SEDIMENTOLOGI Kuliah semester 3..... aku kenal mata kuliah ini, Dosenpun njelasin materi ini dengan gamblangnya..... tapi karena aku ngga sempet buat nyatet semua yg diterangin dosen ke lembaran kertas binder, apalagi materi yg diterangin dosen itu pake bahasa inggris -____- jadi aku cuma nulis point-point pentingnya aja.... dan, abis lihat catatan kecil yg ngga lengkap itu, jadi aku harus rajin cari sendiri kelengkapan dari point-pont yg diterangin dosen itu di internet maupun buku .... dosenku bilang, ngga mau ngecopy-in slide pptnya di awal perkuliahan trus katanya ppt punya senior beda sama punya beliau, karena dosen ini baru pertama kalinya mengampu mata kuliah ini. Apa itu Sedimentologi?????Sedimentologi adalah ilmu yang mempelajari sedimen atau endapan (Wadell, 1932). Sedangkan sedimen atau endapan pada umumnya diartikan sebagai hasil dari proses pelapukan terhadap suatu tubuh batuan, yang kemudian mengalami erosi, tertansportasi oleh air, angin, dll, dan pada akhirnya terendapkan atau tersedimentasikan.

Sulit rasanya menelusuri sejarah perkembangan ilmu sedimentologi, terutama pada awal perkembangannya. Dengan dikemukannya doktrin uniformitarisme pada akhir abad ke 19 berdampak besar sekali pada perkembangan ilmu sedimentologi ini. Hal ini terlihat jelas pada tulisan beberapa penulis, seperti Sorby (1853) dan Lyell (1865) yang mengemukakan interpretasi modern tentang struktur dan tekstur dari batuan sedimen.

Sampai pertengahaan abad ke 20, sedimentologi lebih dikenal hanya sebatas pada studi di bawah mikroskop, terutama untuk fosil. Dalam perioda itu mineral berat dan penghitungan secara petrografis (point counting) berkembang dengan pesat. Secara serentak, para ahli stratigrafi menemukan fosil-fosil kunci penunjuk umur batuan.

Para ahli geologi struktur mempunyai andil besar mendorong pengembangan ilmu sedimentologi. Mereka menemui kesulitan dalam menentukan bagian atas dan bagian bawah suatu lapisan yang sudah terlipat kuat sampai terjadi pembalikan lapisan. Beberapa struktur sedimen seperti retakan (desiccation crack), silang siur dan perlapisan bersusun, sangat edial untuk memecahkan persoalan ini (Shrock, 1948). Pada 1950an sampai awal 1960an berkembang konsep tentang arus turbit. Sementara itu ahli petrografi masih sibuk menghitung zirkon dan ahli stratigrafi sibuk pula mengumpulkan fosil sebanyak-banyaknya, ahli struktur geologi sudah mulai bertanya berapa tebal runtunan endapan turbit ini di geosinklin. Pertanyaan ini menyibukan geologiawan untuk mengetahui hasil endapan turbit pada setiap jenis.

Pendorong lain terhadap perkembangan sedimentologi datang dari perusahaan minyak, dimana mereka mulai mencari jebakan stratigrafi. Pelopornya adalah American Petroleum Institute dengan Project 51-nya, yang mempelajari secara multi disiplin dari sedimen moderen di Teluk Meksiko. Kemudian kegiatan seperti ini diikuti oleh perusahaan lain, universitas dan institusi oseanografi. Sehingga pada akhir 1960an sedimentologi sudah kokoh menjadi suatu cabang ilmu pengetahuan sendiri.

Pada 1970an penelitian sedimentologi mulai beralih dari makroskopis dan fisik ke arah

mikroskopis dan kimia. Dengan perkembangan teknik analisa dan penggunaan katadoluminisen dan mikroskop elektron memungkinkan para ahli sedimentologi mengetahui lebih baik tentang geokimia. Perkembangan yang pesat ini memacu kita untuk mengetahui hubungan antara diagenesa, pori-pori dan pengaruhnya terhadap evolusi porositas dengan kelulusan batupasir dan batugamping.

Saat ini berkembang perbedaan antara makrosedimentologi dan mikrosedimentologi. Makrosedimentologi berkisar studi fasies sedimen sampai ke struktur sedimen. Di lain fihak, mikrosedimentologi meliputi studi batuan sedimen di bawah mikroskop atau lebih dikenal dengan petrografi.

 PELAPUKAN???

              Pelapukan adalah proses alterasi dan fragsinasi batuan dan material tanah pada dan/atau dekat permukaan bumi yang disebabkan karena proses fisik, kimia dan/atau biologi. Hasil dari pelapukan ini merupakan asal (source) dari batuan sedimen dan tanah (soil). Kiranya penting untuk diketahui bahwa proses pelapukan akan menghacurkan batuan atau bahkan melarutkan sebagian dari mineral untuk kemudian menjadi tanah atau diangkut dan diendapkan sebagai batuan sedimen klastik. Sebagian dari mineral mungkin larut secara menyeluruh dan membentuk mineral baru. Inilah sebabnya dalam studi tanah atau batuan klastika mempunyai komposisi yang dapat sangat berbeda dengan batuan asalnya. Komposisi tanah tidak hanya tergantung pada batuan induk (asal) nya, tetapi juga dipengaruhi oleh alam, intensitas, dan lama (duration) pelapukan dan proses jenis pembentukan tanah itu sendiri (Boggs, 1995).

Di alam pada umumnya ke tiga jenis pelapukan (fisik, kimiawi dan biologis) itu bekerja bersama-sama, namun salah satu di antaranya mungkin lebih dominan dibandingkan dengan lainnya. Walaupun di alam proses kimia memegang peran yang terpenting dalam pelapukan, tidak berarti pelapukan jenis lain tidakpenting. Berdasarkan pada proses yang dominan inilah maka pelapukan batuan dapat dibagi menjadi pelapukan fisik, kimia dan biologis.

A. PELAPUKAN FISIK

       Pelapukan fisik adalah proses dimana batuan pecah menjadi kepingan yang lebih kecil, tetapi tanpa mengalami perubahan komposisi kimia dan mineral yang berarti. Pelapukan fisik ini dapat menghasilkan fragment/kristal kecil sampai blok kekar (joint block) yang berukuran besar.

Jenis pelapukan fisik

1. Stress release: batuan yang muncul ke permukaan bumi melepaskan stress menghasilkan kekar atau retakan yang sejajar permukaan topografi. Retakan-retakan itu membagi batuan menjadi lapisan-lapisan atau lembaran (sheet) yang sejajar dengan permukaan topografi. Proses ini sering disebut sheeting. Ketebalan dari lapisan hasil proses sheeting ini semakin tebal menjauhi dari permukaan. Proses pelapukan jenis ini sering terjadi pada batuan beku terobosan yang dekat permukaan bumi.

2. Frost action and hydro-fracturing: pembekuan air dalam batuan. Air atau larutan lainnya yang

tersimpan di dalam pori dan/atau retakan batuan akan meningkat volumenya sekitar 9% apabila membeku, sehingga ini akan menimbulkan tekanan yang cukup kuat memecahkan batuan yang ditempatinya. Proses ini tergantung :• keberadaan pori dan retakan dalam batuan• keberadaan air/cairan dalam pori• temperatur yang turun naik dalam jangka waktu tertentu.

3. Salt weathering: pertumbuhan kristal pada batuan. Pertumbuhan kristal pada pori batuan sehingga menimbulkan tekanan tinggi yang dapat merusak/memecahkan batuan itu sendiri.

