Makalah

Proses Interaksi Fluida, Mekanisme Transport, dan Sedimentologi

Oleh :

Aditya Rasdi M (270110120049)

Fakultas Teknik Geologi

Universitas Padjadjaran

2013

BAB I

PENDAHULUAN

Fluida adalah zat yang mudah berubah bentuk tergantung massa jenis fluida itu sendiri. Udara, air, dan es adalah zat yang dapat menjadi media dalam transportasi sedimen. Sifat fisik dasar cairan adalah kerapatan dan viskositas. Perbedaan dalam sifat-sifat ini dapat mempengaruhi kemampuan cairan untuk mengikis dan transportasi sedimen. Pergerakan pada material terjadi disebabkan oleh gravitasi, tapi yang lebih umum adalah karena hasil dari aliran air, udara, es atau campuran padat (dense mixtures) sedimen dan air.

Interaksi material sedimen dengan media transportasi menghasilkan struktur sedimen, beberapa struktur sedimen berkaitan dengan pembentukan bentuk lapisan (bedform) dalam aliran sedangkan yang lain adalah erosi. Struktur sedimen ini terawetkan dalam batuan dan menyediakan rekaman proses yang terjadi pada waktu pengendapannya. Jika proses fisik terjadinya struktur ini di dalam lingkungan modern dapat diketahui, dan jika batuan sedimen diinterpretasikan berdasarkan kesamaan prosesnya, maka mungkin untuk mengetahui lingkungan pengendapannya.

BAB II

ISI

A. Perilaku Fluida dan Partikel di dalam Fluida

1. Aliran Laminar dan Turbulen

Gerakan fluida dapat terbagi ke dalam dua cara yang berbeda. Dalam aliran laminar, semua molekul-molekul di dalam fluida bergerak saling sejajar terhadap yang lain dalam arah transportasi. Dalam fluida yang heterogen hampir tidak ada terjadinya pencampuran selama aliran laminar. Dalam aliran turbulen, molekul-molekul di dalam fluida bergerak pada semua arah tapi dengan jaring pergerakan dalam arah transportasi. Fluida heterogen sepenuhnya tercampur dalam aliran turbulen.

Dengan meningkatnya kecepatan, aliran akan menjadi turbulen dan di dalam fluida terdapat peralihan dari laminar menuju turbulen. Fluida dengan viskositas kinematik yang rendah, seperti udara, mengalir turbulen pada kecepatan rendah, jadi semua aliran angin alamiah yang dapat membawa partikel dalam suspensi adalah aliran turbulen. Air hanya mengalir laminar pada kecepatan yang rendah atau kedalaman air yang sangat dangkal, jadi aliran turbulen sangat umum pada proses transportasi dan pengendapan sedimen di air (aqueous). Aliran laminasi terjadi pada beberapa aliran debris, pergerakan es dan aliran lava, dan semua yang memiliki viskositas kinematik yang lebih besar dari air. Hampir semua aliran di dalam air dan udara yang membawa volume sedimen dalam jumlah yang signifikan adalah aliran turbulen

2. Transportasi Partikel di dalam Fluida

Partikel semua ukuran digerakkan di dalam fluida oleh salah satu dari tiga mekanisme (pada gambar di bawah).

a. Partikel dapat bergerak menggelinding (rolling) di dasar aliran udara atau air tanpa kehilangan kontak dengan permukaan dasar.

b. Partikel dapat bergerak dalam serangkaian lompatan, secara periode meninggalkan permukaan dasar dan terbawa dengan jarak yang pendek di dalam tubuh fluida sebelum kembali ke dasar lagi; ini dikenal sebagai saltasi (saltation).

c. Turbulensi di dalam aliran dapat menghasilkan gerakan yang cukup untuk menjaga partikel bergerak terus di dalam fluida; dikenal sebagai suspensi (suspension).

