Petrologi batuan Sedimen klastik untuk Analisa StratigrafiDebriadi Harset (30533)Rizal Abiyudo (30718)Bhima Suhardiyansyah (30747)Mahasiswa Teknik Geologi FT UGM, Jl. Grafika 2, Yogyakarta 55281

SariStratigrafi termasuk bagian dari disiplin ilmu geologi yang terfokus pada bentuk, susunan, distribusi geografi, rangkaian kronologi, klasifikasi, korelasi, dan hubungan dari lapisan batuan, khususnya sedimen, disebut pula stratigrafi geologi (Sybil P. Parker, 1984).Batuan sedimensecara umum terbentuk dari proses proses yang antara lain nya , Batuan sedimen dari proses mekanik, Batuan sedimen dari proses biologi, Batuan sedimen dari proses kimiawi.Batuan sedimen yang terbentuk dari proses mekanik sering disebut dengan batuan sedimen klastik. Batuan ini terbentuk dari hasil rombakan batuan yang sudah ada sebelumnya. Batuan tersebut dapat diklasifikasikan dengan berdasarkan ukuran butirnya, mulai dari yang berukuran halus dengan kasar, yang antara lain, lempung, lanau, pasir, kerikil, kerakal, berangkal, dan bongkah.Dengan mengetahui petrologi, baik tekstur maupun komposisi dari batuan sedimen klastik tersebut, maka dapat digunakan untuk analisa dari stratigrafi yang ada, hal tersebut menyangkut asal- mula jadi atau originnya.I. PendahuluanBatuan sedimen adalah batuan yang terbentuk oleh deposisi sedimen yang terkonsolidasi dalam sebuah lapisan (Sybil P. Parker, 1984).Sedimentary rocks are the product of the creation, transport, deposition, and diagenesis of detritus and solutes derived from pre-existing rocks(Kendall, Chris., ___).Petrologi batuan sedimen adalah deskripsi dan klasifikasi batuan sedimen. Disebut jugasedimentography(Sybil P. Parker, 1984).Stratigrafi analisa adalahMaksud dari stratigrafi ini adalah untuk : Pemerian secara obyektif dan lengkap dari komponen penyusun tubuh batuan, baik secara vertikal maupun secara lateral. Penentuan jenis dan macam hubungan antar komponen.Sedang tujuan dari pembelajaran ini adalah :Rekonstruksi proses, pengaruh kondisi organis dan anorganis, tempat, serta perkembangannya dalam:- ruang : Paleogeografi- waktu : Sejarah geologiII. Petrologi Batuan Sedimen KlastikAsal dari pemahaman petrologi iniThe origin of theTekstur yang menyangkut ukuran butir, bentuk butir, sortasi, kemas, dapat mengetahui pengendapannya di dalam atau di luar cekungan serta sejarah transportasinya. Tekstur batuan sedimen klastik dibentuk secara primer oleh proses fisika sedimentasi dan dianggap menghasilkan ukuran butir, bentuk ( kebundaran, tekstur permukaan) dan kemasan ( orientasi butir dan hubungan butir ).Ukuran butir partikel sedimen penting dalam beberapa hal. Ukuran butir mencerminkan :- Resistensi partikel terhadap pelapukan, erosi dan abrasi. Partikel partikel yang luak 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, angin untuk menggerakkan dan mengendapkan partikel.Pada skala geometri berkembang banyak skala ukuran butir atau skala kelas, tetapi skala yang digunakan hampir universal oleh sedimentologis adalah skala Udden Wenworth. Skala ini pertama kali diajukan oleh Udden pada 1898 dan dimodifikasi dan ditambah oleh Wenworth pada 1922. Skala ini berkisar dari < 1/256 mm sampai >256 mm dan dipisahkan ke dalam 5 kategori ukuran utama yaitu lempung, lanau, pasir dan kerakal.Komposisi penyusun berdasarkan kehadiran mineral mineral tertentu, bersama dengan tekstur dapat mengetahui diagenesa apajkah telah terganti atau terubaha atau tidak.TeksturPada ukuran butir, mempunyai pengaruh terhadap energi pengendapannya. Semakin besar ukuran butir, maka kemungkinan batuan sedimen klastik tersebut terendapkan membutuhkan energi yang besar, atau arus yang kuat, dapat juga tidak jauh dari sumber. Sebaliknya, semakin kecil atau halus ukuran butir, maka kemungkinanan batuan sedimen klastik tersebut terendapkan membutuhkan energi yang lemah, atau arus yang kecil, dapat juga dekat dengan sumber. Secara teoritis ukuran butir makin ke hilir akan semakin halus dengan catatab bahwa batuan sumber dari sedimen tersebut adalah sama dan faktor lain yang tetap konstan. Berkurangnya ukuran butir disebabkan adanya abrasi pada butiran selama abrasi. Abrasi merupakan proses yang bekerja secara aktif sehingga mengakibatkan ukuran partikel makin ke hilir makin kecil ( Pettijohn, 1975 h.45 ). Penurunan ukuran butir tidak semata mata disebabkan oleh abrasi tapi juga merupakan refleksi dari penurunan kompetensi sungai dan yang diakibatkan oleh penurunan gradien sungai.Tabel.SkalawenworthOleh Boggs (1987) dikatakan derajat kebundaraan (roundness)adalah sifat bentuk partikel yang berhubungan dengan ketajaman atau kelengkungan tepi dan pojok-pojoknya. Derajat kebundaraan (roundness)sendiri dipengaruhi oleh ukuran material, komposisi, tipe transportasi dan jarak transportasi. Mineral yang memiliki ketahanan fisik tinggi (kuarsa dan zirkon) akan memiliki nilairoundnessyang lebih besar dari pada mineral yang memiliki daya tahan yang rendah (feldspar dan piroksen). Material yang lebih besar (pebbledancobble) cenderung memiliki hargaroundnessyang lebih besar dari material yang lebih kecil (pasir) (hal.127).Tingkat kebolaan juga berpengaruh,sphericityadalah ukuran yang menggambarkan kecenderungan suatu bentuk butir kearah bentuk membola (Tucker, 1991).Sedang Boggs (1987) mengatakan derajat kebolaan (sphericity) adalah ukuran yang menggambarkan kecenderungan suatu butiran ke arah bentuk membola. Variabel yang paling mengontrolsphericityadalah bentuk asal dari butiran tersebut (hal. 125). Selama proses transportai ukuran butir dari partikel partikel mengecil dan bentuk permukaannya termodifikasi dengan dikontrol oleh bentuk asal dan kekuatan dari abrasi arus yang mengangkutnya. Proses transportasi ini berlangsung secara memilih, yaitu pengelompokan partikel partikel berdasarkan ukuran dan bentuk butirnya. Material yang nonsperikal cenderung lebih lama berada dalam cairan dari pada material yang lebih sperikal.Untuk nilairoundnessakan bertambah tinggi seiring dengan pertambahan waktu (durasi) sedimentasi dan jarak transportasi, misalnya dari hulu ke hilir. Nilairoundnessjuga dapat menentukan tingkat abrasi yang terjadi, yang juga berhubungan dengan tingkat resistensi batuan. Tingkat abrasi yang intensif akan menyebabkan nilairoundnesssemakin tinggi. Sedang nilaisphericityakan bertambah tinggi apabila bentuk butiran semakin menyerupai bola atau semakinwell rounded. Tetapi pada perhitungansphericityini, Boggs (1987) mengatakan bahwa hasil perhitungansphericityyang sama terkadang dapat diperoleh pada semua bentuk butir.Semakin bagus sortasi atau tingkat keseragaman ukuran butirnya tinggi , maka menandakan pengendapan batuan sedimen klastik tersebut dengan energi homogen atau sama, sebaliknya bila sortasi buruk, dengan artian ada keragaman ukuran butir, dengan adanya fragmen dan matriks, menandakan energi pengendapan yang heterogen atau tidak sama. Porositas batuan juga dapat dianalisa dari adanya sortasi ini. Semakin bagus sortasinya, maka porositasnya semakin tinggi, begitu sebaliknya. Hal ini dapat untuk aplikasi pada dunia perminyakan.Kemas pada batuan sedimen klastik juga dapat menentukan asal mula pengendapannya dengan didasarkan pada kondisi alirannya atau tipe arus yang mengenainya. Pada kemas terbuka, dapat terbentuk pada proses pengendapan yang cepat, dalam hal ini pada pengendapana dengan arus turbit. Sedangkan pada kemas tertutup dapat terbentuk pada proses pengendapan dengan kecepatan yang relatif rendah, bertahap, seperti pada pengendapan dengan arus traksi.Komposisi penyusunKomposisi mineralogi pada batuan sedimen merupakan cerminan yang dapat dijadikan untuk mengetahui keberadaan dan tipe batuan sumbernya (studiprovenance).Tingkat maturity batuan sedimen klastik dapat dilihat dari adanya kuarsa, mineral lempung, matriksSemakin kecil kandungan lempungnya, maka tingkat kematangan batuan sedimen itu semakin tinggi, begitu sebaliknya.Kandungan kuarsa derngan dibandingkan mineral yang lain juga dapat menentukan provenance (asal mula) serta tingkat pengendapannya dengan sumber. Kuarsa paling atabil, sehingga bila masih ada ditemukan mineral mineral seperti olivin piroksen, felspar, ortoklas pada batuan sedimen klastik maka kemungkinan terendapkan belum jauh dari sumber.III. kesimpulanKomposisi mineralogi pada batuan sedimen merupakan cerminan yang dapat dijadikan untuk mengetahui keberadaan dan tipe batuan sumbernya (studiprovenance).

