan serangkaian sel-sel sirkuler di dalam air di baah! 0engan meningkatnya

kedalaman gesekan internal mereduksi pergerakan dan e%ek gelombang permukaan berakhir!

Kedalaman dimana gelombang permukaan mempengaruhi tubuh air disebut wave base! 0i

dalam laut dangkal" dasar tubuh air berinteraksi dengan gelombang! 5esekan menyebabkan

pergerakan sirkuler pada permukaan menjadi terubah ke dalam bentuk eliptial yang dasarnya

merata menjadi osilasi hori>ontal! 'silasi hori>ontal ini mungkin menghasilkan wave

ripplesdalam sedimen!

Gambar 2.1!1entuk wave ripple: rolling grain ripplesdihasilkan ketika pergerakan osilasi

hanya mampu menggerakkan butir-butir di permukaan lapisan6 dan vortex ripplesterbentuk

oleh gelombang berenergi lebih tinggi yang berhubungan dengan ukuran butir sedimen!

Pada energi rendah rolling grain ripplesterbentuk .1agnold *?B


20/29

0alam penampang melintang wave ripplesumumnya simetri! =amina di dalam

tiap ripplesmiring .dip/ ke dua arah dan saling tumpang tindih! Karakteristik ini terlihat

dalam cross laminationyang dihasilkan oleh akumulasi sedimen yang dipengaruhi oleh

gelombang! 0i lihat dari atas wave ripplesmemiliki punak yang panjang " lurus hingga agak

sinus yang mungkin robek atau terbagi dua abang .bifurcate/! Karakteristik ini mungkin

terlihat pada bidang lapisan! &ika energi gelombang ukup tinggi wave ripplesdapat terbentuk

dalam material bergradasi kerikil .gravel/ termasuk endapan butiran .granule/ dan kerakal

.pebble/!!ippleskerikil ini memiliki panjang gelombang beberapa meter dan ketinggiannya

puluhan entimeter!

4.3 %embedakan /ave dan 'urrent $ipples

Keduanya dapat dibedakan di lapangan berdasarkan bentuk masing-masing! 0i lihat

dari atas wave ripplesmemiliki karakteristik yang dideskripsikan di gambar (!*

makalah sedimentologi 2

Documents