4. Insolation weathering: akibat pemanasan dan pendinginan permukaan karena pengaruh matahari. Tentu saja pelapukan jenis ini akan besar pengaruhnya di daerah yang mengalami perbedaan suhu cukup besar, misalnya siang (panas) dan malam (dingin).

5. Alternate wetting and drying: pengaruh penyerapan dan pengeringan dengan cepat.

B. PELAPUKAN KIMIA

            Pelapukan kimia membuat komposisi kimia dan mineralogi suatu batuan dapat berubah. Mineral dalam batuan yang dirusak oleh air kemudian bereaksi dengan udara (O2 atau CO2), menyebabkan sebagaian dari mineral itu menjadi larutan. Selain itu, bagian unsur mineral yang lain dapat bergabung dengan unsur setempat membentuk kristal mineral baru.

Pada pelapukan kimia air dan gas terlarut memegang peran yang sangat penting. Sedangkan pelapukan kimia sendiri mempunyai peran terpenting dalam semua jenis pelapukan. Hal ini disebabkan karena air ada pada hampir semua batuan walaupun di daerah kering sekalipun. Akan tetapi pada suhu udara kurang dari 30o C, pelapukan kimia berjalan lebih lambat. Proses pelapukan kimia umumnya dimulai dari dan sepanjang retakan atau tempat lain yang lemah.

Kecepatan pelapukan kimia tergantung dari iklim, komposisi mineral dan ukuran butir dari batuan yang mengalami pelapukan. Pelapukan akan berjalan cepat pada daerah yang lembab (humid) atau panas dari pada di daerah kering atau sangat dingin. Curah hujan rata-rata dapat mencerminkan kecepatan pelapukan, tetapi temperatur sulit dapat diukur. Namun secara umum, kecepatan pelapukan kimia akan meningkat dua kali dengan meningkat temperatur setiap 10oC. Mineral basa pada umumnya akan lebih cepat lapuk dari pada mineral asam. Itulah sebabnya basal akan lebih cepat lapuk dari pada granit dalam ukuran yang sama besar. Sedangkan pada batuan sedimen, kecepatan pelapukan tergantung dari komposisi mineral dan bahan semennya.

Jenis pelapukan kimia1. Hidrolisis adalah reaksi antara mineral silikat dan asam (larutan mengandung ion H+) dimana memungkinkan pelarut mineral silikat dan membebaskan kation logam dan silika. Mineral lempung seperti kaolin, ilit dan smektit besar kemungkinan hasil dari proses pelapukan kimia jenis ini (Boggs, 1995). Pelapukan jenis ini memegang peran terpenting dalam pelapukan kimia.

2. Hidrasi adalah proses penambahan air pada suatu mineral sehingga membentuk mineral baru. Lawan dari hidrasi adalah dehidrasi, dimana mineral kehilangan air sehingga berbentuk

anhydrous. Proses terakhir ini sangat jarang terjadi pada pelapukan, karena pada proses pelapukan selalu ada air. Contoh yang umum dari proses ini adalah penambahan air pada mineral hematit sehingga membentuk gutit.

3. Oksidasi berlangsung pada besi atau mangan yang pada umumnya terbentuk pada mineral silikat seperti biotit dan piroksen. Elemen lain yang mudah teroksidasi pada proses pelapukan adalah sulfur, contohnya pada pirit (Fe2S).

4. Reduksi terjadi dimana kebutuhan oksigen (umumnya oleh jasad hidup) lebih banyak dari pada oksigen yang tersedia. Kondisi seperti ini membuat besi menambah elektron dari Fe3+ menjadi Fe2+ yang lebih mudah larut sehingga lebih mobil, sedangkan Fe3+ mungkin hilang pada sistem pelapukan dalam pelarutan.

5. Pelarutan mineral yang mudah larut seperti kalsit, dolomit dan gipsum oleh air hujan selama pelapukan akan cenderung terbentuk komposisi yang baru.

6. Pergantian ion adalah proses dalam pelapukan dimana ion dalam larutan seperti pergantian Na oleh Ca. Umumnya terjadi pada mineral lempung.

C. TANAH DAN PELAPUKAN BIOLOGI

Tanah (soil) adalah suatu hasil pelapukan biologi (Selley, 1988), dimana komposisinya terdiri atas komponen batuan dan humus yang umumnya berasal dari tetumbuhan. Bagi geologiawan studi tanah ini (umumnya disebut pedologi) lebih dipusatkan pada tanah purba (paleosoil),dimana akan membantu untuk mengetahui perkembangan sejarah geologi pada daerah yang bersangkutan. Akan tetapi perlu kiranya diketahui bahwa ciri dan ketebalan tanah hasil pelapukan sangat erat hubungannya dengan batuan induk (bedrock), iklim (curah hujan dan temperatur), kemiringan lereng dari batuan induk itu sendiri.

Pedologist (ahli tanah) membagi tanah menjadi tiga zona (Gambar II.1):1. Zona A atau “lapisan eluvial”, merupakan bagian paling atas pada umumnya berwarna gelap karena humus. Zona A ini merupakan zona dimana kimia (terutama oksidasi) dan biologi berlangsung kuat. Pada zona ini material halus (lempung) dicuci dan terbawa ke bawah lewat di antara butiran.2. Zona B atau “lapisan iluvial”, material halus (lempung) yang tercuci dari zona A akan terperangkap pada lapisan ini. Zona B ini dikuasai oleh mineral dan sedikit sedikit jasad hidup.3. Zona C adalah zona terbawah dimana pelapukan fisik berlangsung lebih kuat dibandingkan pelapukan jenis yang lain. Ke bawah zona C ini berubah secara berangsur menjadi batuan induk yang belum lapuk.Ketebalan setiap zona sangat bervareasi pada setiap tempat. Demikian juga keberadaan setiap zona tidak selalu dijumpai. Ketebalan zona sangat tergantung dari kecepatan pelapukan, iklim, komosisi dan topografi batuan induk.Fosil tanah atau tanah purba atau paleosoil adalah suatu istilah untuk tanah yang berada di bawah bidang ketidakselarasan. Tanah purba ini merupakan bukti bahwa lapisan itu pernah tersingkap pada permukaan. Akan tetapi perlu diingat bahwa tanah purba di bawah ketidakselarasan ini tentu bagian atasnya pernah tererosi sebelum terendapkan lapisan penutupnya. Lapisan tanah

purba dalam runtunan batuan sedimen pada umumnya ditemukan pada endapan sungai dan delta. Tanah purba ini juga umum ditemukan di bawah lapisan batubara dimana kaya akan akar dan sering berwarna putih karena proses pencucian yang intensif (Selley, 1988).Peranan tanah purba ini semakin besar dimasa kini; sehingga timbul pertanyaan bagaimana mengenali tanah purba ini dengan mudah. Fenwick (1985) memberikan kreteria sebagai berikut:1. hadirnya suatu lapisan yang kaya akan sisa jasad hidup,2. lapisan merah yang semakin jelas ke arah atas,3. penurunan tanda mineral lapuk ke arah atas,4. terganggunya struktur organik oleh aktifitas jasad hidup (seperti cacing) atau proses fisik (contohnya pengkristalan es).

 

D. HASIL PELAPUKAN

              Seperti telah diuraikan sebelumnya bahwa pelapukan menyebabkan suatu batuan mengalami proses pengahancuran menjadi serpihan dan larutan kimia. Serpihan batuan yang masih mempunyai sifat aslinya sebagian besar berupa butir-butir kuarsa dan lempung dimana dikemudian mereka akan diendapkan membentuk batuan sedimen klastika. Sedangkan yang berupa larutan kimia akan membentuk batuan sedimen kimia seperti batugamping, dolomit dan batuan evavorasi lainnya. Selain itu larutan kimia ini juga dapat bereaksi dengan “bahan setempat” membentuk kristal baru dengan komposisi yang lain.