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

Kecepatan aliran meningkat, energi kinetik di dalam fluida menjadi lebih besar sehingga mengangkat partikel dari permukaan dasar dan menggerakkan secara saltasi

Turbulensi yang meningkat juga menyediakan gaya yang cukup kuat untuk menjaga partikel tetap tersuspensi.

Partikel dengan massa yang lebih besar memerlukan energi lebih untuk terangkat dan tersaltasi dan menjaga partikel agar tetap tersuspensi

Partikel dengan luas permukaan relatif lebih besar dari massanya (contoh, mineral berbentuk lempengan / ‘platy’ seperti mika) memiliki kecepatan pengendapan yang lebih rendah (perlu waktu lebih lama untuk tenggelam) dan dapat tetap (permanen atau sementara) tersuspensi dengan lebih mudah.

Pada kecepatan arus rendah hanya partikel halus (lempung) dan partikel berdensitas rendah yang tetap tersuspensi, dengan partikel berukuran pasir bergerak rolling dan beberapa tersaltasi. Pada tingkat aliran yang lebih tinggi semua lanau dan beberapa pasir dapat tetap tersuspensi, dengan butiran (granules) dan kerakal halus (fine pebble) tersaltasi dan material lebih kasar bergerak rolling.

Proses-proses ini secara esensial serupa baik di udara maupun di air, tapi di udara diperlukan kecepatan yang lebih tinggi untuk menggerakkan partikel tertentu karena densitas dan viskositas yang lebih rendah jika dibandingkan dengan air.

Konsekuensi dari viskositas udara yang rendah adalah butiran yang tersaltasi mendaratkan efek bantalan (cushioning effect) medium fluida yang relatif sedikit, dan butir-butir mempunyai momentum yang cukup untuk menumbuk butir-butir ke dalam aliran yang mengalir bebas. Efek ini tidak begitu nyata di dalam air karena gesekan antara butir yang bergerak dan fluida energinya telah habis sebelum mendarat.

3. Partikel yang Masuk ke dalam Aliran

Partikel yang berada di dasar aliran (contoh, di dasar sungai) lakukan bergerak terseret (frictional drag). Gerakan terseret antara air yang mengalir dan objek di dalam aliran adalah mekanisme utama bagi material kasar tertransportasikan sebagai komponen rolling bedload. Beberapa partikel bergerak ke atas dari dasar aliran dan sementara waktu memasuki aliran sebelum terendapkan kembali ketika aliran menurun. Ini adalah partikel saltasi. Aliran tidak mampu mempertahankan butir-butir ini dalam suspensi karena butir ini jatuh ke bawah lagi, jadi apa yang pertama kali membuat butir-butir ini bergerak naik? Jawabannya terdapat pada efek Bernoulli.

4. Ukuran Butir dan Kecepatan Aliran

Kecepatan fluida dimana partikel akan naik ke dalam aliran dapat disebut sebagai kecepatan kritis. Gaya seret (drag force) yang diperlukan untuk menggerakkan partikel di sepanjang aliran akan meningkat seiring massa, karena akan memerlukan gaya angkat untuk membawa partikel naik ke dalam aliran. Pada kecepatan sedang (moderate) butir pasir dapat tersaltasi, butiran bergerak rolling dan kerakal tetap tidak bergerak, tapi jika kecepatan meningkat gaya yang bekerja pada partikel-partikel ini bertambah dan pasir lebih halus mungkin tersuspensi, butiran tersaltasi, dan kerakal bergerak rolling. Hubungan linear sederhana seperti ini juga bekerja untuk material lebih kasar, tapi ketika ukuran butir halus terlibat maka akan semakin komplek.

Diagram Hjulström (Gambar di bawah) menunjukkan hubungan antara kecepatan aliran air dan ukuran butir (Hjulström 1939).

