STRUKTUR SEDIMEN

PENGENALAN Struktur sedimen adalah fitur skala besar batuan sedimen seperti unit bedding, riak, dan mudcracks yang terbaik dipelajari di lapangan. Mereka dihasilkan oleh berbagai proses sedimentasi; termasuk aliran fluida, aliran gravitasi sedimen, deformasi sedimen lemah, dan aktivitas biogenik. Karena mereka mencerminkan kondisi lingkungan yang berlaku pada, atau sangat lama setelah, waktu deposisi, mereka bermanfaat untuk ahli geologi sebagai alat untuk menginterpretasikan lingkungan pengendapan kuno. Kita cukup tahu tentang asal-usul struktur sedimen dari investigasi eksperimental dan studi lapangan untukmenggunakannya untuk mengevaluasi aspek lingkungan sedimen kuno sebagai mekanisme transportasi sedimen, arah aliran paleocurrent, kedalaman air relatif, dan kecepatan arus relatif. Beberapa struktur sedimen juga dapat digunakan untuk mengidentifikasi bagian atas dan bagian bawah bed, dan dengan demikian untuk menentukan apakah urutan sedimen dalam urutan stratigrafi pengendapan atau telah pengaruhi oleh kekuatan tektonik. Struktur sedimen sangat melimpah di batuan sedimen silisiklastik, tetapi mereka terjadi juga di batuan sedimen nonsilisiklastik seperti batu gamping dan evaporites. Sebuah tubuh yang sangat besar literatur pada struktur sedimen sudah berkembang sejak tahun 1950 karena kegunaan potensi mereka dalam analisis interpretasi dan paleocurrent lingkungan. Publikasi Ini termasuk monograf penting yang berisi foto yang sangat baik dan gambar yang menggambarkan berbagai macam struktur sedimen primer. Buku yang berhubungan dengan semua jenis struktur sedimen termasuk orang-orang dari Allen (1982), Collinson dan Thompson (1982,1989), Conybeare dan Crook (1968), Pettijohn dan potter (1964), Potter dan Pettijohn (1977), dan Reineck dan Singh (1980). Allen (1968) memberikan penjelasan yang lebih khusus riak arus dan struktur terkait. Mckee (1982) membahas jenis-jenis struktur yang terjadi di gundukan pasir, bad, khususnya batupasir turbidit, dan Picerd dan High (1973) mencakup struktur sedimen khusus sungai pendek. Basan (1978), Crimes dan Harper (1970), Curran (1985), Ekdale, Bromley, dan Pemberton (1984), dan Frey (1975) mendiskusikan dan menggambarkan struktur sedimen biogenik. Bouma (1969) terutama berkaitan dengan metode pembelajar struktur sedimen. Bab ini menjelaskan dan struktur sedimen yang lebih penting. Diskusi yang singkat, tetapi mencakup ringkasan ide-ide terkini tentang mekanisme pembentukan dan, apabila diperlukan, analisis manfaat dan keterbatasan struktur dalam penafsiran lingkungan. Kita mulai belajar dengan memeriksa nama yang paling umum digunakan untuk struktur utama sedimentasi primer. struktur primer yang dibentuk pada, atau sangat lama setelah, waktu deposisi sedimen.