Comments :1 Comment

Categories :Artikel Geologi5th Stratigraphy Analysis6052010Rekaman Stratigrafi untuk Analisis Geologi Suatu DaerahDebriadi Harset (30533)Rizal Abiyudo (30718)Bhima Suhardiyansyah (30747)Mahasiswa Teknik Geologi FT UGM, Jl. Grafika 2, Yogyakarta 55281

SariStratigrafi termasuk bagian dari disiplin ilmu geologi yang terfokus pada bentuk, susunan, distribusi geografi, rangkaian kronologi, klasifikasi, korelasi, dan hubungan dari lapisan batuan, khususnya sedimen, disebut pula stratigrafi geologi (Sybil P. Parker, 1984). Ilmu geologi terbagi menjadi dua, yaitu geologi fisik dan geologi sejarah. Stratigrafi rekaman adalah bagian dari disiplin ilmu geologi yang termasuk dalam cabang geologi sejarah.Rekaman stratigrafi adalah suatu data, tampilan dari urutan-urutan lapisan yang berisikan informasi mengenai litologi batuan, struktur sedimen, tekstur, fosil-fosil yang terkandung, fasies pengendapan, ulangan batuan dan kontak antar tiap lapisan batuan yang dapat menceritakan sejarah geologinya.Rekaman stratigrafi memiliki kegunaan kegunaan dalam analisa geologi suatu daerah, yang antara lain untuk mengekspresikan fasies pengendapan; menunjukkan non depositional surface, ketidakselarasan atau bidang erosi; menggambarkan rock cycle; enunjukkan suatu lingkungan pengendapan, Menunjukkan adanya perubahan lingkungan pengendapan.I. PendahuluanStratigrafi adalah suatu cabang geologi yang mempelajari tentang bentuk, susunan, distribusi geografi, rangkaian kronologi, klasifikasi, korelasi, dan hubungan dari lapisan batuan, khususnya sedimen, disebut pula stratigrafi geologi (Sybil P. Parker, 1984). Selain itu pengertian lainnya stratigrafi adalah ilmu yang mempelajari lapisan batuan yang diendapkan di bumi. Stratigrafi termasuk bagian dari disiplin ilmu geologi, yang tiap lapisannya dapat menceritakan sejarah geologinya berdasarkan waktu masing masing.Ilmu geologi terbagi menjadi dua, yaitu geologi fisik dan geologi sejarah.Geologi fisik adalah cabang dari geologi yang terfokus pada pengertian komposisi komposisi bumi dan perubahan fisik yang terjadi berdasarkan pembelajaran tentang batuan, mineral mineral, dan endapan endapan, struktur serta formasi formasinya (Sybil P. Parker, 1984).Geologi sejarah merupakan integrasi dari urutan perkembangan proses dan tempat pembentukan batuan yang ada, perkembangan tektonik yang terjadi serta proses eksogenik yang menjadikan kenampakannya seperti yang terlihat pada masa kinipada suatu daerah tertentu (Wartono, 2001). Selain itu geologi sejarah berarti cabang dari geologi yang terfokus pada pembelajaran secara sistematis pada lapisan lapisan batuan dan hubungannya dalam suatu waktu serta pembelajaran fosil dalam suatu sekuen lapisan batuan tersebut (Sybil P. Parker, 1984).Stratigrafi rekaman adalah bagian dari disiplin ilmu geologi yang termasuk dalam cabang geologi sejarah. Pengertiannya adalah suatu data, tampilan dari urutan-urutan lapisan yang berisikan informasi mengenai litologi batuan, struktur sedimen, tekstur, fosil-fosil yang terkandung, fasies pengendapan, ulangan batuan dan kontak antar tiap lapisan batuan yang dapat menceritakan sejarah geologinya. Yang terpenting dalam rekaman stratigrafi ini adalah dapat mengekspresikan 5 hal, yaitu :1. Fasies pengendapan2. Nondepositional surface, ketidakselarasan atau bidang erosi3. Rock cycle4. Suatu lingkungan pengendapan5. Adanya perubahan lingkungan pengendapanII. Lingkungan PengendapanEkspresi suatu lingkungan pengendapan dapat terlihat dalam stratigrafi rekaman seperti yang dijelaskan sebelumnya.Interpretasi dari rekaman stratigrafi dalam penentuan lingkungan pengendapan memerlukan beberapa unsur yang saling dikombinasikan satu sama lain yaitu :- Struktur sedimen- Analisa ukuran butir- Fosil (fosil utuh dan fosil jejak)- Sekuen vertikal , hubungan lateral- Geometri, penyebaran dari litologinyaSecara umum lingkungan pengendapan terbagi menjadi 3 tempat yaitu :1. Lingkungan pengendapan transisi2. Lingkungan pengendapan laut3. Lingkungan pengendapan daratLingkungan pengendapan daratGambar disamping merupakan contoh gambar urutan litologi pada lingkungan pengendapan darat, yaitu lingkungan sungai (braided stream).Braided streamumumnya mempunyai kedalaman yang dangkal dengan suplai sedimen yang besar (cenderungoverloaded).Braided streammempunyai ciri-ciri yaitu tubuh airnya terbagi-bagi oleh endapan sungai. Mekanisme transportasi adalahbedloaddansuspended load. Faktor-faktor yang mempengaruhi polabraided streamantara lain : jumlah suplai sedimen; bentukchannel; kecepatan arus; tekstur dasar sungai; serta iklim (Stepeld & Welman, 1975 dalam Davis, 1983).Struktur sedimen yang terbentuk pada lingkungan pengendapan ini cukup beraneka ragam. Secara garis besar (Miall,1977 dalam Davis 1883) membagi menjadi 3 kelompok, yaitu :planarcross stratified,trough cross stratified, & masif.Menurut Miall, bentuk endapan sungai ini bisa berupa :-longitudinal bars-linguoid bars-transverse barsMasih menurut Miall, terdapat 4 peristiwa pengendapan pada lingkungan ini, yaitu :-flooding- akresi lateral (pelebaran tubuh batuan)-channel agradation-reoccupation of channel(terjadinya arus yang memotong endapan sungai)Faktor-faktor yang berpengaruh terhadap proses pengendapan di lingkugan darat, antara lain :1. Faktor fisikFaktor fisik yang dimaksud adalah kecepatan fluida (media transportasi) atau kecepatan aliran sedimen. Kecepatan transportasi ini akan berpengaruh terhadap ukuran butir sedimen yang terangkut, tingkat sortai, struktur sedimen serta bentuksedimen bodies. Selain itu ada faktor-faktor lain, yaitu :- jenis gerakan fluida :laminar flowdanturbulent flow- jenis mekanisme pengendapan :gravity,bedload, ataususpension load- banyak sedikitnya suplai sedimen2. Faktor kimia, meliputi :- pH dari media transportasi- salinitas- temperaturSelain faktor fisik dan kimia yang berasal dari fluida dan material yang tertransport ada beberapa faktor lain yang berpengaruh yaitu faktor cekungan. Faktor cekungan sedimen tersebut meliputi :1. DimensiBesar kecilnya cekungan sedimen2. Sifat CekunganCekungan bersifat reduktif atau oksidatif. Sifat tersebut tergantung kepada ada tidaknya pergerakan fluida. Jika sirkulasi fluida naik, maka sirkulasi oksigen akan naik juga. Jika sirkulasi oksigen baik, maka lingkungan pengendapan bersifat oksidatif, sebaliknya akan bersifat reduktif. Sifat cekungan ini akan mempengaruhi jenis material sedimen / mineral-mineral yang terbentuk / terendapkan.3. Morfologi cekungan sedimenMorfologi ini akan mempengaruhi mekanisme transportasi nantinya . misalnya pada cekungan sedimen yang mempunyai lereng yang miring / curam. Aliran sedimen akan terpengaruh oleh gaya gravitasi.4. Tektonik yang bekerja pada saat sedimentasi berlangsungJika cekungan sedimentasi memiliki tektonik yang aktif, maka akan merubah ruang akomodasi. Hal ini tentunya dapat menyebabkan perubahan dimensi cekungan sedimentasi. Misalkan pada cekungan sedimentasi yang bagian dasarnya mengalami penurunan (subsidence), serta diiringi dengan suplai sedimen yang cukup maka nantinya endapan sedimen yang terbentuk akan menjadi tebal. Perubahan cekungan tersebut juga akan mempengaruhi bentuk / morfologi endapan sedimen.Mekanisme pengendapan juga mempunyai peranan yang penting karena berhubungan dengan proses transportasi yang terjadi. Mekanisme pengendapan darat yang terjadi meliputi :1.Sediment gravity flowKadar air / fluida sedikit, jadi material padat lebih berperan, meliputi :-liquified sediment flows-grain flows-debris flows-slump2.Traction flowPada mekanisme ini kadar air yang berpengaruh tinggi, fluida lebih berperan daripada material padat. Padatraction flow, material sedimen bersinggungan dengan dasar sungai / cekungan. Meliputi :-sliding-rolling-saltation3.Suspension flowMaterial sedimen berukuran halus bercampur dengan air membentuk suspensi. Sedimen mengendap secara perlahan-lahan oleh pengaruh gaya gravitasi. Suspension flow terjadi pada daerah dengan arus yang tenang, misal : danauIII. Kegunaan Stratigrafi RekamanKegunaan rekaman stratigrafi untuk analisis geologi suatu daerah adalah :1. Mengekspresikan fasies pengendapanFasies adalah seluruh aspek dari suatu bagian permukaan bumi sepanjang interval yang pasti dari waktu geologi (Teichert, 1958 dalamfacies modelsWalker, 1984). Pendapat lain mengatakan fasies adalah jangka waktu yang mengandung jumlah total dari aspek-aspek litologi dan paleontologi pada sebuah unit stratigrafi (Gressly, 1838 dalamfacies modelsWalker, 1984).Analisa fasies pengendapan diperoleh dari observasi geometri, litologi, fosil dan struktur sedimen yang dapat memberikan informasi tentangpaleocurrent. Setelah itu dilakukan interpretasi tentang lingkungan pengendapan dan paleogeografi. Dari interpretasi kedua hal tersebut dapat menunjukan suatu fasies model. Sehingga dapat ditarik kesimpulan tentang lokasi, geometri dan aspek ekonomi.Fasies pengendapan yang didapatkan dari rekaman stratigrafi, antara lain fasies (Walker, 1984) :1. glasial2. volkaniklastik3. alluvial4. fluvial5. eolian6. deltas7. g.barrier island8. shelfdanshallow marine9. i.turbidite10. trace fossil11. karbonat12. terumbu13. evaporit2. Menunjukkannondepositional surface, ketidakselarasan atau bidang erosiKebanyakan lapisan lapisan di permukaan menunjukkan waktu jeda yang sebentar. Jika waktu jedanya lama, maka disebut denganunconformity.Hiatusmerupakan waktu jeda yang hadir pada bidangunconformity.Terminologinya adalah indikasi adanya sesuatu yang hilang. Semuaunconformitydan hiatus mempunyaiminimum time gappada beberapa cekungan. Umur dariminimum time gapini menunjukkan umur yang tepat / cocok dariunconformity(Blackwelder, 1910).Sedimen di antara bidangdiscontinoustidak selalu ada di setiap tempat pada kisaran waktu yang sama, tetapi dapat membatasi antara umur dengan bidang ketidakmenerusan.3. Menggambarkanrock cycleProses ini merupakan proses di mana beragam variasi dari sedimen terendapkan dalam sekuen umum yang berulang. Gambaranrock cycleini kemudian berhubungan dengan lingkungan pengendapan serta arus pengendapan.