Ada dua garis utama pada grafik. Garis yang lebih rendah menunjukkan hubungan antara kecepatan aliran dan partikel yang siap akan bergerak. Ini menunjukkan bahwa kerakal akan berhenti di sekitar 20-30 cm/s, butir pasir sedang pada 2-3 cm/s, dan partikel lempung ketika kecepatan aliran adalah secara efektif nol. Garis kurva bagian atas menunjukkan kecepatan aliran yang diperlukan untuk mengerakkan partikel dari kondisi diam. Pada setengah bagian kanan grafik, garis ini sejajar dengan garis yang pertama tapi untuk ukuran butir tertentu diperlukan kecepatan yang lebih besar untuk memulai pergerakan daripada untuk menjaga partikel tetap bergerak. Pada sisi kiri diagram terdapat garis divergen yang tajam: secara intuisi, partikel lanau yang lebih kecil dan lempung memerlukan kecepatan yang lebih besar untuk menggerakkannya daripada pasir. Hal ini dapat dijelaskan melalui sifat mineral lempung yang akan mendominasi fraksi halus dalam sedimen. Mineral lempung bersifat kohesif dan sekali terendapkan akan cenderung merekat bersama, membuatnya lebih sulit untuk naik ke dalam aliran daripada butir-butir pasir. Catatan bahwa ada dua macam untuk material kohesif. Lumpur ‘tak terkonsolidasi’ (unconsolidated mud) telah terendapkan tapi tetap merekat, material plastis. Lumpur ‘terkonsolidasi’ (consolidated mud) telah lebih banyak mengeluarkan air darinya dan bersifat kaku atau keras (rigid). Dalam prakteknya, banyak endapan material lumpuran berada antara dua macam ini.

5. Variasi Ukuran Klastik : Graded Bedding

Jika kecepatan berubah selama suatu periode aliran, ukuran klastik yang terendapkan akan mencerminkan perubahan dalam kekuatan aliran. Aliran yang menurun dari 20 cm/s ke 1 cm/s akan diawali pengendapan pasir kasar tapi akan secara progresif mengendapkan pasir sedang dan halus akibat turunnya kecepatan. Lapisan pasir yang terbentuk dari penurunan aliran ini akan menunjukkan reduksi dalam ukuran butir dari kasar di dasarnya hingga halus di bagian atasnya. Pola perubahan ukuran klastik dalam suatu lapisan tunggal ini disebut sebagai gradasi normal (normal grading). Sebaliknya, peningkatan dalam kecepatan aliran seiring waktu mungkin menghasilkan peningkatan ukuran butir ke arah atas pada suatu lapisan, dikenal sebagai gradasi terbalik (reverse grading).

Gradasi dapat terjadi di variasi setting lingkungan yang bermacam-macam: normal grading adalah karakteristik penting dari banyak endapan arus turbidit, tapi mungkin juga hasil dari badai di paparan kontinen, limpah banjir di lingkungan fluvial dan setting delta top.

Catatan bahwa mungkin ada keadaan dimana lapisan individual yang bergradasi normal tapi di dalam lapisan rangkaian coarsening-upward. Pengenalan dan interpretasi pola coarsening-upward dan fining-upward adalah penting dalam menganalisis lingkungan sedimen.

6. Aliran, Sedimen dan Bentuk Lapisan (Bedform)

Bedform adalah fitur morfologi yang terbentuk oleh interaksi antara aliran dan sedimen pada suatu lapisan. Riak air (ripples) di pasir dalam aliran arus dan bukit pasir (sand dunes) di dalam gurun adalah contoh bedform, yang pertama dihasilkan dari aliran di dalam air, dan yang kedua dari aliran udara.