KLASIFIKASI STRUKTUR SEDIMEN PRIMER Struktur yang paling umum sedimen primer tercantum pada Tabel 5.1. Klasifikasi struktur sedimen dalam tabel ini adalah dasarnya deskriptif, yaitu itu didasarkan terutama pada sifat yang dapat diamati. struktur sedimen luas diklasifikasikan sebagai stratifikasi struktur dan bedforms lebih lanjut dibagi menjadi empat kategori deskriptif: (1) bedding dan laminasi, (2) bedforms, (3) laminasi silang, dan stratifikasi tidak teratur (4). Tabel 5.1 juga mencakup klasifikasi struktur genetik yang mengkategorikan ke dalam empat kelompok besar menurut asal kemungkinan mereka: (1) Struktur yang dibentuk oleh proses sedimentasi, (2) Struktur dibentuk oleh erosi, (3) Struktur yang dibentuk oleh deformasi sedimen lemah (deformasi penecontemporaneous) , dan (4) Struktur asal biogenik. Dalam diskusi berikut, struktur sedimen adalah mendengarkan dan dijelaskan di bawah judul deskriptif ditunjukkan pada Tabel 5.1, meskipun diskusi tidak dalam semua kasus mengikuti urutan yang tepat ditunjukkan dalam tabel. Di beberapa bagian diskusi, struktur mendengarkan bawah pos tertentu deskriptif pada Tabel 5.1 lebih lanjut dibagi ke dalam kategori genetik.

STRATIFIKASI DAN BEDFORM

Bedding dan Laminasi

Konsep Bedding Bedding merupakan karakteristik mendasar dari batuan sedimen. Bedding, atau Strata, adalah lapisan tabular atau lentikular batuan sedimen yang memiliki kesatuan litologi, tekstur, atau struktural yang jelas-jelas membedakan mereka dari lapisan atas dan bawah. Permukaan atas dan bawah bedding yang dikenal adalah bidang bedding atau bidang Bounding. Otto (1938) Bedding dianggap sebagai unit sedimentasi, yaitu ketebalan sedimen disimpan pada kondisi fisik dasarnya konstan.mungkin tidak selalu, namun, untuk mengidentifikasi unit sedimentasi individu. Banyak bedding yang didefinisikan oleh kriteria di atas mungkin berisi beberapa unit sedimentasi benar. Bedding strata lebih tebal dari 1 cm (McKee dan Weir, 1953); lapisan kurang dari 1 cm adalah Laminasi. Istilah yang digunakan untuk menggambarkan ketebalan bedding dan laminasi diperlihatkan pada Gambar 5.1.

Bed dapat dibedakan secara internal menjadi beberapa unit informal (Gambar 5.2). Blatt, Middleton, dan Murray (1980) menyarankan penggunaan lapisan istilah untuk bagian dari bed. lebih tebal dari laminasi yang dipisahkan oleh diskontinuitas kecil namun berbeda dalam tekstur atau komposisi. Namun, perlu diketahui lapisan yang juga digunakan dalam arti yang jauh lebih umum dan lebih informal untuk setiap lapisan atau strata batuan. Ditandai diskontinuitas dalam lapisan yang disebut permukaan proses percampuran. Divisi adalah subunit yang tidak memiliki diskontinuitas yang berbeda tetapi dicirikan oleh asosiasi tertentu struktur sedimen. Band dan lensa adalah subdivisi dari lapisan berdasarkan warna, komposisi, tekstur, atau sementasi. Lensa panjang juga kurang resmi untuk setiap tubuh batuan yang tebal di tengah dan tipis di tepi Lapisan dipisahkan oleh bidang perlapisan atau permukaan lapisan, yang sebagian besar merupakan bidang nondeposisi, perubahan mendadak dalam kondisi pengendapan, atau permukaan erosi (Campbell, 1967). Beberapa permukaan lapisan mungkin fitur postdepositional dibentuk oleh proses diagenesis atau pelapukan. Geometri kotor lapisan tergantung pada hubungan antara permukaan bidang perlapisan, hubungan yang mungkin baik paralel atau nonparallel. Permukaan lapisan sendiri mungkin bergelombang, atau bahkan melengkung (Gbr. 5.3). Tergantung pada kombinasi dari karakteristik ini, lapisan dapat memiliki berbagai bentuk geometris seperti seragam-tabel, tabel-lenticular, melengkung-tabular, berbentuk baji, dan tidak teratur. Lapisan Internal dan laminasi pada dasar yang pada dasarnya sejajar dengan bidang perlapisan dilaminasi merupakan dasar atau planar stratifikasi. Layer dan laminasi yang membentuk struktur internal dari beberapa dasar yang disimpan pada sudut pada permukaan melompat-lompat dari dasar dan karena itu disebut lintas strata atau lintas-laminasi. Dasar lapisan terdiri dari unit cross-dilaminasi atau lintas-stratified disebut perlapisan silang. Kelompok-kelompok dasar lapisan yang sama atau perlapisan silang disebut bedsets. Sebuah bedset sederhana terdiri dari dua atau lebih perlapisan yang ditandai dengan komposisi yang sama, tekstur, dan struktur internal. Sebuah bedset dibatasi atas dan di bawah oleh bedset (perlapisan) permukaan. Sebuah bedset komposit merujuk kepada sekelompok lapisan yang berbeda dalam komposisi, tekstur, dan struktur internal tetapi terkait genetik, yang merupakan jenis umum (Reineck dan Bernyanyi, 1980). Terminologi bedsets diilustrasikan pada Gambar 5.4.