Beberapa endapan bijih dihasilkan dari proses pelapukan ini diataranya adalah nikel, besi dan krom. Laterit adalah tanah merah hasil dari pelapukan yang intensif dari batuan yang kaya akan besi dan nikel. Di Sulawesi Selatan (Soroako) dan Sulawesi Tenggara (Pomalaa) dikenal penghasil nikel dari laterit hasil pelapukan ultrabasa dari kompleks ofiolit.

Hasil pelapukan batuan dibawa oleh suatu media ke tempat lain dimana kemudian diendapkan. Pada umumnya pembawa hasil pelapukan ini dilakukan oleh suatu media yang berupa cairan, angin dan es. Akan tetapi beberapa transportasi hasil pelapukan dapat juga berlangsung tanpa bantuan suatu media, tapi hanya dengan tenaga gravitasi saja.

TRANSPORTASI SEDIMEN

Sifat-sifat transportasi sedimen berpengaruh terhadap sedimen itu sendiri yaitu mempengaruhi pembentukan struktur sedimen yang terbentuk. Hal ini penting untuk diketahui karena sebenarnya struktur sedimen merupakan suatu catatan (record) tentang proses yang terjadi

sewaktu sedimen tersebut diendapkan. Umumnya proses itu merupakan hasil langsung dari gerakan media pengangkut. Namun demikian sifat fisik (ragam ukuran, bentuk dan berat jenis) butiran sedimen itu sendiri mempunyai pengaruh pada proses mulai dari erosi, transportasi sampai ke pengendapan.

Dua sifat yang mempengaruhi media untuk mengangkut partikel sedimen adalah berat jenis (density) dan kekentalan (viscosity) media. Berat jenis media akan mempengaruhi gerakan media, terutama cairan. Sebagai contoh air sungai yang bergerak turun karena berat jenis yang langsung berhubungan dengan gravitasi. Sedangkan kekentalan akan berpengaruh pada kemampuan media untuk mengalir.

A. CAIRAN

Ada 2 persamaan penting yang mempengaruhi aliran suatu cairan, yakni: bilangan Reynold dan bilangan Froud. Rumus bilangan Reynolds umumnya diberikan sebagai berikut:

dengan:

vs - kecepatan fluida, L - panjang karakteristik, μ - viskositas absolut fluida dinamis, ν - viskositas kinematik fluida: ν = μ / ρ, ρ - kerapatan (densitas) fluida.

Apabila angka Reynold ini kecil akan terjadi aliran yang laminer, dimana garis aliran sejajar dengan batas permukaan. Sebaliknya bila angka Reynold besar aliran akan berubah menjadi turbulen. Angka Reynold, pada aliran dalam tabung batas antara aliran laminer dan turbulen ini adalah 2000. Sedangkan angka itu untuk suatu partikel dalam cairan adalah satu. Angka Froud: pada hakekatnya perbandingan antara kekuatan untuk menghentikan gerakan partikel dan gaya gravitasi

dimana:

V=kecepatan partikel g=percepatan gravitasi L=kedalaman channel

Hubungan arus searah dengan silang siur

Ada hubungan yang sangat signifikan antara mekanisme aliran cairan dan struktur sedimen yang dibentuknya, terutama silang siur (ripple). Dalam beberapa percobaan di dalam tabung aliran searah (unidirectional flow) silang siur sudah mulai terbentuk pada sedimen pasir setelah kecepatan kritis dilewatinya. Pasir yang berukuran butir 0,25 – 0,7 mm dalam Gambar III.1 mulai terbentuknya silang siur kemudian apabila kecepatan terus bertambah akan berubah menjadi dune. Kalau kecepatan aliran terus bertambah dune akan tererosi kembali dan berubah menjadi mendatar dan selanjutnya berubah menjadi antidune. Dalam Gambar III.1 jelas bahwa pengaruh hidrodinamika dapat membentuk dua jenis silang siur dan dune yang berbeda. Pada kondisi hidrodinamika dimana mulai terbentuk silang siur, kemudian dune sampai dengan sebagian dari dune dirusak tererosi kembali (lihat Gambar III.1) disebut rejim alir bawah (lower flow regim). Sedangkan mulai dari sini bila kecepatan aliran terus bertambah disebut rejim alir atas (upper flow regim).

Flow regim Lower flow regim (F<1): Menghasilkan struktur sedimen

cross-lamination cross-bed

Upper flow regim (F>1): Akan menghasilkan silang siur, planar-antidune

B.MEKANISME TRANSPORTASI SEDIMEN

Ada dua kelompok cara mengangkut sedimen dari batuan induknya ke tempat pengendapannya, yakni supensi (suspendedload) dan bedload tranport. Di bawah ini diterangkan secara garis besar ke duanya. Suspensi Dalam teori segala ukuran butir sedimen dapat dibawa dalam suspensi, jika arus cukup kuat. Akan tetapi di alam, kenyataannya hanya material halus saja yang dapat diangkut suspensi. Sifat sedimen hasil pengendapan suspensi ini adalah mengandung prosentase masa dasar yang tinggi sehingga butiran tampak mengambang dalam masa dasar dan umumnya disertai memilahan butir yang buruk. Cirilain dari jenis ini adalah butir sedimen yang diangkut tidak pernah menyentuh dasar aliran. Bedload transport Berdasarkan tipe gerakan media pembawanya, sedimen dapat dibagi menjadi:

endapan arus traksi endapan arus pekat (density current) dan endapan suspensi.

Arus traksi adalah arus suatu media yang membawa sedimen didasarnya. Pada umumnya gravitasi lebih berpengaruh dari pada yang lainya seperti angin atau pasang-surut air laut. Sedimen yang dihasilkan oleh arus traksi ini umumnya berupa pasir yang berstruktur silang siur, dengan sifat-sifat:

pemilahan baik tidak mengandung masa dasar ada perubahan besar butir mengecil ke atas (fining upward) atau ke bawah (coarsening

upward) tetapi bukan perlapisan bersusun (graded bedding).

Di lain fihak, sistem arus pekat dihasilkan dari kombinasi antara arus traksi dan suspensi. Sistem arus ini biasanya menghasilkan suatu endapan campuran antara pasir, lanau, dan lempung dengan jarang-jarang berstruktur silang-siur dan perlapisan bersusun. Arus pekat (density) disebabkan karena perbedaan kepekatan (density) media. Ini bisa disebabkan karena perlapisan panas, turbiditi dan perbedaan kadar garam. Karena gravitasi, media yang lebih pekat akan bergerak mengalir di bawah media yang lebih encer. Dalam geologi, aliran arus pekat di dalam cairan dikenal dengan nama turbiditi. Sedangkan arus yang sama di dalam udara dikenal dengan nuees ardentes atau wedus gembel, suatu endapan gas yang keluar dari gunungapi. Endapan dari suspensi pada umumnya berbutir halus seperti lanau dan lempung yang dihembuskan angin atau endapan lempung pelagik pada laut dalam. Selley (1988) membuat hubungan antara proses sedimentasi dan jenis endapan yang dihasilkan, sebagai berikut (Tabel IV.1).