Gesekan terbesar pada tepi-tepi aliran-sebagai contoh, di dasar aliran di dalam channel dimana pusaran perputaran (eddies) aliran turbulen berinteraksi dengan batas yang padat (solid). Sejumlah lapisan di dalam fluida dapat dikenali (Gambar di bawah). Pada batas terdapat lapisan serapan (adsorbed layer) dimana partikel fluida terikat (attached) ke permukaan padat (solid surface); ketebalannya hanya beberapa molekul. Selanjutnya terdapat lapisan batas (boundary layer), zona yang menunjukkan gradien kecepatan aliran dari nol di adsorbed layer sampai kecepatan aliran rata-rata di dalam aliran bebas (free stream), bagian aliran tidak terpengaruh oleh efek batas (boundary effects). Di dalam boundary layer terdapat viscous sub-layer, daerah yang biasanya berupa fraksi dengan ketebalan satu milimeter dimana gaya rekat (viscous forces) penting pada kecepatan rendah.

Hubungan antara ketebalan viscous sub-layer dan ukuran butir di atas aliran menggambarkan sifat arus. Jika semua partikel berada di dalam viscous sub-layer maka permukaan hidroliknya lembut (smooth). Jika ada partikel yang terbangun ke atas (tingginya) melewati lapisan ini maka permukaan alirannya kasar (rough). Di dalam aliran air (aqueous) yang melebihi kecepatan kritis yang diperlukan untuk menggerakkan sedimen, permukaan aliran selalu kasar jika diameter butir melebihi 0,6 mm.

Lapisan-lapisan di dalam suatu aliran dan kekasaran permukaan aliran: suatu lapisan tipis adsorbed layer dimana tidak ada pergerakan fluida, viscous sub-layer dan boundary layer di dalam aliran.

a) Arus Riak (Current Ripples)

Ketika kecepatan aliran kritis untuk menggerakkan butir-butir pasir telah tercapai maka mulailah terjadi saltasi. Jika aliran melewati suatu lapisan pasir diamati terlihat bahwa butir-butir mulai tersusun dalam kelompok (clusters). Kelompok-kelompok ini tingginya hanya beberapa butir, tapi ketika telah terbentuk kelompok ini menciptakan tingkat-tingkat (steps) yang mempengaruhi aliran di dalam boundary layer. Aliran dapat divisualisasikan sebagai garis-aliran (streamline) di dalam fluida, garis imajiner yang menunjukkan arah aliran (Gambar di bawah). Streamline berada sejajar dengan dasar yang rata atau sisi-sisi

pipa silindris, tapi jika terdapat ketidakteraturan (irregularity), seperti penanggaan (steps) di dasar karena akumulasi butir-butir, streamline berkumpul dan tingkat transportasi meningkat. Di bagian teratas dari steps, streamline terpisah dari permukaan dasar dan daerah pemisahan lapisan batas (boundary layer separation) terbentuk di antara titik pemisahan aliran (flow separation point) dan titik pengikatan aliran (flow attachment point) di hilirnya. Di bawah streamline ini terdapat daerah yang disebut gelembung pemisahan (separation bubble) atau zona pemisahan (separation zone). Perluasan aliran di atas steps menghasilkan peningkatan tekanan (efek Bernoulli) dan tingkat transportasi sedimen tereduksi, menghasilkan pengendapan di atas sisi bawah angin (lee side) dari steps.

Current ripples adalah bedform kecil yang terbentuk oleh efek boundary layer separation di atas lapisan pasir. Kelompok kecil butir-butir dengan cepat membentuk puncak (crest) dari ripples dan pemisahan terjadi dekat titik ini (Allen 1968). Butir-butir pasir bergerak rolling dan tersaltasi ke puncak di sisi hulu atau stoos side dari ripples. Longsoran butir-butir ke arah hilir (pengendapan di atas sisi bawah angin) atau lee side dari ripples ketika butir-butir yang terakumulasi menjadi tidak stabil di puncak. Di dalam separation bubble ada pusaran lemah ( suatu roller vortex: Gambar 4.8). Butir-butir yang longsor di atas lee slope cenderung untuk berhenti pada sudut yang dekat dengan sudut lereng kritis maksimum, untuk pasir sekitar 30°. Pada flow attachment point ada peningkatan tekanan (stress) di atas lapisan yang menghasilkan erosi dan pembentukan gerusan (scour) kecil, lembah atau palung (trough) dari ripples.