GAMBAR 5.1. Istilah yang digunakan untuk menggambarkan ketebalan lapisan dan laminasi.

GAMBAR 5.2. Subdivisi informal dari perlapisan berdasarkan struktur internal.

Perlapisan ditandai dengan kontinuitas lateral, dan beberapa perlapisan dapat ditelusuri untuk banyak kilometer. Lain halnya dalam singkapan tunggal. Perlapisan dicirikan seperti di bawah ini :1. Konvergensi dan penggabungan atas dan permukaan lebih rendah (pinch-out)2. Gradasi lateral dari composisi lapisan satu dengan lapisan yang lain berbeda sehingga permukaan perlapisan tidak rata.3. Perlapisan silang seperti saluran, kesalahan, atau uncorformity.GAMBAR 5.3. Istilah deskriptif digunakan untuk konfigurasi dari permukaan perlapisan

Gambar 5.4 Diagram yang menggambarkan terminologi bedsets. (Dari collinson JD, dan DB Thompson, 1982 struktur sedimen:... George Allen & Unwin, London, Gambar 2.2, poin 8)

Asal Perlapisan

Banyak lapisan diproduksi sangat cepat oleh sebuah peristiwa tunggal seperti banjir yamg hanya berlangsung beberapa jam atau hari. Bahkan endapan berlangsung lebih cepat mungkin hanya beberapa detik atau menit, seperti sebagai pengendapan pasir lamina oleh aliran butir menuruni permukaan slip sebuah gundukan pasir, terjadi di beberapa lingkungan. Di sisi lain, suspensi deposisi lapisan dari tanah liat yang sangat halus bisa memakan waktu berbulan-bulan atau tahun. Dengan demikian, lapisan individual dapat diproduksi dengan cepat oleh peristiwa seperti banjir tunggal atau endapan aliran akibat gravitasi, atau lebih lambat oleh satu bagian sedimentasi sedimen halus dari suspensi. perlapisan sesungguhnya atau permukaan ikatan antara lapisan merupakan periode nondeposisi, erosi, atau perubahan kondisi pengendapan yang sama sekali berbeda. Banyak lapisan tidak menjadi bagian dari catatan geologi tetapi dihancurkan oleh erosi. Potensi pelestarian untuk bidang tampaknya lebih besar bagi thoseformed oleh peristiwa berskala sangat kecil.