Kenyataan di alam, transport dan pengendapan sedimen tidak hanya dikuasai oleh mekanisme tertentu saja, misalnya arus traksi saja atau arus pekat saja, tetapi lebih sering merupakan

gabungan berbagai mekanisme. Malahan dalam berbagai hal, merupakan gabungan antara mekanik dan kimiawi. Beberapa sistem seperti itu dalah:

sistem arus traksi dan suspensi sistem arus turbit dan pekat sistem suspensi dan kimiawi.

C.MEKANISME GERAKAN SEDIMEN

Pada dasarnya butir-butir sedimen bergerak di dalam media pembawa, baik berupa cairan maupun udara, dalam 3 cara yang berbeda: menggelundung (rolling), menggeser (bouncing) dan larutan (suspension) seperti Gambar III.2.

D. GRAVITY

Sedimen yang bergerak karena hanya pengaruh gaya gravitasi ini, ada 3 macam sedimen :

Debris flows (umumnya mud flows) Grain flows Fluidized flows

Mud flows (interparticle interaction) Ada 2 : di bawah air dan di darat Ciri sedimen hasil mud flows:

dikuasai matrik (matrix-dominated sediment) sortasi jelek pejal (tak berlapis)

Grain flows (grain interaction) Ciri sedimen hasil grain flows:

dikuasai kepingan (fragment dominated-sediment)

terpilah baik dan bebas lempung

Fluidized flows Ciri sedimennya:

tebal, non-graded clean sand batas atas dan bawahnya kabur umumnya terdapat struktur piring (dish structures). 

 Aliran Laminar dan Turbulen

Fluida dapat bergerak dalam dua cara berbeda. Dalam Aliran Laminar, semua molekul di dalam fluida bergerak secara paralel terhadap yang lainnya dalam arah yang sama. Dalam Aliran Turbulen, molekul dalam fluida bergerak ke segala arah tetapi tetap memiliki arah aliran yang relatif sama. Untuk mengindikasikan aliran laminar dan turbulen, digunakanlah bilangan Reynold (Reynold’s Number). bilangan ini diperoleh dengan menghubungkan 1) kelajuan fluida (u), 2) rasio antara kerapatan dan viskositas fluida (v), dan panjang khas (l, diameter pipa atau kedalaman fluida dalam channel terbuka).Re = ul/vKetika bilangan Reynold menunjukan angka yang rendah (kurang dari 500), maka aliran fluida dalam pipa dan channel akan laminar. Jika bilangan Reynold menunjukkan angka tinggi (lebih dari 2000) maka aliran yang terjadi akan berupa aliran turbulen. Dengan meningkatnya kelajuan, aliran fluida akan semakin trubulen dan akan terjadi transisi dari aliran laminar menuju ke aliran turbulen. Fluida dengan viskositas rendah, seperti angin, akan turbulen pada kelajuan aliran yang rendah. Aliran air hanya laminar jika dalam kelajuan yang sangat rendah atau kedalaman yang sangat rendah. Aliran laminar muncul pada es yang bergerak (gletser), aliran lava, aliran debris karena ketiganya memiliki viskositas yang cukup besar dibanding air.

Perpindahan Partikel dalam FluidaPartikel dalam berbagai bentuk dapat tertransportasikan dalam tiga cara. RollingPertama, partikel bergerak dengan cara menggelinding sepanjang dasar dari fluida. Partikel ini terus-menerus mengalami kontak dengan permukaan dasar. Mekanisme seperti ini disebut sebagai mekanisme menggelinding (rolling). SaltationKedua, partikel bergerak dengan cara melompat-lompat, secara periodik partikel meninggalkan dasar dan kemudian kembali jatuh ke dasar. Mekanisme ini disebu saltation.Yang menyebabkan partikel terangkat ke atas adalah efek Bernaulli.SuspensionKemudian yang ketiga, partikel bergerak dengan cara terus mengambang dalam fluida. Hal ini disebabkan oleh aliran turbulen yang mendorong partikel ke arah atas. Mekanisme ini disebut sebagai mekanisme suspension.

Mekanisme Rolling dan Saltation termasuk ke dalam mekanisme bedload. Sedangkan mekanisme Suspension sering disebut mekanisme Suspended Load.

Beberapa faktor dapat mempengaruhi pergerakan dari partikel dalam aliran trubulen.

1. Dengan bertambahnya kelajuan, energei kinetik yang lebih besar akan menyebabkan partikel-partikel meninggalkan dasar dan bergerak secara saltation.

2. Peningkatan turbulensi juga menyebabkan energi ke atas yang menyebabkan partikel dalam keadaan suspension.

3. Partikel dengan massa yang lebih besar membutuhkan energi lebih besar pula untuk mengangkatnya ke kondisi saltation dan suspension.

4. Partikel dengan permukaan lebih besar dibandingkan dengan massanya akan membutuhkan waktu lebih lama untuk tenggelam. Partikel ini akan lebih mudah tersuspensi.

Ukuran Butir dan Kelajuan Aliran

Energi yang dibutuhkan untuk membawa partikel akan meningkat dengan meningkatnya massa partikel tersebut. Ini juga berlaku untuk energi yang mengangkat mereka ke atas. Pada kelajuan aliran sedang, butiran pasir akan tersaltasi, granule bergulir, dan pebbels tak bergerak. Dengan bertambahnya kelajuan, gaya yang bekerja pada partikel juga bertambah. Sehingga butiran pasir akan tersuspensi, granule akan tersaltasi, dan pebble akan bergulir. Hubungan sederhana seperti ini berlaku pada butiran kasar. Untuk butiran halus, mekanismenya akan lebih kompleks. 

Oiya untuk minggu ini ada PR yaitu disuruh mempelajari  HJULSTROM DIAGRAM

 Diagram Hjulstrom, menunjukkan hubungan antara kecepatan aliran dan transportasi butir-butirlepas. Ketika butir telah terendapkan, diperlukan energi yang lebih tinggi untuk mulai menggerakkannya daripada menjaganya tetap bergerak ketika telah bergerak. Sifat kohesif partikel lempung mengartikan bahwa sedimen berbutir halus memerlukan kecepatan yang lebih tinggi untuk mengerosi kembali sedimen ini ketika sedimen ini terendapkan, khususnya ketika terkompaksi. (dari Earth, edisi kedua oleh Frank Press dan Raymond Siever. 1974, 1978, dan 1986 oleh W.H. Freeman and Company).   