4. Menunjukkan suatu lingkungan pengendapanLingkungan pengendapan merupakan suatu tempat di muka bumi yang berupa cekungan yang dapat digunakan sebagai tempat teronggoknya material material sedimen yang dipengaruhi oleh kondisi fisik, kimia, biologi.5. Menunjukkan adanya perubahan lingkungan pengendapanAda 2 hal yang berperan utama terhadap keadaan ini, yaituaccomodation space(ruang akomodasi) dan suplai sedimen. Adapun ruang akomodasi ini dapat terpengaruhi oleh tektonik dan perubahan muka air laut. Adanya kenaikan muka air laut terhadap daratan, sedimen akan diendapkan jauh ke arah daratan. Pola ini disebutCoastal onlap. Kenampakan secara vertikal, disebutcoastal aggradation,merupakan jumlah kenaikan relatifnya. Mengesampingkan faktor dari pengaruh yang lain. Dengan kata lainsea level stand.Bila pada rekaman stratigrafi memperlihatkan kenampakancoarsening upward,maka diinterpretasi telah terjadiregresi, yaitu endapan yang terbentuk relatif ke arah laut. Dengan kata lain , disebut jugaprogradasi.Bila pada rekaman stratigrafi memperlihatkan kenampakanfining upward,maka diinterpretasi telah terjaditransgresi, yaitu endapan yang terbentuk relatif ke arah darat. Dengan kata lain, disebut jugaretrogradasi.

III. Kesimpulan Stratigrafi rekaman adalah bagian dari disiplin ilmu geologi yang termasuk dalam cabang geologi sejarah. Rekaman Stratigrafi merupakan suatu data, tampilan dari urutan-urutan lapisan yang berisikan informasi mengenai litologi batuan, struktur sedimen, tekstur, fosil-fosil yang terkandung, fasies pengendapan, ulangan batuan dan kontak antar tiap lapisan batuan yang dapat menceritakan sejarah geologinya. Rekaman stratigrafi sangat berguna dalam analisa geologi suatu daerah, yang antara lain untuk :- Mengekspresikan fasies pengendapan- Menunjukkannondepositional surface, ketidakselarasan atau bidang erosi- Menggambarkanrock cycle- Menunjukkan suatu lingkungan pengendapan- Menunjukkan adanya perubahan lingkungan pengendapan Fasies pengendapan yang didapatkan dari rekaman stratigrafi, antara lain fasies (Walker,1984) glasial; volkaniklastik; alluvial; fluvial eolian; deltas;barrier island;shelfdanshallow marine;turbidite;trace fossil;karbonat; terumbu;evaporit. Secara umum lingkungan pengendapan terbagi menjadi 3 tempat, yaitu lingkungan pengendapan transisi; lingkungan pengendapan laut; lingkungan pengendapan darat. Perubahan lingkungan pengendapan meliputi transgresi (increasing accomodation space) yang sebanding dengan retrogradasi dan regresi (decreasing accomodation space) yang sebanding dengan progradasi.

Comments :1 Comment

Categories :Artikel GeologiStratigrafi #26052010Formasi dan Setting Tektoniknya.1. 1.Apa yang disebut dengan formasi ?2. 2.Bagaimana formasi ditentukan ?3. 3.Bagaimana kaitannya denganlocality type?4. 4.Cari informasi mengenai nama formasi yang berbeda tapi identik dalam umur/karakter/ !!5. 5.Bagaimana parameter yang dipakai, yang membedakan namanya ?6. 6.Mengapa batas formasi dan batas umur dibedakan ?7. 7.Mengapa nama formasi yang berbeda namun sama dalam hal karakter dapat dihubungkan berdasarkan setting tektoniknya ?Yang disebut denganFormasiadalah satuan dasar dalam pembagian satuan litostratigrafi (Sandi Stratigrafi Indonesia, 1996). Sedangkan dalam buku berjudul :Principles Of Sedimentology And Stratigraphy (Sam Boggs, 1987),formasididefinisikan sebagai suatu tubuh batuan yang dapat dikenali/diidentifikasi melaluikarakterdanposisi stratigrafinya, lazimnya, tapi tidak selalu, tubuh batuannya berbentuk tabular, dan dapat dipetakan pada permukaan bumi dan dapat dilacak keberadaannya di permukaan. Formasi dapat terdiri atas satu tipe batuan, perulangan dari dua atau lebih tipe batuan, atau berupa percampuran beberapa jenis batuan yang sangat heterogen.Urutan tingkat satuan litostratigrafi resmi, masing-masing dari besar sampai kecil ialah : Kelompok, formasi dan anggota.Beberapa penjelasan mengenai penentuan formasi : Formasi harus memiliki keseragaman atau ciri-ciri litologi yang nyata, baik terdiri dari satu macam jenis batuan, perulangan dari dua jenis batuan atau lebih Formasi dapat tersingkap dipermukaan, berkelanjutan ke bawah permukaan atau seluruhnya di bawah permukaan Formasi haruslah mempunyai nilai stratigrafi yang meliputi daerah cukup luas dan lazimnya dapat dipetakan pada skala 1 : 25.000 Tebal suatu formasi berkisar antara kurang dari satu meter sampai beberapa ribu meter : oleh karena itu ketebalan bukanlah suatu syarat pembatasan formasiSuatulokasi tipemerupakan letak geografi suatu stratotipe atau tempat mula-mula ditentukannya satuan stratigrafi.Type localityini berhubungan erat dalam penentuan nama formasi, artinya letak geografis atau nama daerah dimana singkapan (batuan) ditemukan dapat menjadi dasar utama dalam penamaan formasi yang dapat dibedakan dengan keterdapatan singkapan (batuan) lain pada lokasi yang lain. Misalnya : Formasi Nanggulan yang berumur Eosen, mempunyai type locality dan sebaran geografis di desa Kalisongo dekat Nanggulan, sekitar 20 km sebelah barat Jogjakarta. Maksudnya bahwa singkapan (batuan) yang mewakili formasi Nanggulan secara spesifik dapat kita temukan di desa Kalisongo.Untuk contoh, dapat diambil dari beberapa formasi yang terdapat di Cekungan Sumatra Utara dan dibandingkan dengan formasi yang terdapat di Jawa Timur Utara (lihat tabel korelasi stratigrafi Cekungan Sumatra Utara-Jawa Timur Utara). Misalnya Formasi Baong yang terdapat di Cekungan Sumatra Utara, formasi ini tersusun oleh batupasir dan batulempung yang diendapkan dibawahnya, dari tabel dapat dilihat bahwa formasi ini berumur Miosen Tengah-Atas. Padanan dari formasi ini adalah Formasi Ngrayong pada Jawa Timur Utara yang juga tersusun oleh batupasir dan batulempung, formasi ini juga mempunyai umur Miosen Tengah-Atas. Kedua formasi ini memiliki susunan litologi dan umur batuan yang identik, tetapi berbeda dalam penamaan. Perbedaan nama kedua formasi ini hanya didasarkan pada lokasi dimana formasi tersebut ditemukan, atau dengan kata lain hanya dibedakan berdasarkan tempat dan tipe cekungan.Hubungan dengansettingtektonikKesamaan dalam umur dan karakter batuan pada kedua formasi ini dapat dihubungkan dengan setting tektonik yang bekerja pada kedua cekungan tersebut. Secara Regional Indonesia, merupakan zona penunjaman antara lempeng kontinen Eurasia dengan lempeng Samudera Hindia, sehingga secara tektonik kedua cekungan ini merupakanback arc basin, sedangkan berdasarkan teori geosinklin maka kedua cekungan ini merupakanmiogeosinklinyang merupakan zona yang dekat dengancratondan bebas aktivitas vulkanik. Krumblein & Sloss (1963) menyatakan bahwa miogeosinklin adalah daerah tidak aktif dan tidak terdapat gunung api. Indikasi lain yang mendukung bahwa kedua cekungan ini merupakan miogeosinklin adalah terdapatnya batupasir yang bagus sebagai reservoar, karena mengalami preservasi yang baikBarlian Yulianto dan Laksmi Sriwahyuni dalam makalahnya (Proceedings Diskusi Ilmiah VII, Lemigas, 1995) mengatakan bahwa Cekungan Sumatra Utara dan Jawa Timur Utara dapat dikelompokkan ke dalam sistem cekungan busur-belakang Sumatera Jawa, yang dibatasi sebelah barat atau selatannya oleh busur magmatik berumur Kuarter dan paparan Sunda di sebelah Utara.Batas formasi dan batas umur dibedakan karena batas umur ditentukan oleh keterdapatan fosil pada batuan, sehingga dapat saja pada satu formasi terdapat 2 macam fosil atau lebih yang berbeda sehingga harus dibedakan batasnya, untuk peraturan batas ini nantinya berhubungan dengan geokronologi. Selain itu penentuan batas umur juga ditentukan dengan cara menghitung waktu peluruhan dari unsur radioaktif yang terkandung dalam batuan.Contoh nama formasi yang berbeda tapi identik dalam karakter/umur batuan serta hubungan dengan setting tektoniknya