Asal Laminasi Lamina diproduksi agak susah, atau lebih pendek-tinggal, fluktuasi kondisi sedimentasi yang mana menghasilkan bed. Mereka hasil dari penggantian kondisi pengendapan yang menyebabkan variasi dalam (1) ukuran butir, (2) kandungan bahan tanah lempung dan organik, (3) komposisi mineral, atau (4) kandungan mikrofosil sedimen. Lamina yang dihasilkan oleh alterrnating lapisan sedimen lebih halus dan kasar-grained mungkin jenis yang paling umum. Ukuran butir dalam lamina individual dapat seragam atau dapat menampilkan baik gradasi vertikal normal atau reverse butir ukuran. Batas antara lamina owring perbedaan butir-ukuran dapat berupa tajam atau bergradasi. Perubahan kandungan lapisan lempung yang lain bahkan berukuran butiran kasar juga dapat membuat lamina. Laminasi dapat dihasilkan oleh perbedaan-perbedaan tersebut dalam komposisi mineral yang terjadi pada lamina mika bolak-diperkaya dan mika-miskin; mineral berat (pasir hitam) dan lamina lamina mineral terang, seperti di beberapa endapan pantai, dan bolak lamina dari anhidrit dan dolomit dalam bentuk endapan evaporite. Pergantian mineral detrital dan pengujian atau cangkang organisme pelagis juga dikenal untuk menghasilkan lamina. Perubahan Warna dapat menekankan kehadiran lamina. Warna dapat mengakibatkan perubahan dari variasi kandungan mineral khas berwarna, seperti hitam, mineral berat; isi halus, bahan organik berwarna gelap, dan bilangan oksidasi dari mineral besi-bearing. Mengurangi besi menghasilkan warna hijau; besi teroksidasi memberikan warna merah atau coklat. lamina paralel (gambar 5.5), sebagai lawan lamina bersilang, diproduksi baik oleh pengendapan dari suspensi dan oleh arus traksi. Mereka terbentuk dalam berbagai lingkungan sedimen. Karena menggali dan kegiatan makan organisme di banyak lingkungan laminasi cepat rusak , lamina memiliki potensi terbesar untuk pelestarian di recuding atau beracun lingkungan, di mana aktivitas organik minimal, atau dalam lingkungan dimana deposisi begitu cepat bahwa sedimentis terkubur di kedalaman ulang organik aktif sebelum organisme dapat menghancurkan stratifikasi. Deposisi lamina oleh mekanisme suspensi.lamina Paralel terdiri dari tanah liat atau lumpur halus dapat dihasilkan oleh pengendapan sedimen dari suspensi di sejumlah pengaturan lingkungan yang berbeda. Mekanisme pengendapan yang paling penting dan pengaturan includethe berikut:1. suspensi Lambat menetap di danau, di mana tingkat pengerjaan ulang organik umumnya rendah.2. Sedimentasi pada beberapa bagian delta, dimana sedimen halus melimpah secara berkala diberikan oleh percabangan menyebabkan endapan dengan cepat

Gambar 5.5 laminasi batupasir halus, Elkton Formasi (Tersier), oregon pantai selatan. Pisau itu sekitar 9 cm

3. pengendapan pada rataan pasang surut dalam menanggapi terhadap fluktuasi tingkat energi dan suplai sedimen selama siklus pasang surut4. pengendapan di daerah rak subtidal mana lapisan pasir tipis yang menumpuk karena aktivitas badai mungkin, alternatif dengan lamina lumpur yang sangat tipis yang terbentuk selama periode akumulasi lambat5. sedimentasi lambat dalam Lingkungan laut, deposisi dimana berlangsung dari lapisan nepheloid6. penguapan sedimentasi kimia di cekungan, seperti deposisi anhydrites dilaminasiDeposisi lamina oleh Mekanisme Traksi. Proses ini menyebabkan generasi lamina yang dapat menunjukkan ukuran reverse grading dan konsentrasi mineral berat baik di dasar lamina (Clifton, 1969). Steady aliran arus juga dapat menghasilkan lamina di bawah tiga jenis kondisi:1. Selama fase bidang bed rezim transportasi atas arus (Harms dan fahnestock, 1965: Allen, 1984)2. Dalam kondisi aliran dangkal dalam rezim yang lebih aliran rendah dengan migrasi riak rendah bantuan di mana kurangnya avalanche wajah mencegah lamina bersilang dari pembentukan (McBride Shepard, dan Crawley, 1975)3. Pada kecepatan rendah di bawah kecepatan kritis pembentukan riak, setidaknya untuk partikel kasar (gbr. 3. 13C)