Partikel halus dalam aliran, sebagaimana yang ditunjukkan oleh diagram Hjulström, memiliki konsekuensi penting untuk pengendapan dalam lingkungan pengendapan alami. Lempung dapat tererosi dalam semua kondisi kecuali air yang menggenang, tapi lumpur dapat terakumulasi dalam semua kondisi dimana aliran berhenti mengalir dengan waktu yang cukup untuk partikel lempung terendapkan: aliran yang kembali mengalir tidak akan menaikkan kembali endapan lempung kecuali kecepatannya relatif tinggi. Diagram Hjulström adalah diagram yang 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, butirpasir sedang pada 2-3 cm/s, dan partikel lempung ketika kecepatan aliran adalah secara efektif nol. Oleh karena itu ukuran butir partikel di dalam aliran dapat digunakan sebagai petunjuk kecepatan pada waktu pengendapan sedimen jika terendapkan sebagai partikel-partikel terisolasi. Garis kurva bagian atas menunjukkan kecepatan aliran yang diperlukan untuk mengerakkan partikel dari kondisi diam. Pada setengah bagian kanan grafik, garis ini sejajar dengan garis yang pertama tapi untuk ukuran butir tertentu diperlukan kecepatan yang lebih besar untuk memulai pergerakan daripada untuk menjaga partikel tetap bergerak. Pada sisi kiri diagram terdapat garis divergen yang tajam: secara intuisi, partikel lanau yang lebih kecil dan lempung memerlukan kecepatan yang lebih besar untuk menggerakkannya daripada pasir. Hal ini dapat dijelaskan melalui sifat mineral lempung yang akan mendominasi fraksi halus dalam sedimen. Mineral lempung bersifat kohesif (2.5.5) dan sekali terendapkan akan cenderung merekat bersama, membuatnya lebih sulit untuk naik ke dalam aliran daripada butir-butir pasir. Catat bahwa ada dua macam untuk material kohesif. Lumpur ‘tak terkonsolidasi’ (unconsolidated mud) telah terendapkan tapi tetap merekat, material plastis. Lumpur ‘terkonsolidasi’ (consolidated mud) telah lebih banyak mengeluarkan air darinya dan bersifat kaku atau keras (rigid). Dalam prakteknya, banyak endapan material lumpuran berada antara dua macam ini. Diagram Hjulström, menunjukkan hubungan antara kecepatan aliran dan transportasi butir-butir lepas. Ketika butir telah terendapkan, diperlukan energi yang lebih tinggi untuk mulai menggerakkannya daripada menjaganya tetap bergerak ketika telah bergerak. Sifat kohesif partikel lempung mengartikan bahwa sedimen berbutir halus memerlukan kecepatan yang lebih tinggi untuk mengerosi kembali sedimen ini ketika sedimen

ini terendapkan, khususnya ketika terkompaksi. (dari Earth, edisi kedua oleh Frank Press dan Raymond Siever. 1974, 1978, dan 1986 oleh W.H. Freeman and Company).   

Partikel halus dalam aliran, sebagaimana yang ditunjukkan oleh diagram Hjulström, memiliki konsekuensi penting untuk pengendapan dalam lingkungan pengendapan alami. Lempung dapat tererosi dalam semua kondisi kecuali air yang menggenang, tapi lumpur dapat terakumulasi dalam semua kondisi dimana aliran berhenti mengalir dengan waktu yang cukup untuk partikel lempung terendapkan: aliran yang kembali mengalir tidak akan menaikkan kembali endapan lempung kecuali kecepatannya relatif tinggi. Diagram Hjulström adalah diagram yang 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, butirpasir sedang pada 2-3 cm/s, dan partikel lempung ketika kecepatan aliran adalah secara efektif nol. Oleh karena itu ukuran butir partikel di dalam aliran dapat digunakan sebagai petunjuk kecepatan pada waktu pengendapan sedimen jika terendapkan sebagai partikel-partikel terisolasi. Garis kurva bagian atas menunjukkan kecepatan aliran yang diperlukan untuk mengerakkan partikel dari kondisi diam. Pada setengah bagian kanan grafik, garis ini sejajar dengan garis yang pertama tapi untuk ukuran butir tertentu diperlukan kecepatan yang lebih besar untuk memulai pergerakan daripada untuk menjaga partikel tetap bergerak. Pada sisi kiri diagram terdapat garis divergen yang tajam: secara intuisi, partikel lanau yang lebih kecil dan lempung memerlukan kecepatan yang lebih besar untuk menggerakkannya daripada pasir. Hal ini dapat dijelaskan melalui sifat mineral lempung yang akan mendominasi fraksi halus dalam sedimen. Mineral lempung bersifat kohesif (2.5.5) dan sekali terendapkan akan cenderung merekat bersama, membuatnya lebih sulit untuk naik ke dalam aliran daripada butir-butir pasir. Catat bahwa ada dua macam untuk material kohesif. Lumpur ‘tak terkonsolidasi’ (unconsolidated mud) telah terendapkan tapi tetap merekat, material plastis. Lumpur ‘terkonsolidasi’ (consolidated mud) telah lebih banyak mengeluarkan air darinya dan bersifat kaku atau keras (rigid). Dalam prakteknya, banyak endapan material lumpuran berada antara dua macam ini. 

STRUKTUR SEDIMEN

           Struktur sedimen merupakan pengertian yang sangat luas, meliputi penampakan dari perlapisan normal termasuk kenampakan kofigurasi perlapisan dan/atau juga modifikasi dari perlapisan yang disebabkan proses baik selama pengendapan berlangsung maupun setelah pengendapan berhenti. Oleh sebab itu perlu kiranya dijelaskan dulu apakah sebenarnya yang dimaksud dengan perlapisan (bedding) itu, sehingga selanjutnya akan memperjelas batasan struktur sedimen.

Sebenarnya belum ada difinisi perlapisan yang memuaskan semua fihak, walaupun sebenarnya istilah perlapisan sudah luas sekali digunakan dalam pemerian runtunan sedimen. Difinisi yang paling luas digunakan adalah yang diusulkan Otto (1938), suatu perlapisan tunggal adalah satuan sedimentasi yang diendapkan pada kondisi fisik yang tetap konstan. Sejalan dengan itu mengartikan perlapisan sendiri sebagai bidang-bidang permukaan pengendapan yang disebabkan oleh suatu perubahan rezim sedimentasi dari waktu ke waktu. Perubahan ini meliputi:

A. Perubahan fisik:

1. perubahan butir, termasuk bentuk, ukuran, orientasi, kemasan dan komposisinya.2. perubahan ragam batuan, misalnya dari batugamping kemudian napal.3. Perubahan warna walaupun masih mempunyai komposisi yang sama.

B. Perubahan kimia.  Pada cairan yang membawa larutan sedimen perubahan temperatur, tekanan, dan konsentrasi ion akan menyebabkan perlapisan juga.

C. Proses biologi. Perbedaan populasi organisme dari waktu ke waktu akan menyebabkan perlapisan. Walaupun organisme yang mati tidak tersisa sebagai fosil (cacing misalnya) tetapi jejaknya kemungkinan akan ditemukan.

Perlapisan yang tebalnya >1 cm disebut lapisan (layer, bed atau strata), sedangkan yang <1 disebut laminasi (lamination)

Granulometri

          Granulometri atau sering diterjemahkan dengan analisa besar butir adalah salah satu

dari sekian banyak metoda yang sering dipakai untuk menganalisa batuan sedimen klastik.

Dalam granulometri ini lebih mengutamakan bagaimana sebaran butiran batuan sedimen

klastik tersebut. Metoda – metoda perhitungan secara statistik sering pula banyak dipakai, hal ini

sebernarnya hanya untuk mengetahui apakah dengan metoda statistik tersebut kita dapat melihat

adanya bentuk kurva yang sangat khas atau proses tertentu.

Friedman ( 1979 ), mengatakan analisa besar butir dapat dipakai untuk mengetahui proses –

proses selama sedimentasi dan dapat dipakai untuk menginterpretasikan lingkungan

pengendapan dan bahkan analisa besar butir sama pentingnya dengan metode – metode yang

lain.

2.2 Ukuran Butir Partikel

Ukuran butir partikel sedimen penting dalam beberapa hal. Ukuran butir mencerminkan :

Resistensi partikel terhadap pelapukan, erosi dan abrasi. Partikel-partikel yang lunak seperti

batugamping dan fragmen-fragmen batuan makin lama makin mengecil, bahkan partikel kuarsa

yang besar dan resistensi akan terabrasi dan berubah ukurannya.

Proses transportasi dan deposisi seperti kemampuan air angina untuk menggerakakn dan

mengendapkan partikel.