Comments :1 Comment

Categories :Artikel GeologiStratigrafi #16052010PETROLOGI BATUPASIRdanTEKTONIK SEDIMENTASIPengertian BatupasirBatupasir adalah salah satu jenis material atau batuan sedimen klastik yang secara dominan tersusun atas material yang berukuran pasir (1/16 2 mm; Pettijohn, 1987). Menurut Picard, 1971 dalam Sam Boggs, 1992, dikatakan batupasir, bila batuan tersebut sedikitnya mengandung 75 % material berukuran pasir sedangkan sisanya berupa material berukuran lempung atau lanau atau campuran keduanya.Pengenalan terhadap sifat fisik batupasir akan mempermudah dalam menginterpretasi bagaimana tektonik sedimentasinya. Sifat fisik utama dalam batupasir adalah komposisi mineral, tekstur dan struktur. Komposisi mineral dalam batupasir berpengaruh terhadap penamaan batupasir yang selanjutnya digunakan untuk menginterpretasiprovenancedan tektonik sedimentasinya. Komposisi yang menyusun batupasir cukup bervariasi, namun hanya mineral-mineral tertentu saja yang umum dan banyak dijumpai pada batupasir yaitu mineral kuarsa, feldspar dan fragmen batuan. Kelimpahannya dalam batupasir akan tergantung pada ketiga faktor utama, yaitu satu pada faktor ketersediaan suatu mineral dalam batuan asalnya, yang kedua pada ketahanan mineral terhadap proses mekanik, dan yang ketiga pada ketahanan mineral terhadap proses kimia.Komposisi batupasir menurut Dickinson & Suczek, 1979 dipengaruhi oleh karakteristik lingkungan asal sedimentasi, proses-proses sedimentasi yang berlangsung secara alami dalam cekungan pengendapan dan proses-proses yang berlangsung dariprovenancemenuju basin. Hubunganprovenancedan basin ditentukan olehplate tektonicyang akan mengontrol penyebaran tipe batupasir yang berbeda.Petrologi Batupasir dan Tektonik SedimentasiHubungan antara komponen batupasir denganprovenancedan tektonik sedimentasi dapat dilihat pada diagram triangular yang dibuat oleh Dickinson & Suczek, 1979. Dickinson & Suczek membagiprovenancebatupasir kedalam tiga kelompok utama, yaitucontinental block,magmatic arc, danrecycled orogen. Setiapprovenancedibagi menjadisubprovenanceyang dibedakan berdasarkan asal detritus yang dihasilkan serta cekungan tempat detritus diendapkan. Ketigaprovenanceitu adalah :1. Continental BlockLingkungan ini menghasilkan detritus yang berasal dari daerah non orogenic atau daricratonyang stabil dan dari daerah yang mengalami pengangkatan secara lokal, umumnyabasementyang tersesarkan. Continental blockini dibagi menjadi dua bagian utama, yaitucraton interiordanuplifted basementyang masing-masing mencirikan batupasir yang berbeda-beda.Secara umum batupasir yang dihasilkan padacontinental blockini adalah jenis batupasir kuarsa (quartz arenit). Adanya fragmen batuan pada daerah ini dapat mencerminkan bahwabasementbatuan bukan saja dari granit/gneiss tetapi mungkin juga dari batuan metamorf.1. Craton interiorBatupasir pada daerah ini berasal darishieldyang terekspos dan hasil siklus ulang (recycled) dari pergantianplateformyang terakumulasi keplateformitu sendiri disepanjang batas kontinental yang terangkat padashelfatau slope. Materialcratonyang stabil berasal daribasementgneiss/graniteyang tersingkap (mineral kuarsa dan potasium feldspar cukup melimpah dibandingkan fledspar plagioklas). Karena relief padacratonrelatif landai sehingga proses sedimentasi (transportasi dan abrasi) ditempat itu menuju cekungan pengendapan berlangsung relatif lama, sehingga memungkinkan terjadinya seleksi komposisi butiran.Pada kondisi ini hanya material yang resisten yang banyak hadir pada tempat pengendapan terakhir, misalnya kuarsa. Akibat abrasi yang relatif lama dihasilkan kuarsa dengan butiran yang memiliki sortasi baik, ukuran butir relatif seragam,rounded, serta kandungan lempung sedikit. Sementara itu feldspar dijumpai lebih sedikit dibandingkan kuarsa. Dengan kata lain batupasir pada daerah ini memiliki tingkatmaturitydarimaturesupermature.1. Uplift basementPada daerah ini batupasir yang dihasilkan berasal dari kontinentalbasement rockyang tersesarkan, terangkat, tererosi dan terakumulasi dekat cekungan. Dimana proses transportasi ditempat itu tidak intensif. Karena adanya pengakatanbasementdihasilkan relief yang cukup tinggi sehingga proses transportasi dan abrasi berlangsung lebih cepat daricratonic interior, maka proses pemilahan kurang berlangsung dengan baik, oleh sebab itu feldspar dan kuarsa dapat dijumpai dalam jumlah yang sama dan bercampur dengan fragmen batuan dengan butiran tidak membulat baik, sortasi jelek, dijumpai matrik dari pelapukan feldspar. Batupasir pada daerah ini mempunyai tingkatmaturitydarisubmature mature.