Lamina terbentuk oleh proses (1) mungkin jauh lebih umum daripada yang dibentuk oleh proses-proses (2) dan (3). pasir dilaminasi juga dapat mengembangkan karena transportasi angin. fase transportasi rezim atas aliran selama arus lemah saat ini yang menghasilkan subdivisi Bouma B turbidites (gambar 3.28) adalah mekanisme lain yang dilaminasi pasir. akhirnya, lembar aliran dalam lingkungan laut dangkal (setara dengan transportasi bidang bed dalam rezim atas aliran: Clifton, 1976), dan mungkin migrasi bentuk riak disertai dengan tingkat pengendapan yang sangat lambat, juga dapat menghasilkan laminasi, bisa juga menghasilkan laminasi dalam deposito berpasir (Newton, 1968).

Graded Bedding Graded Bedding berkisar pada ketebalan dari beberapa sentimeter sampai beberapa meter atau lebih. Graded Bedding umumnya tanpa laminasi internal, meskipun bagian atas urutan turbidit dinilai (Bouma B, C, D divisi, ara 3,28.) mungkin menunjukkan lamina paralel atau bergelombang.

Gambar 5.6 A. Graded tidur di batu pasir laut Miosen (inti) dari program Pemboran occan Kaki 127,, 797 situs Laut Jepang. Perhatikan hampir lengkap Bouma Sequence (unit A sampai E) dalam inti ini. B. berirama tidur, dinilai turbidites dari Formasi Tyee (Eosen), pantai utara Oregon Range. (Foto A courtesy dari Program Pengeboran laut Texas A. & M University.) Graded bedding Normal dapat terbentuk oleh beberapa proses (Klein, 1965), namun, asal tempat beds dinilai paling penting dalam rekaman geologi yang telah dikaitkan dengan arus kekeruhan. Perbedaan tingkat partikel dengan ukuran yang berbeda membayar dari suspensi selama tahap memudarnya aliran kekeruhan saat ini muncul untuk menjelaskan grading, tetapi cara yang tepat di mana proses gradding beroperasi belum dipahami dengan baik. Bahan bergradasi mungkin lumpur, pasir, atau, lebih jarang, kerikil. Sebagaimana dibahas dalam Bab 3, beberapa unit turbidit dinilai menampilkan urutan ideal struktur sedimen, disebut urutan Bouma (Gbr.3.28), tetapi lebih sering urutan ini berdedikasi di bagian atas atau bawah. Divisi basal mungkin hadir, tetapi beberapa atau semua dari divisi diatasnya mungkin tidak ada, atau divisi A sendiri mungkin hilang.Graded bedding terjadi juga di lingkungan air dangkal, termasuk sedimentasi dari awan suspensi yang dihasilkan oleh aktivitas badai, pendangkalan berkala percabangan delta, pengendapan dalam fase terakhir dari banjir bandang, pengendapan abu gunung berapi setelah letusan, pengendapan oleh pemanasan arus pada rataan intertidal, dan pencampuran lapisan sedimen-kasar dasar dengan lapisan lumpur atasnya karena kegiatan bioturbation dari menggali dan makan organisme. Reverse grading ukurannya jauh lebih kecil daripada grading normal. Hal ini diketahui terjadi pada lamina individu sedimen pantai karena pemisahan mineral berat, ukuran kehalusan, dan mineral ringan grained-kasar (Clifton, 1969), dalam beberapa aliran piroklastik atau deposito dasar vulkanik gelombang, dalam beberapa deposito butir-flow; dan dalam lamina dibentuk oleh migrasi riak angin. Hal ini juga diduga terjadi pada beberapa deposito arus turbidit diendapkan dari konsentasi tinggi ke konsentrasi rendah. Reverse grading telah dikaitkan dengan dua jenis mekanisme: (1) tekanan dispersif dan (2) pemisahan kinetik. tekanan dispersif (Bab 3) diyakini sebanding dengan ukuran butir: Dalam ukuran pencampuran butiran sediment, tekanan dispersif tinggi yang bekerja pada partikel yang lebih besar cenderung memaksa material naik ke zona geser kecil. Atau, sebaliknya penilaian dapat dijelaskan oleh mekanisme saringan kinetik. Dalam campuran biji-bijian mengalami agitasi, biji-bijian yang lebih kecil persumably jatuh turun melalui biji-bijian yang lebih besar sebagai gerak butiran membuka ruang antara partikel yang lebih besar. Secara keseluruhan, grading reverse adalah fenomena yang relatif langka, dan asal-usulnya masih kurang dipahami.