Aliran di atas suatu bedform: streamline imajiner di dalam aliran menggambarkan pemisahan aliran tepi bedform dan attachment point dimana streamline bertemu permukaan bedform dimana ada peningkatan turbulensi dan erosi. Suatu pusaran pemisahan mungkin terbentuk di lee dari bedform dan menghasilkan aliran counter-current(reverse) minor.

7. Current Ripples dan Laminasi Silang Siur (Cross Lamination)

Migrasi ripples ke arah hilir selama pasir ditambahkan ke puncak dan menjadi semakin besar di atas lee slope. Hal ini menggerakkan puncak dan dari sini titik pemisahan (separation point) ke arah hilir. Efek dari ini untuk menggerakkan attachement point dan lembah ke arah hilir juga. Gerusan di dalam lembah dan di dasar stoss side menyuplai pasir yang menggerakkan lereng landai stoss side selanjutnya dan juga semua deretan lembah dan puncak dari ripples maju ke arah hilir. Pasir yang longsor di atas lee slope selama migrasi ini membentuk rangkaian lapisan-lapisan di sudut lereng. Lapisan ini tipis, lapisan berlereng (inclined layers) dari pasir disebut cross laminae; lapisan ini membentuk struktur sedimen yang disebut sebagai cross lamination (Gambar 4.11).

Pembentukan current ripples memerlukan kecepatan aliran sedang (moderate) di atas lapisan yang lembut secara hidrolik (lihat di atas). Current ripples hanya terbentuk dalam pasir yang dominan berukuran butir kurang dari 0,7 mm (tingkat pasir kasar) karena kekasaran lapisan diciptakan oleh pasir lebih kasar yang menghalangi skala-kecil boundary layer separation yang diperlukan untuk pembentukan ripples. Karena pembentukan ripples dikontrol oleh proses di dalam boundary layer dan tidak ada batasan kedalaman air dan current ripples mungkin terbentuk dalam air yang kedalamannya berkisar beberapa centimeter hingga kilometer. Hal ini sangat berbeda dengan subaqueous bedform yang lain (subaqueous dunes, sand waves, wave ripples) yang tergantung pada kedalaman air.

Migrasi ripple berpuncak lurus dan dune bedform membentuk planar cross lamination dan planar cross bedding. Sinous atau isolated (or lunate) ripple dan dune bedform menghasilkan tough cross lamination dan trough cross bedding. (Menurut Tucker 1991).

8. Bukit-Bukit (Dunes)

Lapisan-lapisan pasir di dalam lingkungan sungai, estuaria, pantai dan laut juga memiliki bedform yang jelas lebih besar daripada ripples. Bedform besar ini disebut dunes. Bukti bahwa bedform yang lebih besar ini bukan sekedar ripples besar berasal dari pengukuran tinggi dan panjang gelombang semua bedform. Data yang jatuh ke dalam kelompok-kelompok yang tidak tumpang tindih, menunjukkan bahwa bedform ini terbentuk dari proses yang berbeda yang bukan bagian dari rangkaian kesatuan. Morfologi subaqueous dunes serupa dengan ripples: memiliki stoss side yang diawali dengan puncak dan longsoran pasir menuruni lee slope menuju lembah. Pemisahan aliran sekali lagi merupakan hal penting, dengan pusaran arus (roller vortex) yang berkembang di atas lee slope dan penggerusan terjadi pada titik pengikatan kembali (reattachment point) di dalam

lembah. Selain itu, kesamaan dengan ripples tidak terlalu tampak, terdapat banyak variasi bentuk dan proses dalam subaqueous dunes.