Continental blockprovenance1. Magmatic ArcDaerah ini berasosiasi dengan zona tumbukan. Detritus yang dihasilkan berasal dariarc orogenyang terserosi membentuk tipe batupasir volkanik yang kaya lithik dan menghasilkan banyak detritus feldspar/kuarsa yang berasal dari plutonik. Di beberapa tempat detritus-detritus darimagmatic arcini bercampur pada daerahforearc basindengan debris dari komplek subduksi.Penyebaran sedimen dari magmatic arc1. Recycled OrogenBatuan sumber merupakan daratan yang terangkat akibat pensesaran dan perlipatan lapisan sedimen/metasedimen yang telah mengalami siklus ulang. Daerah ini berasosiasi dengan zona lempeng konvergen yang mengasilkan tektonik aktif yaitucollisiondansubduction.Recycled orogendibagi menjadi tiga bagian utama, yaitusubduction compleks,collision orogen, danforeland uplift.1. Subduction compleksSubduction complekstersusun dari ophiolit yang terubah dan material oceanic lainnya membentuk struktur yang tinggi sepanjangtrench-slope break, chert melimpah bersama-sama dengan butiran kuarsa dan feldspar. Struktur yang tinggi ini muncul sebagai sumbersediment arcyang menghasilkan batuan bervariasi darigreenschist, chert, argilit, graywacke, dan beberapa batugamping. Sedimen yang berasal dari sturktur yang tinggi ini kemudian terangkut menujuforearc basinatau ke dalam palung yang nantinya akan tergabung ke dalam komplek subduksi. Batupasir yang mungkin dihasilkan adalah jenissubarkose.1. Collision orogenOrogen ini terbentuk akibat tumbukan kerak benua dengan kerak benua yang dicirikan oleh fragmen batuan sedimen dan metasedimen. Batupasir yang terbentuk tersusun dari batuan intermediet, perbandingan kuarsa dengan feldspar cukup tinggi, lithik fragmen dari sedimen dan metasedimen melimpah. Beberapa jenis batupasir kuarsa menunjukkan debriscratonyang mengalami siklus ulang. Batupasir dengan kandungan feldspar tinggi kemungkinan berasal dariterranesbatuan beku yang terangkat (terranes uplift). Batupasir dengan kandungan chert yang tinggi mungkin berasal darimelange terranes.Recycled orogenprovenance1. Foreland upliftForeland faultthrust beltmembentukhighlanddimana sedimen langsung berbatasan denganforeland basin. Pasir yang ada dicirikan oleh asosiasi kuarsa, chert, fragmen batuan sedimen yang diendapkan diforeland basin. Beberapa batupasir diforeland basinmengandung butiran detritus karbonat yang cukup tinggi hasil daridolostoneatau batugamping yang tersingkap.Contoh KasusSalah satu contoh kasus yang akan dibahas mengenai komposisi batupasir dan hubungannya denganprovenancedantektonic settingadalah Batupasir Nias. Batupasir Nias menunjukkan indikasi asal hasil siklus ulang tektonik daratan dari asal busur magmatik. Secara petrologi maupun tektonik, geologi Pulau Nias dapat menerangkan kondisi geologi daerah subduksi. Di Pulau Nias sendiri zona subduksi adalah berupa prisma akresi yang tersingkap diatas permukaan laut dan berlokasi pada posisiouter arc ridge(trench slope break) dari sistem arc sunda. Singkapan di Nias menampakan perselang-selingan slab-slab dan endapan slope basin. Urutan startigrafi satuan ini unik, lapisan diatas lebih tua daripada lapisan dibawahnya. Fenomena ini terjadi secara normal oleh tektonik subduksi, bukan karena lipatan membalik atauoverturned. Selain itu, tersingkap pula satuan batuan khasmelange, sehingga dengan melihat Nias bed bias terlihat bentuk prisma akresi secara lengkap.Pulau Nias dari waktu ke waktu mengalami pengangkatan. Hal ini terjadi karena adanya desakan lempeng samudera. Slab prisma akresi yang terbentuk berada dibawah slap yang sudah terbentuk sebelumnya, sehingga diperoleh urutan stratigrafi yang semakin muda ke arah bawah. Selama pengangkatan, terjadi pergeseran antar slab membentuk slope baru. Jaraknya semakin jauh dari garis penunjaman dan semakin besar ukurannya.Di sebelah barat sumatera, bukti-bukti zona subduksi itu terlihat di Nias. Secara stratigrafi, batuan di pulau ini dipisahkan menjadi dua satuan. Pertama endapan lerengtrench(trench slope) yang tersusun oleh batupasir yang berasal dari siklus ulang tektonik daratan. Kedua endapan trench (melange tektonicatau batupasirmelange) yang disusun oleh blok-blok tektonik yang bercampur dan terjebakdalam matriks dalam ukuran halus yang tergerus.

Cross sectionyang menunjukkan hubungantrenchdenganarcpada Sunda Trench sepanjang Pulau Nias hingga SumatraPenjelasan Batupasir pada endapan lerengtrenchmempunyai sortasi menegah sampai baik, menunjukan poroitas yang tinggi. Butiran kuarsa dan feldspar umumnyasubangularsampaisubrounded.Semen berupasparykalsit, dengan kelimpahan semen silika danphyllosilicatesedikit. Komposisi terdiri dari butiran karbonat dan fargmen cangkang,sponge spikuledan radiolaria yang berlaku sebagaimiscellaneous.Butiranquartozeadalah komponen yang utama pada batupasir slope. Kuarsa polikristalin menyusun kira-kira 6,5 % dari total butiranquartoze. Fragmen sedimen melimpah sedangkan fragmen metamorf umumnya sedikit. Potasium feldpsar dominan pada batupasir ini. Batupasirmelange(kompleks oyo) mempunyai sortasi yang jelek, dengan jumlah butiran ( >0,03 mm) rata-rata 91,5 % dan matriks semen rata-rata 8,5 %. Butiran kuarsa dan feldspar berbentuk angular sampai subangular, tetapi ada sejumlah kuarsa berbentuksubroundedsampairounded. Fragmen litiknyasubangularsampaisubrounded.Matriksnya berupa bahan rombakan yang terkristalisasi. Antara matriks dan butiran seringkali sulit dibedakan karena tidak ada perbedaan yang mencolok dalam ukuran butiran dan karena butiran litik yang terdeformasi. Batupasirmelangemempunyai semen berupaintergrowthantara serisit dan klorit. Semen silika kadang-kadang hadir tetapi semen karbonat tidak ada sama sekali.

Comments :5 Comments

Categories :Artikel GeologiHidrogeologi #26052010Kualitas Airtanah (Pulau Kecil)Kualitas airtanah di alam dapat berupa airtanah dangkal dan airtanah dalam (Rozi, 1995). Airtanah dangkal berada pada kedalaman di bawah 20 meter, sumber inilah yang banyak dimanfaatkan oleh masyarakat sebagai sumber air bersih.Kualitas airtanah dangkal menurut Rozi (1995) sangat dipengaruhi oleh kondisi lingkungan disekitarnya, antara lain :1. Bila jarak antara sumur dan septik tank kurang dari 10 meter untuk tanah biasa dan 15 meter untuk tanahporousatau gembur.2. Bila lokasi sumur tersebut sebelumnya merupakan lokasi sumber limbah rumah tangga, dekat pembuangan limbah industri atau bekas lokasi sampah (TPA).3. Masuknya atau merembesnya air permukaan yang telah tercemar kedalam sumur.4. Masuknya debu atau bahan pencemar lainnya kedalam sumur terbuka atau yang terbawa pada saat hujan.Untuk airtanah di pulau kecil yang berbatasan dengan laut, Saefudin (2000) mengungkapkan bahwa kualitasnya akan dipengaruhi oleh kontak air tawar dari daratan dengan air asin dari lautan. Indikator yang dapat dipakai secara cepat terutama dilapangan ialah besarnya Daya Hantar Listrik (DHL) dimana pengukuran dilakukan secara insitu menggunakan alatportableEC meter. Makin tawar air makin sedikit ion yang terlarut, sehingga makin rendah kualitas air dari segi estetika, yaitu rasa asin.Komite bersama antara LIPI, DPMA, GTL dan Departemen PU membuat panitia Ad Hoc Intrusi Air Asin (Sihwanto, 1990 dalam Saefudin, 2000) telah berhasil membuat kriteria air berdasarkan DHL, kandungan Cl-, dan TDS sebagai berikut :Tabel 1.Klasifikasi tingkat keasinan airtanah (Sihwanto, 1990 dalam Saefudin, 2000).KualitasTDS (mg/l)DHL (mmho/cm)Cl-(mg/l)

Tawar< 1000< 1500< 500

Agak Payau> 1000 < 3000> 1500 500 < 2000

Payau> 3000 5000 < 15000> 2000 < 5000

Asin> 10000 < 35000> 15000 < 50000> 5000 < 19000

Brine> 35000> 50000> 19000

Tabel 2.Klasifikasi air berdasarkan DHL (Mandel, 1981 dalam Syahwan, 2007)DHL (mmho/cm) pada Suhu 250CMacam Air

< 0,5Air murni

0,5 5Air suling

5 30Air hujan

30 2000Airtanah

35000 45000Air laut

> 100000Air garam

Tabel 3.Klasifikasi air berdasarkan jumlah garam terlarut (Davis dan De wiest dalam Syahwan, 2007)DHL (mmho/cm) pada Suhu 250CMacam Air