Massive (Structureless) Bedding Pernyataan massive bedding digunakan untuk menggambarkan perlapisan yang muncul homogenous dan terdapat dalam struktur internal (Gambar. 5.7). Penggunaan dari teknik X-radiography (Hamblin, 1965) atau penggoresan dan metode pengotoran terkadang menyingkap perlapisan yang tidak massive (besar) sebenarnya namun lebih kepada yang sangat sedikit mengandung struktur-struktur pembangun. Kenampakan yang terlihat dari massive beds terdiri atas unit-unit tingkatan lapisan dalam turbidites, yang bias terdapat struktur internal selain dari ukuran tingkatan, ketebalan tertentu, batupasir nonograded (tidak berlapis).

Beberapa perlapisan besar mungkin menjadi fitur sekunder yang dihasilkan oleh bioturbation luas oleh organisme, walaupun bioturbation umumnya menghasilkan struktur mottled. Liquifaction sedimen dengan mekanisme yang mengejutkan atau tiba-tiba sesaat setelah doposition juga telah disarankan sebagaipenghancuran stratifikasi . Jika tidak, diasumsikan bahwa kurangnya stratifikasi adalah fitur utama yang terjadi dalam ketiadaan transportasi traksi dan hasil dari dispersi sedimen sangat terkonsentrasi selama arus gravitasi sediment. Agaknya, sedimen dibuang sangat cepat tanpa subsekuen ulang setelah membentuk suatu massa kurang lebih homogen.

RIAK dan CROSS-BEDDING

Riak (fig.5.8) adalah struktur sedimen umum di lingkungan modern, di mana mereka terjadi di kedua sedimen silisiklastik dan karbonat. Mereka dapat terbentuk oleh air dan transportasi angin. Kondisi aliran menghasilkan riak dan bedforms lebih besar (bukit pasir) yang dibahas dalam bab 3 dan diilustrasikan pada Gambar 3.11. catatan dari angka 3,11 yang riak dapat terbentuk dalam air dangkal ( kurang dari 1 kedalaman m ) dengan kecepatan aliran mulai dari ~ 0,2-1,0 m / s. diketahui juga bahwa kondisi aliran yang menyebabkan pembentukan riak di pasir sangat halus di bawah rezim-aliran perubahan tiba-tiba kepada yang menghasilkan bidang pesawat di atas aliran. Jadi, selama arus berkurang, fase tranport bidang-perlapisan pasir yang sangat halus mungkin akan digantikan oleh fase pembentukan riak seperti tetes kecepatan arus, membuat endapan di mana bidang-perlapisan mungkin lamina ditindih oleh riak. Dalam sedimen kasar dari sekitar 1,0 mm, bukit pasir dari bukan riak.