Partikel-partikel yang lunak seperti batugamping dan fragmen-fragmen batuan, makin lama

makin mengecil bahkan partikel kuarsa yang besar dan resisten akan terabrasi dan berubah

ukurannya. Ukuran butir partikel sedimen juga mencerminkan proses transportasi dan deposisi

partikel sedimen, seperti : kemampuan air/angin dalam menggerakkan dan mengendapkan

partikel.

Material-material yang diangkut oleh media pengangkut (air, angina) akan terdistribusi

menjadi berbagai macam ukuran butir seperti gravel (boulder, coble, dan pebble), pasir dan mud.

Distribusi ukuran butir ini menunjukkan :

Terdapatnya bermacam-macam ukuran butir dari batuan induknya.

Proses yang terjadi selama sedimentasi terutama kompetensi (kemampuan arus untuk membawa

suatu beban sesuia ukurannya. Jika ada beban yang lebih berat maka beban tersebut akan

diendapkan).

Dengan banyaknya variasi ukuran butir tersebut maka perlu diadakna klasifikasi ukuran

butir. Dikenal beberapa klasifikasi ukuran butir yang dibuat oleh bebrapa ahli. Tetapi skala

penentuan ukuran butir yang diajukan oleh J.A Udden dan C.K Wentworth yang sering

digunaka, selanjutnya disebut skala Udden-Wentworth sebagai skala geometri (1,2,4,8, .…..).

pada perkembangan selanjutnya ditambah skala aritmetik (1,2,3,4,…) sebagai unit phi (2) oleh

W.C Krumbein, dimana phi merupakan transformasi logaritma dari skala Udden-Wentworth,

yaitu : 2 = -log2 d, dengan d adalah ukuran butir dalam millimeter.

Dalam acara ini akan dilakukan pemisahan ukuran butir dari suatu contoh pasir lepas.

Seperti diketahui analisis ini untuk mengetahui koefisien sortasi, skewness dan kurtosis. Untuk

mengetahiu harga-harga tersebut dapat dilakukan dengan cara grafis dan matematis.

1.      Cara grafis

Cara grafis ini prinsipnya adalah menggunakan data hasil pengayakan dan penimbangan

yang diplot sebagai kurva kumulatif untuk mengetahui parameter-parameter statistiknya. Kurva

kumulatif dibedakan menjadi dua, yaitu kurva kumulatif aritmetik (arithmetic ordinate) dan

kurva kumulatif probabilitas (probability ordinate).Kurva kumulatif aritmetik digambarkan

secara smooth melewati semua data (kurva berbentuk S), sehingga semua parameter statistic

dapat terbaca. Sedang kurva probabilitas digambarkan dengan garis lurus untuk mengetahui

probabilitas normalnya. Pada kurva ini memungkinkan untuk membaca parameter statistic lebih

akurat karena mengurangi interpolasi dan ekstrapolasi dalam penggambaran. Tetapi yang sering

digunakan adalah kurva kumulatif aritmetik karena lebih mencerminkan distribusi ukuran

butirnya. Kurva kumulatif dibuat dengan absis ukuran butir dalam millimeter ( untuk kertas

semilog) atau unit phi dan ordinat prosentase berat (skala 1 – 100%).

Setelah dilakukan pengayakan dan penimbangan hasilnya dapat disajikan

dalam bentuk table. Dan untuk mengetahui distribusi tiap frekuensi dapat dibuat

histogram. Harga-harga median diameter, koefisien sortasi, skewness dan kurtosis diturunkan

dari kurva kumulatif dan dihitung dengan rumus-rumus berikut :

  Koefisien Sortasi (So)

Menurut Trask So = Q3/Q1, dengan ukuran dalam mm, sehingga jika :

So < 2,5    : Sortasi baik

So 2,5 – 4 : Sortasi normal (sedang)

So > 4       : Sortasi jelek

Rumus yang lain; So √Q1/Q3 atau jika dinyatakan dalam kuartil adalah :

Kedua pengukuran tersebut selanjutnya jarang digunakan karena kurang teliti. Folk

menetukan koefisien sortasi sebagai defiasi standar grafis:

σG = Φ84 – Φ25

                  2Kemudian disempurnakan sebagai deviasi standar grafis inklusif sdengan rumus :

σ1 = Φ84 – Φ16 + Φ95 – Φ5                                   4                  6,6Harga So menurut Folk dan Ward (1957) :

< 0.35 Very well sorted0.35 – 0.50 Well sorted0.50 – 0.71 Moderetely well sorted

0.71 – 1.00 Moderetely sorted1.00 – 2.00 Poorly sorted2.00 – 4.00 Very poorly sorted

> 4.00 Extremely poorly sortedSkewness (Sk)

Skewness menyatakan derajat ketidaksimetrian suatu kurva. Bila Sk berharga positif maka

sediment  yang bersangkutan mempunyai jumlah butir halus lebih banyak dari jumlah butir yang

kasar dan sebaliknya jika berharga negative maka sediment tersebut mempunyai jumlah butir

kasar lebih banyak dari jumlah butir yangh halus.

Dan bila dinyatakan secara grafis maka :

         Skq = (Q1+Q3-2(Md)) (dalam phi)                                2Harga Sk menurut Folk dan Ward (1957) :

>+0.3 strongly fine skewed

+0.3 - +0.1 fine skewed

+0.1 - -0.1 near symmetrical

-0.1 - -0.3 coarse skewed

<-0 .3="" o:p="">

strongly coarse skewed

Kurtosis (K)

Kurtosis menunjukan harga perbandingan antara pemilahan bagian tengah terhadap bagian

tepi dari suatu kurva. Untuk menentukan harga K digunakan rumus yang diajukan oleh Folk

(1968), yaitu :

K =   __ Φ95 - Φ5___         2, 44(Φ75-Φ25

Harga K menurut Folk dan Ward (1957) adalah :< 0.67                          very platy kurtic

      0.67 - 0.90                   platy kurtic

      0.90 – 1.11                  meso kurtic      1.11 – 1.50                  lepto kurtic      1.50 – 3.00                  very lepto kurtic      > 3.00                          extremly lepto kurtic

2.      Cara matematis

Cara matematis dalam analisis ukuran butir akan memberikan gambaran yang lebih baik

daripada cara grafis, karena dalam cara matematis semua harga ukuran butir dalam klas interval

diikutsertakan dalam perhitungan. Kelemahan cara matematis ini adalah ruwetnya perhitungan

dalam pengolahan data. Untuk memahami cara matematis ini adalah dengan memahami

distribusi normal dari suatu kurva distribusi frekuensi yaitu kurva hasil pengeplotan ukuran butir

(dalam skala phi) dengan frekuensi yang disajikan dalam beberapa klas interval. Perhitungan

tersebut adalah perhitungan statistic. Ukuran butir diplot pada absis dan frekuensinya pada

ordinat. Kurva normal akan berbentuk simeetri.

Dalam statistic distribusi normal ini disebut moment. Istilah moment dalam mekanika yaitu

jarak dikalikan massanya. Jadi mome suatu benda terhadap suatu titik adalah besar massa

tersebut dikalikan jarak terhadap titik tersebut. Dalam statistikmassa digantikan dengan frekuensi

suatu klas interval ukuran butir dan jarak yang dipakai adalah jarak terhadap titik tertentu

(arbitrary point) yaitu suatu titik awal dari suatu kurva atau dapat juga titik rata-rata ukuran butir

tersebut.

Tiap klas interval dicari momenya, kemudian setelah momen masing-masing klas sudah

dicari dijumlahkan dan dibagi total jumlah sample ( jika frekuensi dalam % maka jumlahnya

100, hal ini memberikan harga momen per unit 1% frekuensi ).