< 0,5Air murni

0,5 5Air suling

5 30Air hujan

30 2000Airtanah

35000 45000Air laut

> 100000Air garam

Menurut Saefudin (2000), karena letaknya yang sebagian besar berbatasan dengan laut, maka keadaan airtanah di pulau kecil akan tergantung kepada kondisi air tawar di darat berupa aliran airtanah serta besarnya gradien hidrolik dan tekanan air asin dari laut yang berkaitan dengan pasang-surut. Masih menurut Saefudin (2000), ada dua fenomena yang berpengaruh terhadap penurunan kualitas airtanah di pulau kecil yaitu terjadinya penyusupan air laut (salt water intrusion), dan gangguan air laut (salt water encroachment).Menurut Fetter (1994) dalam Saefudin (2000), sumber air asin yang dapat menyusup kedalam airtawar atau terjadinya air asin di daerah pantai bisa berupa air tertekan yang sudah ada sejak jaman purba (connate water), air di batas pertemuan air laut dan tawar (mixing zone), air permukaan dari laut yang menyusup melalui sungai atau saluran air sampai jauh ke arah darat saat pasang naik airlaut, atau air asin bawah permukaan di bawah air tawar (sub-surface salt water).Fetter (1994) dalam Saefudin (2000) juga menyebutkan bahwa kualitas airtanah di pulau kecil akhirnya akan tergantung kepada kekuatannya apakah akan terjadi pencucian air asin oleh air tawar (flushing) sehingga kualitasnya menjadi lebih baik ataukah sebaliknya terjadi penyusupan air asin ke dalam air tawar ke arah daratan sehingga kualitas airtanahnya menjadi lebih buruk.Adanya pengaruh air asin terhadap air tawar, selain dapat dilihat dari nilai DHL, bisa juga secara lebih rinci dilihat dari kandungan ion ion utama dalam air. Secara umum air tawar termasuk tipe Ca-HCO3yang intinya mempunyai ion dominan kalsium dan bikarbonat, sedangkan air laut mempunyai tipe Na-Cl artinya didominasi oleh ion natrium dan klorida. Diantara kedua tipe tadi bisa terdapat tipe Ca-Cl atau Na-HCO3, disamping tipe lain yang dipengaruhi oleh kejadian setempat misalnya adanya sulfat di daerah bekas rawa. Karena proses pertukaran ion, apabila terjadi pencucian air asin oleh air tawar maka akan muncul air dengan tipe Na-HCO3, sebaliknya apabila terjadi gangguan atau penyusupan air laut akan terjadi tipe Ca-Cl (Appello, 1991 dalam dalam Saefudin, 2000).Sumberdaya airtanah di pulau kecil dapat mengalami pencucian (flushing) oleh air tawar sebagai imbuhan dari arah daratan sehingga kualitasnya menjadi semakin baik, atau sebaliknya mengalami penurunan kualitas sebagai akibat intrusi oleh air laut (Anonim, 1997 dalam Saefudin, 2000).Menurut Falkland (1990) pengelolaan kualitas air di pulau kecil memiliki kealamian yang terfokus dalam area dekat pantai seperti muara, teluk, danlagoon. Area ini memiliki populasi tinggi dan ekologi yang sensitif. Penggangguan airlaut merupakan masalah serius dan paling utama untuk mutu/kualitas airtanah di pulau kecil. Tidak dapat dipungkiri bahwasanya pulau kecil sebagian besar wilayahnya merupakan wilayah pesisir.Selain penggangguan dari airlaut, penggangguan lain dapat berasal dari polusi sumur sumur dan sungai sungai yang ada. Polusi ini disebabkan karena tidak terkontrolnya penggunaan pupuk herbisida, dan pestisida. Hal ini terutama sekali mudah terjadi pada wilayah formasi batukarang.Masih menurut Falkland (1990) pulau kecil pada daerah tropis atau lembab disaat hujan lebat dikombinasikan dengan faktor lokal seperti topografi yang curam, saluran air sungai yang pendek, penebangan hutan, dan tanah yang mudah terkikis akan mengakibatkan pengendapan pada tempat penyimpanan air (water storages) sehingga kapasitas atau daya tampungnya berkurang.Oleh karena itu untuk pemenuhan kebutuhan akan air di pulau kecil dengan kualitas yang cukup baik, diperlukan pengembangan sumber daya air tidak konvensional seperti desalinisasi air laut, atau impor air dengan tongkang dan tangki/tank mencukupi permintaan untuk air.

Comments :Leave a Comment

Categories :Artikel GeologiHidrogeologi #16052010Cekungan Airtanah YogyakartaCekungan airtanah Yogyakarta berada di bagian selatan lereng Gunungapi Merapi yang dibatasi oleh dua sungai utama yaitu Sungai Opak di bagian timur dan Sungai Progo di bagian barat. Di bagian selatan cekungan ini dibatasi oleh Samudera Hindia. Secara morfologis rangkaian perbukitan Kulon Progo di bagian barat laut dan rangkaian Perbukitan Baturagung di bagian tenggara juga membatasi cekungan Yogyakarta. Secara geologis, cekungan Yogyakarta dibatasi oleh sesar utama yaitu, sesar sepanjang Kali Opak di bagian timur dan sepanjang Kali Progo di bagian barat. Selain itu, di dalam cekungan Yogyakarta terdapat juga beberapa sesar turun yang berpasangan, antara lain yang membentuk Graben Bantul dan Graben Yogyakarta (Sir M. Mac Donald and Partner, 1984).Sistem hidrogeologi yang dibentuk oleh Formasi Yogyakarta dan Formasi Sleman dalam cekungan Yogyakarta membentuk tatanan akuifer yang disebut Sistem Akuifer Merapi (SAM). SAM secara hidrologis membentuk satu sistem akuifer, terdiri atas akuifer berlapis banyak (multilayer aquifer) yang memiliki sifat-sifat hidrolika relatif sama dan saling berhubungan antara satu dengan yang lainnya.Secara umum, air bawah tanah mengalir dari utara ke selatan dengan landaian hidrolika yang secara bergradrasi semakin kecil. Morfologi air bawah tanah menyerupai bentuk kerucut dan menyebar secara radial. Bentuk ini merupakan ciri khas morfologi air bawah tanah daerah gunungapi. Daerah imbuhan (recharge area) berada di bagian lereng atau tubuh gunungapi. Air bawah tanah berasal dari peresapan air hujan dan secara tidak langsung juga dari peresapan air sungai dan air irigasi di daerah pertanian. Daerah pelepasan (discharge area) berada mulai sekitar Saluran Mataram sampai daerah Bantul selatan. Di daerah selatan, air bawah tanah pada Formasi Sleman memiliki energi potensial yang relatif besar dan mengalir pada litologi yang memiliki sifat fisik relatif sama dengan Formasi Yogyakarta sehingga terjadi aliran bawah tanah secara vertikal dari Formasi Sleman ke Formasi Yogyakarta.Ketebalan SAM sangat beragam, secara umum ketebalannya bertambah besar kea rah selatan. Di daerah Graben Yogyakarta, yaitu daerah Ngaglik, ketebalan SAM mencapai 80 meter, di daerah Bedog dan Karanggayam sekitar 140 meter, dan di daerah Kota Yogyakarta mencapai 150 meter. Ketebalan ini berkurang kembali di luar Graben Yogyakarta yatu sekitar 45 meter di selatan Yogyakarta. Di daerah Graben Bantul yaitu di sekitar Kota Bantul ketebaln SAM meningkat kembali menjadi 125 meter.Litologi utama penyusun Cekungan Yogyakarta adalah Formasi Yogyakarta di bagian atas dan Formasi Sleman di bagian bawahnya yang merupakan endapan volkaniklastik dari Gunung Merapi.