Riak dapat berkembang pada bahan agregat dengan salah satu arus searah atau aliran osilasi (aksi gelombang), seperti dibahas dalam Bab 3. Gambar 3.15 menunjukkan berbagai bentuk bidang-pandangan riak arus, dan angka 3,22 menggambarkan beberapa perbedaan dalam bentuk puncak riak arus dan osilasi. Riak yang paling umum di lingkungan perairan dangkal, photographon namun terdapat pada lantai laut modern di kedalaman seribu meter saja. Riak telah relatif rendah sebelum pengendapan, sehingga ancientripples seperti yang ditunjukkan pada Gambar 5.8 tidak melimpah dalam catatan sedimen. Dunes sebagai bahkan kurang umum diawetkan; tetap, bukit pasir kuno memang terjadi (gambar 5.9)Karena bentuk riak berkaitan dengan arah aliran arus (riak sisi curam arus menunjukkan arus bawah), riak dalam sedimen kuno memberikan informasi sangat berguna tentang arah paleocurrent dan kondisi paleoflow lingkungan pengendapan. Dengan menentukan arah paleoflow dari riak kuno terpapar pada beberapa singkapan di suatu daerah, ahli geologi dapat merekonstruksi pola aliran aliran kuno atau sungai (bagian 5.6). informasi paleocurrent memungkinkan arah angkutan sedimen dapat ditentukan dan lokasi daerah sumber sedimen harus diperkirakan. Riak memberikan informasi tentang proses sedimentasi dan arah paleocurrent, tetapi tidak memiliki indikator yang unik dari lingkungan pengendapan. Karena dapat terbentuk pada arus searah (di air dangkal dan dalam), oleh aksi gelombang, dan dengan transportasi angin, perawatan yang cukup besar harus dilakukan dalam menginterpretasi lingkungan pengendapan berdasarkan riak. Cross bedding(Gambar 5,10-5,12) dibentuk terutama oleh migrasi riak dan bukit pasir (dalam air atau udara). Gundukan riak mengarah pada pembentukan lamina karena avalanching atau suspensi menetap di zona pemisahan pada sisi bedforms ini, seperti yang dijelaskan dalam bab 3 (Gambar 3.9). jika sebagian besar sedimen terlalu kasar akan diangkut di suspensi, avalanching dari sedimen bedload di samping riak akan menyebabkan pembentukan lamina yang curam dan lurus.

GAMBAR 5.8. A. Kenampakan osilasi (pembentukan gelombang) riak pada permukaan atas batu pasir halus, Elkton batu lanau (Eosene), Oregon barat daya. Sayatan itu sekitar 9 cm. Tampilan B. Sayatan melintang hampir simetris di pasir Holosen, diendapkan di sisi ngarai Sungai Colorado (Arizona) sebagai akibat gelombang dari air sungai yang menyapu mulut ngarai.

Foreset lamina ini cenderung melakukan kontak dengan lamina, bottomset hampir horisontal tipis (diendapkan dari suspensi) pada sudut yang berbeda, yang kira-kira sama dengan sudut yang tenang. Kira-kira efek yang sama dicapai jika ketinggian lereng lee besar dibandingkan dengan kedalaman aliran total, sehingga beban tersuspensi jatuh terutama pada lereng .. Jika suspensi sediment besar, atau jika ketinggian lereng kecil dibandingkan dengan aliran kedalaman, sedimen tersuspensi akan menumpuk di dasar lereng cukup cepat mengimbangi pertumbuhan endapan longsor. Proses ini menyebabkan bagian bawah lamina foreset melengkung ke luar dan pendekatan lamina bottomset asimtotik (Blatt, Middleton, dan Murray, 1980). Dengan demikian, lamina silang dikatakan tangensial daripada sudut

GAMBAR 5.9. bukit pasir besar pada permukaan batupasir, Tyee Formasi (Tersier), terkena sepanjang Sungai Umpqua, selatan Oregon Coast Range. Bukit pasir sekitar 15 cm dan 70 cm dari puncak ke puncak.