P2 =  ∑f . m2

100

Momen pertama ini identik dengan harga rata-rata ukuran butir (mean). Frekuensi (f) dalam

prosen dan mq adalah mid point tiap interval kelas dalam unit phi setelah diketahui harga x maka

dapat dijadikan titik tumpu dimana jarak disebelah titik kanannya positif dan sebelah kirinya

negatif. Distribusi dikatakan normal jika selisih jumlah kedua kelompok tersebut nol.

Harga momen yang lebih besar dicari dengan titik tumpu menggunakan X atau jarak mq, jadi

jaraknya (mq-x).

P2 =  ∑f .(m 2  - X ) 2

        100

Momen pertama = nilai mean, frekuensi (f) dalam persen dan mÆ adalah nilai mid poin tiap

kelas interval dalam unit phi.

Momen kedua ini merupakan kuadrat dari standart deviasi (sq). Standart deviasi ini

menunjukkan besar kecilnya selisih dari harga x dan ini merupakan konsep sortasi, sehingga

sortasi adalah :

P2 =  ∑f .(m 2  - X ) 3

        100

Karena harga (mq-x) positif disebelah kanan x dan negatif disebelah kirinya harga momen

ketiga yang normal adalah nol. Harga skewness dihitung dengan membagi momen ketiga dengan

pangkat tiga dari standar deviasi (sq).

P2 =  ∑f .(m 2  - X ) 4

        100

Skewness ini mencerminkan deviasi dari keestriman dari suatu kurva dan peka terhadap yang

kasar atau halus dalam suatu populasi ukuran butir sedimen. Sehingga dapat digunakan untuk

interpretasi pengendapan dari sedimen tersebut.

Momen keempat digunakan untuk menghitung tinggi rendahnya puncak suatu kurva distribusi (peakkedness) atau kurtosis. Kurtosis dicari dengan membagi momen keempat dengan pangkat empat dari standar deviasi. http://samuelmodeon.blogspot.com/2013/03/granulometri_3668.html

Struktur sedimen adalah kenampakan pada batuan sedimen sebagai akibat dari adanya proses pengendapan. Struktur ini  merupakan sifat yang sangat penting pada batuan sedimen baik yang berada pada bagian atas, bagian bawah maupun bagian dalam lapisan. Struktur sedimen ini dapat digunakan untuk menentukan proses dan keadaan serta lingkungan pengendapan, arah arus pengendapan, kedalaman, energi, kecepatan dan hidrolika arah arus yang mengalir serta pada daerah batuan yang terlipat dapat dipakai untuk mengetahui bagian bawah dan bagian atas perlapisan. Struktur sedimen ini sebaiknya dilihat dan dipelajari pada suatu singkapan, bukan pada suatu contoh setangan atau sayatan tipis.

Struktur sedimen berkembang melewati proses fisika dan atau kimia, sebelum, selama, dan sesudah pengendapan atau juga melalui proses jasad renik (biogenic). Krumbein dan Sloss (1963) membagi struktur sedimen menjadi 2 kelompok, yaitu Struktur sedimen primer dan struktur sedimen sekunder. Pettijohn (1975) membagi menjadi 2 kelompok besar, yaitu Struktur Anorganik dan Struktur Organik. Selley (1980) mengelompokkan struktur sedimen berdasarkan asal usulnya menjadi 3 kelompok, yaitu :

1.       Struktur sedimen sebelum pengendapan (Pre-depositional sedimentary structures)

2.       Struktur sedimen saat pengendapan (Syn-depositional sedimentary structures)3.       Struktur sedimen setelah pengandapan (Post-depositional sedimentary structures)

Sedangakan struktur sedimen yang diakibatkan oleh kegiatan organisme dimasukkan dalam kelompok fosil sebagai trace fossil.Tucker (1982) mengelompokkan struktur sedimen kedalam 4 kelompok, yaitu :

1. Struktur pengikisan (Erosional structures)2. Struktur pengendapan (Depositional structures)3. Struktur pasca-pengendapan (Post-depositional sedimentary structures)4. Struktur sedimen asal jasad (Biogenic sedimentary structures)

Untuk pembahasan tentang struktur sedimen dalam bab ini dipakai klasifikasi menurut Tucker, 1982.

1.      Struktur Pengikisan (Erosional structures)Struktur pengikisan adalah struktur yang terbentuk akibat adanya arus yang mengikis

batuan yang lebih tua sebelum sedimen diendapkan diatasnya. Yang termasuk kelompok ini antara lain :

a.       Tikas garut (flute cast)Tikas garut ini terbentuk akibat pengikisan dan merupakan ciri dari endapan turbidit.

Struktur ini berada dibawah permukaan dan memanjang sampai berbentuk segitiga dengan bagian yang membulat kearah hulu dan mempunyai panjang mulai dari beberapa millimeter hingga mencapai puluhan centimeter. Struktur ini merupakan petunjuk yang dapat digunakan untuk penentuan arah arus purba (paleo current)

b.      Tikas gores (groove cast)Tikas gores berbentuk punggungan memanjang pada permukaan lapisan, berkisar dari

beberapa millimeter hingga beberapa centimeter. Struktur ini pada permukaan lapisan mungkin seluruhnya sejajar atau pula mungkin memperlihatkan beberapa arah. Struktur ini terbentuk melalui pengikisan alur yang dipotong terutama oleh objek yang terseret sepanjang arus dan merupakan pula ciri dari arus turbidit. Arah tikas gores ini menunjukkan arah arus yang mengendapkannya.

c.       Tool markStruktur ini terbentuk ketika objek dibawa oleh arus sungai dan berhubungan dengan

permukaan sedimen dibawahnya. Tanda ini terjadi sebagai akibat objek menggelinding, menusuk dan menyikat permukaan sedimen dibawahnya. Objek yang membuat tanda ini biasanya berupa mud clast, fragmen binatang dan rombakan tumbuhan.

d.      Merkah gerus (scour mark)

              Merkah gerus merupakan struktur dalam skala kecil dan terdapat pada bagian bawah perlapisan. Pada pandangan bidang biasanya memanjang dalam arah arus. Dengan bertambahnya ukuran, merkah gerus ini berangsur  menjadi alur (channel). Ciri khas permukaan merkah gerus adalah pemotongan endapan yang terletak di bawah dan hadirnya sedimen kasar di atas permukaan gerusan.

e.   ChannelAlur adalah struktur sedimen berskala besar, beberapa meter hingga kilometer

panjangnya. Alur pula sering terisi oleh sedimen yang kasar daripada sedimen dibawahnya atau dengan sedimen yang berbatasan, dan sering berupa konglomerat alas (basalt conglometare).