Dunes memiliki panjang gelombang yang berkisar dari 60 cm hingga ratusan meter dan tingginya dari 5 cm hingga lebih dari 10 m (Leeder 1982). Dunes yang terkecil lebih besar dari ripples yang terbesar. Dunes terbentuk dalam pasir halus hingga sangat kasar dan kerikil tapi tidak ditemukan dalam pasir sangat halus. Ada hubungan antara ketebalan boundary layer dan panjang gelombang dan tinggi dunes; di dalam aliran air di sungai, dll, boundary layer adalah kira-kira kedalaman aliran. Dengan meningkatnya kedalaman aliran dimensi ini biasanya akan menjadi lebih besar tapi sulit untuk menentukan hubungan ukuran-kedalaman dengan jelas (Alen 1970a). Sebagai konsekuensi kebergantungan kedalaman ini, subaqueous dunes umumnya ditemukan di dalam channel sungai, delta, estuaria, dan paparan dengan arus tidal yang kuat.

9. Sand Waves

Survei paparan laut kontinen telah mengungkapkan kehadiran bedform linier besar dalam daerah pasiran lantai laut. Fitur ini memiliki panjang gelombang puluhan hingga ratusan meter dan mungkin melebihi 10 m tingginya. Puncaknya lurus sampai sinus sedang dan lembahnya tidak memiliki lubang gerusan yang terbentuk baik. Kehadiran subaqueous dunes di belakang beberapa sand waves ini menunjukkan bahwa mungkin keduanya berbeda, tapi ada begitu banyak tumpang tindih antara ukuran dan bentuk sand waves dan subaqueous dunes yang tidak mudah memisahkan keduanya. Sand wave ini biasanya memiliki tinggi 1 – 8 m dengan panjang gelombang 50 -300 m dan terdapat pada paparan dan estuaria yang dipengaruhi tidal.

10. Pembentukan Wave Ripples

Pergerakan osilasi permukaan puncak dari tubuh air dihasilkan oleh gelombang yang menghasilkan jalan sirkuler bagi molekul air dalam lapisan puncak (Gambar di bawah). Pergerakan sirkuler ini kumpulan serangkaian sel-sel sirkuler di dalam air di bawah. Dengan meningkatnya kedalaman gesekan internal mereduksi pergerakan dan efek gelombang permukaan berakhir. Kedalaman dimana gelombang permukaan mempengaruhi tubuh air disebut wave base, Di dalam laut dangkal, dasar tubuh air berinteraksi dengan gelombang. Gesekan menyebabkan pergerakan sirkuler pada permukaan menjadi terubah ke dalam bentuk eliptical yang dasarnya merata menjadi osilasi horizontal. Osilasi horizontal ini mungkin menghasilkan wave ripples dalam sedimen.

Bentuk wave ripple: rolling grain ripples dihasilkan ketika pergerakan osilasi hanya mampu menggerakkan butir-butir di permukaan lapisan; dan vortex ripples terbentuk oleh gelombang berenergi lebih tinggi yang berhubungan dengan ukuran butir sedimen.

11. Membedakan Wave dan Current Ripples

Dalam interpretasi paleoenvironment, sungguh kritis untuk untuk mengetahui apakah ripples yang terawetkan pada permukaan lapisan atau cross lamination di dalam lapisan terbentuk oleh aksi gelombang atau aliran arus. Keduanya dapat dibedakan di lapangan berdasarkan bentuk masing-masing. Di lihat dari atas wave ripples memiliki karakteristik yang dideskripsikan di bagian gambar di atas

Sedangkan current ripples umumnya sangat sinus dan pecah menjadi pendek-pendek, puncaknya berbentuk kurva. Ketika dilihat dari samping, wave ripples asimetris dengan cross laminae miring (dipping) ke dua arah di kedua sisi puncak. Bedanya, current

ripples berbentuk asimetris dengan cross laminae hanya miring (dipping) ke satu arah, satu-satunya pengecualian climbing ripples yang memiliki kemiringan (dipping) lamina asimetris yang jelas.