Comments :1 Comment

Categories :Artikel Geologi2nd English Sector2042010The Most Dangerous Disasters in IndonesiaIntroductionDisaster, bad enough or no is always identical with a serious bad situation. Disasters are events that threaten and disrupt community life caused by natural factors or unnatural factors and human factors that lead to the emergence of the human casualties, environmental damage, property loss, and psychological impact (http://en.wikipedia.org/wiki/Disaster). In this case, the disaster meant here is a natural disaster. A natural disaster is a physical event that occurs due to natural events like earthquakes, volcanic eruptions and landslides. Humans cant manage an emergency situation so that a human loses of property and infrastructure, even until death. Losses due to natural disasters depend on the ability of humans to prevent or avoid disasters. Many natural disasters that occur in Indonesia because the position of Indonesia is very complex based on the point of view of geologist. Disasters that occur in Indonesia are something like earthquakes, tsunamis, volcano eruption, landslide, floods, storms, forest fires, etc. From various kinds of natural disasters, earthquakes, volcano eruptions, and landslides are dangerous disasters that often happen in Indonesia.There are many reasons that earthquake, volcanic eruption, and landslide are dangerous disasters that often happened in Indonesia.I. Indonesia Has a Rock Basement That Always Moves Every YearEarth is made up of several layers of rock. The outermost layer of rock is the crust. The crust is divided into several sections and then the crust moves known as plate tectonic movement. Plate tectonics is each plate move or less independently and grinds against the others, concentrating most deformation, volcanism, and seismic activity along the periphery (Parker, 1984). On the other hand, plate tectonics is a scientific theory which describes the large scale motions of Earths lithosphere (http://en.wikipedia.org/wiki/Plate_tectonic).Plate tectonic is called a plate because the thickness reaches only about 100 kilometers while the length can reach thousands of kilometers. On earth there are seven major tectonic plates and several small tectonic plates. They move relative into each other at plate boundaries, divergent (spreading), convergent (collision), or transform. Earthquakes, volcanic activity, mountain formation, and oceanic trench formation generally occurs in areas along plate boundaries.A. the Area is Among Three Plate TectonicsIn Indonesia there are also large tectonic plates that cause the rock basically to move every year. This is because Indonesia becomes an archipelagic state. Plate tectonics is located along the southern coast of Sumatra Island, the southern coast of Java Island, the southern coast of Bali Island, the southern coast of Southeast Nusa Island, and West Papua Island also the eastern of Sulawesi Island. Tectonic plates that move in the territory of Indonesia, namely: Eurasian plate, Indo-Australian plate, and Pacific plate.- Eurasian plateThe Eurasian Plate is a tectonic plate which includes most of the continent of Eurasia (a landmass consisting of the traditional continents of Europe and Asia), with the notable exceptions of the Indian subcontinent, the Arabian subcontinent, and the area east of the Chersky Range in East Siberia (http://en.wikipedia.org/wiki/Eurasian_plate)- Indo-Australian plateThe Indo-Australian Plate is a major tectonic plate that includes the continent of Australia and surrounding ocean, and extends northwest to include the Indian subcontinent and adjacent waters (http://en.wikipedia.org/wiki/Indo-Australian_Plate).- Pacific plateThe Pacific Plate is an oceanic tectonic plate beneath the Pacific Ocean (http://en.wikipedia.org/wiki/Pacific_plate). In the other hand, the Pacific Plate is a continental margin typified by that of the western Pacific where oceanic lithosphere descends beneath an adjacent continent and produces an intervening island arc system (Parker, 1984).B. the Area is on Subduction ZoneEach tectonic plates moves relative to each other to achieve a dynamic balance. The meeting of tectonic plates is called a subduction zone. Result from collisions between tectonic plates is an earthquake which is referred to as tectonic earthquakes. This is the answer to the question of why earthquakes frequently occur in Indonesia.In geology, subduction is the process that takes place at convergent boundaries by which one tectonic plate moves under another tectonic plate, sinking into the Earths mantle, as the plates converge (http://en.wikipedia.org/wiki/Subduction). According to Parker (1984), subduction is the process by which one crustal block descends beneath another, such as the descent of the Pacific plate beneath the Eurasian plate along the Sumatra Trench. A subduction zone is an area on Earth where two tectonic plates move towards one another and subduction occurs (http://en.wikipedia.org/wiki/Subduction). Still according towikipedia.com, rates of subduction are typically measured in centimeters per year, with the average rate of convergence being approximately 2 to 8 centimeters per year (about the rate a fingernail grows).II. Indonesia Has a Volcanic Arc from West until EastIn the territory of Indonesia there are many volcanoes ranging from Aceh on the Sumatra Island to the west of the Papua Island. This is known as volcanic arc. This is the reason that volcanic eruptions are dangerous disasters that often happened in Indonesia.A. Melting of Rock Basement Because of Subduction ProcessMany volcanoes in Indonesia are due to subduction processes that occur in the basement rocks of Indonesian territory. Because the subduction process is thaw the bedrock so that the molten rock rose into the surface and form volcano morphology on the surface of the earth. This is evidenced by the formation of a volcanic arc relatively parallel to the subduction zone.B. Magmatic ActivityMagmatic activity is the movement of magma within the bowels of the earth because of pressure differences and temperature differences.As a result of magma movement is could be an earthquake and it called volcanic earthquakes. Then if the movement of magma is very large and able to reach the surface there will be a volcanic eruption. Magmatic activity is caused by two main things, namely:- Pressure difference- Temperature differenceConclusionNatural disasters are a natural phenomenon that cannot be avoided. These phenomena occur in almost any area. Wherever we live, natural disasters will always be around us because we live in nature. Natural disasters are caused by natural disasters on our control or natural disasters beyond our control. Natural disasters may be the changes the earths surface, climate change, and various natural phenomena that can lead to other natural disasters. Indonesia is a large country with large natural disasters and non-natural disasters. Either volcanic earthquakes or tectonic earthquakes, landslides or scientifically called mass movements, and volcanic eruptions is natural disasters of the greatest and most often occur in Indonesia and we really need to aware of it.

Comments :Leave a Comment

Categories :Artikel GeologiEnglish Sector2042010Euthanasia Should Be Legalized with Several ReasonA few years ago, euthanasia often discussed many people in this world. A lot of people disagree about this system but in the other hand a lot of people also agree this system. Euthanasia is call up polemic in the world that need a detail research and investigation to make it done.There are many reasons that euthanasia should be legal. First, the patients have no chance of recovery. Many people think that it is a main reason of euthanasia. They think that they can never live a normal life. That disease makes a fault organ all day life. Some of them also think that they must be kept alive by life-support machines. The example is Mr. Samuel who cant breathe have to use respirators to help breathing. And then he cant eat normally have to use feeding tubes to be able to eat and get enough nutrition.Second, medical costs are very high. This is a common reason in Indonesia. For basic care the cost of hospital room is about $ 1,450. This is just for a basic care, whereas for crucial disease are need a care more than just basic care. Of course the cost is more expensive than % 1,450. And then the high cost medical care causes financial problems. With emergence of big financial problems will cause the other problems such as social problem, psychology problem, etc.Third, the family suffers. The example is from the case of Nancy Cruzan. Nancy had to take care of her father who suffered from AIDS with a vengeance when Nancy was busy. Finally, nurses and other medical staff only give minimum care because Nancy doesnt care again with her father. And then Nancy Cruzan must spend time to care for special needs. This is a burden for Nancy Cruzen because Nancy is a busy career woman.Eventually, with the reason mentioned earlier that really logical, euthanasia should be legal. This is because more positive aspects than negative aspects of euthanasia.