2.      Struktur Pengendapan (Depositional structures)Struktur pengendapan adalah struktur sedimen yang terjadinya bersamaan dengan

pengendapan.  Struktur pengedapan ini terdapat pada bagian atas dan bagian bawah perlapisan. Yang termasuk dalam struktur pengendapan antara lain :

a. Masif

Bila tidak menunjukkan struktur dalam lapisan (Pettijohn & Potter, 1964) atau ketebalan lapisan lebih dari 120 cm ( Mc. Kee & Weir, 1953). Faktor kemungkinan pembentukan struktur masif ini yaitu : Pertama, saat diendapkan memang tidak mempunyai struktur sedimen, Kedua, struktur pengendapannya telah dirusak oleh beberpa proses seperti bioturbasi, rekristalisasi dan pengeringan. Struktur ini dibentuk dalam keadaan yang cepat dan umumnya berupa endapan turbidit, aliran butir (grain flow) dan aliran debris (debris flow).

b. Perlapisan sejajar

Bila bidang perlapisannya saling sejajar dengan ketebalan lapisan lebih dari 1 cm. Perlapisan ini terbentuk akibat adanya perubahan dalam butiran sedimen, warna maupun susunan mineraloginya.

c. Laminasi ; Perlapisan sejajar yang ketebalannya kurang dari 1 cm.

d. Perlapisan pilihan (Gradded bedding)

Bila perlapisan disusun atas butiran yang berubah teratur dari halus ke kasar (bersusun terbalik : inverse gradding)maupun dari kasar ke halus pada arah vertical, struktur ini merupakan cirri dari suatu sedimentasi pada arus yang pekat.

e. Perlapisan silang-siur ( Cross bedding) dan Laminasi silang-siur (Cross Lamination)

Perlapisan atau laminasi yang membentuk sudut terhadap bidang lapisan yang berada diatasnya atau dibawahnya dan dipisahkan oleh bidang erosi, struktur ini terbentuk akibat intensitas arus yang berubah-ubah.

f. Gelembur (Ripple)

Struktur ini terbentuk pada permukaan lapisan yang dikontrol oleh arus yang mengalir baik oleh air, angin maupun gelombang. Gelembur yang berasal dari arus disebut current ripple, oleh angina disebut wind ripple dan oleh gelombang disebut wave ripple. Skala yang lebih besar disebut sebagai Dune (Gumuk Pasir). Variasi ripple antara lain : Swaley & Hummocky, Herringbone, Symetry & Asymetry Ripple dll.

g. Rainspot

Rainspot adalah cekungan kecil yang terbentuk oleh butiran air hujan pada permukaan batuan sedimen berbutir halus yang masih lunak. Struktur ini berguna untuk menentukan lapisan atas dan lapisan bawah dari suatu perlapisan terutama pada lapisan yang miring maupun terbalik.

3.      Struktur sedimen pasca-pengendapan (Post-depositional sedimentary structures)Struktur sedimen setelah pengenapan ini terbentuk melalui gerakan sedimen (nendatan)

dan lainnya melalui reorganisasi bagian dalam seperti pengeringan dan pembebanan. Proses-proses kimia-fisika setelah pengendapan menghasilkan stylolite, solution dan nodule.

a.       Nendatan (slump) dan longsoran (slide)Pada daerah yang miring, masa sedimen dapat diangkut sepanjang lereng. Bergeraknyya

masa sedimen dapat mengakibatkan perubahan pada bagian dalam masa sedimen itu. Gerakan seperti ini disebut longsoran (slide). Jika masa sedimen secara internal berubah selama gerakan sepanjang lereng disebut nendatan (slump). Masa yang mengalami nendatan menunjukkan lipatan-lipatan minor. Kehadiran nendatan dan longsoran dalam suatu runtunan dapat ditentukan dari terdapatnya lapisan diatas dan dibawah perlapisan tersebut tidak terganggu. Struktur yang

sering juga muncul akibat adanya longsoran maupun pembebanan dapat menimbulkan struktur Growth Fault.b.      Sandstone dike dan sand volcano

Struktur ini relatif jarang dijumpai, mudah ditentukan oleh memotongsilangnya dengan lapisan sekitarnya dan diisi dengan pasir. Sand volcano berbentuk kerucut dengan suatu cekungan pada pusatnya yang terdapat pada bidang perlapisan

c.       Dish dan Pillar structure

Struktur ini terdiri dari laminasi yang cekung keatas, biasanya beberapa sentimeter lebarnya, dipisahkan oleh zona tanpa struktur (pillar). Dish dan Pillar structure dibentuk oleha air yang lewat sedimen secara mendatar dan keatas (fluid escape) dan umumnya terbentuk pada endapan kipas bawah laut.

d.      Load structureStruktur pembebanan (load structure) dibentuk melalui tenggelamnya  suatu lapisan

kedalam lapisan yang lain. Tikas beban (load cast) biasanya terdapat pada dasar batupasir yang terletak diatas batulumpur. Lumpur yang ada dapat diinjeksikan keatas kedalam batupasir membentuk struktur flame. Juga sebagai akibat pembebanan, biasanya pasir dapat tenggelam kedalam lumpur membentuk struktur ball dan pillow.

e.       Deformed beddingDeformed bedding dan istilah seperti disrupted, convolute dan conturted bedding dapat

diterapkan pada perlapisan sejajar, perlapisan silang-siur dan laminasi silang-siur yang dihasilkan selama pengendapan telah terganggu, tetapi tidak ada pergerakan sedimen secara mendatar dalam skala besar. Convolute bedding terdapat dalam laminasi silang-siur, dengan laminasi diubah dalam bentuk antiklin dan sinklin. Convolute seperti ini sering tidak asimetri atau menungging kearah arus purba, sedangkan conturted dan disrupted tidak menunjukkan orientasi.

f.       Nodule

Nodule juga disebut konkresi, biasanya terbentuk dalam sedimen setelah pengendapan. Mineral-mineral yang sering terdapat pada nodul adalah kalsit, dolomit, siderit, pirit, colophane dan kuarsa. Nodul kalsit, pirit dan siderit diameternya bisa beberapa milimeter sampai beberapa sentimeter, biasanya terdapat dalam batuan lumpur. Nodul chert biasanya terdapat dalam batugamping, nodul kalsit dan dolomit kadang-kadang terdapat dalam batupasir. Bentuk nodule bervariasi, bisa bulat, pipih, memanjang dan bisa juga tidak teratur.

  4.      Struktur sedimen asal jasad (Biogenic sedimentary structures)

Fosil jejak  dapat diinterpretasikan aktifitas binatangnya yang menyebabkan timbulnya struktur ini, tetapi sifat alami binatangnya sendiri sulit untuk ditentukan karena organisme yang berbeda sering mempunyai cara hidup yang sama. Suatu binatang dapat menghasilkan struktur yang berbeda tergantung pada tingkah lakunya dan sifat sedimen seperti ukuran butir, kandungan air dan sebagainya. Struktur buluh (burrow) biasanya dibuat oleh crustacea, anellid, bivalve dan echinoid, sedangkan permukaan track dan trail dibuat oleh crustacea, trilobite, annelid, gastropod dan vertebrata. Struktur yang agak mirip buluh (burrow) dapat dihasilkan oleh akar tumbuhan, walapun yang terakhir sering mengandung karbonat

a.      BioturbationBioturbation menunjukkan gangguan sedimen oleh organisme.

b.      Trace fossil (fosil jejak)Fosil jejak adalah struktur sedimen yang dihasilkan pada sedimen yang tidak

terkonsolidasi oleh kegiatan organisme. Kelompok utama yang terdapat pada permukaan lapisan dan permukaan bawah lapisan adalah crawling, grazing (Jejak makan) dan resting (Jejak istirahat), sedangkan yang terdapat dalam lapisan adalah struktur feeding (Jejak sedang mencari makan) dan dwelling (Jejak menguni). Jejak merayap biasanya dihasilkan oleh crustacea, trilobita dan annelid/Vertebrata seperti dinosaurus meninggalkan cetakan kaki sebagai fosil jejak. Struktur biogenik ini mempunyai pola terputar, meandering dan radial. Struktur menghuni (Dwelling structure) adalah macam-macam buluh (burrow) dari bentuk tebing tegak sampai hurup U, orientasinya bia tegak, mendatar atau miring dengan perlapisan.