Potensi pelestarian cross-lamina jauh lebih tinggi daripada bedforms sendiri (karena puncak bedforms cenderung direncanakan off oleh berikutnya saat ini atau erosi angin), oleh karena itu, adalah jenis yang sangat umum struktur sedimen pada batuan sedimen kuno. Cross-stratifikasi dapat dibentuk juga oleh gerusan pengisian lubang-lubang dan saluran, oleh pengendapan pada titik meander bar sungai, dan dengan deposisi pada permukaan miring dari bar pantai dan laut. Cross-bedding yang dibentuk di bawah kondisi lingkungan yang berbeda dapat serupa dalam penampilan, dan ini seringkali sulit dalam studi bidang batuan sedimen kuno untuk membedakan lintas-ranjang yang terbentuk dalam lingkungan sungai, eolian, dan lingkungan laut. Riak gelombang umumnya terjadi dalam set (Gambar 5.4). Cross-Bedding di set kurang dari sekitar 5 cm disebut skala kecil cross-Bedding, yang di set lebih tebal dari 5 cm skala besar lintas-tempat tidur. Allen (1963) mengusulkan suatu klasifikasi sangat rumit tentang Cross Bedding berdasarkan sifat seperti pengelompokan lintas set perlapisan, skala, sifat, dari permukaan dari perlapisan, hubungan sudut strata silang dalam menetapkan atau coset ke melompat permukaan, dan derajat keseragaman ukuran butir di lamina yang berbeda. Para simplerscheme banyak McKee dan Weir (1953), sebagaimana telah diubah oleh Potter dan Pettijohn (1977), diadopsi di sini. Cross-Bedding dibagi menjadi dua jenis prinsip berdasarkan geometri secara keseluruhan dan sifat dari surfaces bounding unit cross-bedding (Gambar 5.10).

Gambar 5.10 karakteristik terminologi dan definisi lintasan cross bedding, Simbol: a, arah sejajar dengan arah angkutan sedimen rata-rata; c. Arah tegak lurus untuk (a) dan bidang transportasi (lapisan) di mana (a) berada; Sp, permukaan lapisan utama atau bidang perlapisan, Sp, permukaan foreset cross bedding. (Setelah paleocurrents Potter, PE, dan FJ Pettijohn, 1977, dan analisis baskom,, 2nd ed Fig.4.1.p.91. Dicetak ulang dengan izin dari peloncat-Verlag, heidelber,)

Gambar 5.11 Tabel cross bedding di pasir kerikilan pembentukan coquille (Plistosen). Oregorn pantai selatan. Perhatikan arah mencelupkan menentang di dua unit cross bedding, menunjukkan pengendapan mungkin dengan membalikkan arus pasang surut (arah arus dari kanan ke kiri di unit bawah dan dari kiri ke kanan di unit atas.

Gambar 5.12 Melalui cross-bedding di pasir kerikilan Formasi Coquille (Plistosen). Ccoast Selatan Oregorn. Perhatikan erosi basal, pasir paralel-bedding untuk memproduksi unit pertama melalui cross-bedding (di sebelah kanan). Yang dipotong pada gilirannya oleh arus menjelajahi untuk dari kedua melalui unit cross-bedding. Tabular cross-bedding tersusun atas unit cross-bedded yang luas dalam dimensi lateral dengan memperhatikan ketebalan dan permukaan batas tertentu (Gambar. 5. 11). Through cross bedding tersusun atas unit cross-bedded dimana permukaan pembatas membelok (Gambar . 5.13). Tabular cross bedding utamanya terbentuk oleh migrasi dari riak dan bukit pasir dalam skala besar (Gambar. 5.13); jadi, itu terbentuk selama kondisi resim aliran bawah. Lingkup ketebalan per satu lapisan berkisar antara 10 cm sampai 1 m atau lebih, tapi ketebalan lapisan di atas dari 10 telah diamati (Harms et al., 1975). Cross-bedding adalah salah satu struktur sedimen yan paling bermanfaat karena susunan laminasi dalam cross-beds terbentuk oleh longsoran pada sisi ripple, seperti yang telah disebutkan, susunan dip dalam arah arus ke bawah. Untuk mengukur arah paleocurrent dari cross-bed dibutuhkan yang tersingkap dalam outcrop tiga dimensi. Strike dari laminasi ditentukan pertama; arah dip 900 terhadap strike. Jika cross-bed telah mengalami kemiringan akibat peningkatan tektonik setelah deposisi, perbaikan harus dilakukan pada kemiringan ini (Collinson and Thompson, 198