Comments :Leave a comment

Categories :Non GeologiGeologi Struktur Indonesia29032010Evolusi Morfotektonik Zona RembangBAB I. STRATIGRAFIMandala Rembang termasuk dalam cekungan Jawa Timur utara. Secara historis penggunaan nama-nama satuan stratigrafis pada zona ini semula hanya digunakan secara terbatas, tak terpublikasikan, pada dilingkungan perusahaan minyak Belanda BPM (Batafsche Petroleum Maatschapij), yaitu pendahulu perusahaan Shell, yang dulu memegang konsesi daerah Cepu. Nama-nama formasi secara resmi baru mulai digunakan oleh Van Bemmelen (1949) danStratigraphic Lexicon of Indonesiaoleh Marks (1957). Harsono (1983) melakukan perubahan dari nama-nama tak resmi sepertiglobigerina marlatauOrbitoiden-Kalkdengan memberikan nama yang baru, menetapkan lokasi tipe, sesuai dengan Sandi Stratigrafi Indonesia. Penentuan umur secara teliti dari setiap formasi dengan menggunakan pertolongan fosil foraminifera plangtonik telah dilakukan oleh Harsono (1983).Zona rembang dimulai dari ujung barat perbukitan di selatan Demak, memanjang ke arah timur dan timur laut memasuki wilayah Jawa Timur, memanjang melewati Pulau Madura, terus ke arah timur hingga ke Pulau Kangean. Arah memanjang perbukitan tersebut mengikuti sumbu-sumbu lipatan, yang pada umumnya berarah barat-timur. Di beberapa tempat sumbu-sumbu ini mengikuti polaen echelonyang menandakan adanya sesar geser lateral kiri (left lateral wrenching faulting).Bagian utara dari antiklinorium rembang yang mengandung formasi batuan berumur miosen awal, telah mengalami pengangkatan dan erosi. Suatu kelompok antiklin yang terdapat di bagian selatan dikenal sebagai zona rembang tengah dan selatan, juga sering disebut sebagaiCepu Trend. Batuan tertua yang tersingkap di bagian ini berumur miosen akhir, yang kebanyakan mengandung minyak. Batuan yang berfungsi sebagai reservoar hidrokarbon yang utama di daerah rembang adalah batupasir ngrayong (miosen tengah) sedangkan penyumbat atau (seal)nya adalah batulempung wonocolo yang berumur miosen akhir.Pada zona rembang bagian utara terdapat 2 gunung api pleistosen, yaitu Gunung Muria dan Lasem. Gunung api yang telah padam ini mempunyai komposisi batuan yang lain apabila dibandingkan dengan gunung api yang lain. Komposisinya bukan andesit tetapi berupa batuan beku yang kaya akan leucite (feldspatoid), mirip dengan batuan yang tergolong pada kelompok gunung apimediteranian suite, seperti yang dijumpai di Atlantika.Zona Rembang terbentang sejajar dengan zona Kendeng dan dipisahkan oleh depresi Randublatung, suatu dataran tinggi terdiri dari antiklinorium yang berarah barat-timur sebagai hasil gejala tektonik Tersier Akhir membentuk perbukitan dengan elevasi yang tidak begitu tinggi, rata-rata kurang dari 500 m. Beberapa antiklin tersebut merupakan pegunungan antiklin yang muda dan belum mengalami erosi lanjut dan nampak sebagai punggungan bukit. Zona Rembang merupakan zona patahan antara paparan karbonat di utara (Laut Jawa) dengan cekungan yang lebih dalam di selatan (cekungan Kendeng). Litologi penyusunnya campuran antara karbonat laut dangkal dengan klastika, serta lempung dan napal laut dalam.Stratigrafi Zona Rembang tersusun atas Formasi Ngimbang, F. Kujung, F. Prupuh, F. Tuban, F. Tawun, F. Ngrayong, F. Bulu, F. Wonocolo, F. Ledok, F. Mundu, F. Selorejo, dan F. Lidah.Formasi KujungTersusun oleh serpih dengan sisipan lempung dan secara setempat berupa batugamping baik klastik maupun terumbu. Diendapkan pada lingkungan laut dalam sampai dangkal pada kala Oligosen Akhir sampai Miosen Awal.Formasi TubanTersusun oleh lapisan batulempung dengan sisipan batugamping. Semakin ke selatan berubah menjadi fasies serpih dan batulempung (Soejono, 1981, dalam PanduanFieldtripGMB 2006). Diendapkan pada lingkungan neritik sedang-neritik dalam.Formasi TawunTersusun oleh serpih lanauan dengan sisipan batugamping. Pada bagian atas formasi ini didominasi oleh batupasir yang terkadang lempungan dan secara setempat terdapat batugamping. Satuan di bagian atas ini sering disebut sebagai Anggota Ngrayong. Diendapkan pada laut terbuka agak dalam sampai laut dangkal di bagian atas pada Miosen Tengah (N9-N13) (Rahardjo & Wiyono, 1993, dalam PanduanFieldtripGMB 2006).Formasi Tawun dimasa lalu disebut sebagaiLower Orbitoiden-Kalk(Lower OK) dan dimasukkan dalam apa yang disebutRembang beds(Van Bemmelen, 1949). Selanjutnya Koesoemadinata (1978) menamakannya sebagai Anggota Tawun dari Formasi Tuban. Pada tahun 1983, Harsono menaikkan status anggota ini menjadi Formasi (tabel III.1). Menurut Harsono Formasi Tawun ini tersusun oleh perselingan antaragypsiferous carbonaceous shaledengan struktur gelembur arus, serta batugamping yang kaya akan foraminifera besar golonganOrbitoidaeseperiLepidocyclina. Singkapan yang dijumpai merupakan bagian teratas dari Formasi ini, tersusun oleh batulempung abu-abu kehijauan dengan sisipan batugamping dan batupasir. Didaerah sekitar desa Ngampel terdapat singkapan dari Formasi ini setebal 30 m. Perlapisannya mengandung fosil foraminifera plangtonik yang menunjukkan umur N 8 (Akhir Miosen Awal) berupa kumpulan spesies :Globigerinoides diminutus, Pareorbulina transtoria dan Globigerinoides sicanus. Sedangkan kandungan foraminifera bentoniknya menunjukkan bahwa Formasi ini diendapkan pada kondisi laut sangat dangkal pada kondisi penguapan yang sangat tinggi. Ke arah atas litologi ini ditumpuki oleh batupasir merah hingga merah jambu, dengan gejala struktur silang siur yang menjadi ciri dari batupasir Ngrayong.Formasi NgrayongAnggota ini juga disebut Upper Orbitoiden-Kalak oleh Trooster (1937), Van Bemmelen (1949) menamakan Upper Rembang beds. Nama batupasir anggota Ngrayong telah diperkenalkan Brouwer (1957), yang mengajukan tipe local pada desa Ngrayong, Jatirogo, dimana susunan utamanya batupasir denganintercalationbatubara dansandy clay.Harsono (1983), mendeskripsi Ngrayong sebagai anggota formasi Tawun, terdiri dariorbitoid limestonedanshaledalam bagian bawah dan batupasir dengan intercalation batugamping dan lignit di bagian atas. Umur dari unit ini Miosen Tengah, pada area N9-N12. Lingkungan pengendapan dari anggota ini fluvial atau submarine dalam singkapan di sebelah utara (Jatirogo, Tawun) dan menjadi lingkungan laut pada bagian selatan. Di dekat Ngampel sekuen pasir endapan laut yang mendangkal ke atas darishore faceke pantai akan terlihat anggota ini mungkin berhubungan dengan haitus di atas area mulut laut jawa. Anggota ini merupakan reservoar utama dari lapangan minyak Cepu, tetapi terlihat adanyashaleyang hadir di bagian selatan dan timur dari lapangan ini. Ketebalan dari unit ini bervarian (lebih dari 300 m).Formasi BuluSemula formasi ini disebut sebagaiPlatenComplexoleh Trooster (1937). Tersusun oleh batugamping pasiran yang keras, berlapis baik, berwarna putih abu-abu, dengan sisipan napal pasiran. Pada batugampingnya dijumpai banyak foraminifera yang berukuran sangat besar dari spesiesCycloclypeus(Katacycloclypeus)annulatusberasosiasi dengan fragmen koral dan alga serta foramnifera kecil. Harsono (1983) menggunakan nama Formasi Bulu sebagai nama Resmi, dengan memasang lokasi tipe di Sungai Besek, dekat desa Bulu, Kabupaten Rembang. Posisi stratigrafi, umur dan litologinya dapat dilihat pada tabel III.1.Pada peta geologi lembar Rembang (1 : 100.000), formasi ini melampar luas terutama di wilayah antiklonorium Rembang Utara. Satuan ini menebal ke arah barat, mencapai ketebalan hingga 360 m di sungai Larangan. Dibagian timur di sungai Besek dekat desa Bulu ketebalannya hanya 80 meter. Kondisi litologi dan kandungan fosilnya menunjukkan bahwa Formasi ini diendapkan pada laut dangkal, terbuka pada Kala Miosen Tengah Awal Miosen Akhir (N 13 N 15).Formasi WonocoloTersusun dari napal kuning-coklat, mengandung glaukonit, terdapat sisipan kalkarenit dan batulempung. Menurut Purwati (1987, dalam PanduanFieldtripGMB 2006) lingkungan pengendapan formasi ini adalah neritik dalam hingga bathyal tengah pada Miosen Tengah-Miosen Atas (N14-N16).Formasi Wonocolo semula disebut sebagai anggota bawah dari FormasiGlobigerinaoleh Trooster (1937). Formasi ini menumpang secara selaras di atas formasi bulu dan ditumpangi oleh Formasi Ledok. Pada umumnya tersusun oleh napal dan napal lempungan yang tidak berlapis, kaya akan kandungan foraminifera plangtonik. Pada bagian bawahnya dijumpai sisipan batugamping pasiran dan batupasir gampingan dengan ketebalan bervariasi antara 520 cm. Urutan ini menunjukkan bahwa selama pengendapannya terjadi kondisi transgresif. Marks (1957) dan Harsono (1983) menyimpulkan bahwa umur dari formasi ini adalah Miosen Tengah Miosen Akhir kisaran umur N 14 N 16. (lihat tabel III.1).Singkapan dari Formasi Wonocolo dijumpai mulai dari daerah Sukolilo, barat daya Pati. Ketebalan dari Formasi ini sangat bervariasi. Ke arah utara formasi ini berubah fasies menjadi batugamping dari Formasi Paciran. Melimpahnya fauna plangtonik pada batuan penyusun formasi ini menunjukkan bahwa pengendapannya berlangsung pada laut yang relatif dalam, wilayah ambang luar hingga batial atas.Formasi LedokSecara selaras di atas Formasi Wonocolo terdapat Formasi Ledok. Trooster (1937) menganggap satuan ini sebagai anggota dari FormasiGlobigerina, namun para peneliti sesudahnya menganggap berstatus formasi (Marks, 1957; Harsono, 1983). Formasi Ledok secara umum tersusun oleh batupasir glaukonitan dengan sisipan kalkarenit yang berlapis bagus serta batulempung yang berumur Miosen Akhir (N 16N 17). Posisi stratigrafi, umur dan litologinya dapat dilihat pada tabel III.1.Ketebalan dari Formasi Ledok ini sangat bervariasi. Pada lokasi tipenya, yaitu daerah antiklin Ledok, ketebalannya mencapai 230 m. Di daerah sungai Panowan mencapai 160 m, sedangkan di sungai Cegrok tinggal 50 m. Batupasirnya kaya akan kandungan glaukonit dengan kenampakan struktur silang siur. Di beberapa tempat batupasir tersebut terutama tersusun oleh hanya oleh test foraminifera plangtonik dengan sedikit mineral kuarsa. Secara keseluruhan bagian bawah dari formasi ini cenderung tersusun oleh batuan yang berbutir lebih halus dari bagian atas, menunjukkan kecendrungan kondisi pengendapan laut yang semakin mendangkal (shallowing-upward sequence). Ke arah utara, seperti halnya Formasi Wonocolo, Formasi Ledok ini juga mengalami perubahan fasies menjadi batugamping dari formasi Paciran.Formasi MunduSatuan stratigrafi ini semula disebut sebagaiMundu stageoleh Trosster (1937). Selanjutnya oleh Van Bemmelen (1949) disebut sebagaiGlobigerina Marls. Oleh Marks (1957) satuan ini diresmikan sebagai Formasi. Formasi ini tersusun oleh napal masif berwarna putih abu-abu, kaya akan fosil foraminifera plangtonik. Secara stratigrafis Formasi Mundu terletak tidak selaras di atas formasi ledok, penyebarannya luas, dengan ketebalan 200 m300 m di daerah antiklinCepu area, ke arah selatan menebal menjadi sekitar 700 m. Formasi ini terbentuk antara Miosen Akhir hingga Pliosen (N 17N 21), pada lingkungan laut dalam (bathyial).Formasi SelorejoUnit ini pembentukannya disebutSelorejo Bedsoleh Trooster, 1937, yang telah diklasifikasikan sebagai anggota dair Formasi Lidah oleh Udin Adinegoro (1972) dan Koesoemadinata (1978). Sejak Harsono (1983) tidak melakukan pengamatan ketidakselarasan antara Formasi Lidah dan Mundu. Dia memasukkan anggota Selorejo dalam Formasi Mundu. Tipe lokalnya dari Desa Selorejo dekat Cepu dan terdiri lebih keras dan lebih lunak antar lapisan, menyisakan kebanyakan glaukonit. Dari foraminifera dianggap lingkungan laut dalam.Satuan batuan ini semula oleh Trooster (1937) disebut sebagaiSelorejo beds. Selanjutnya Udin Adinegoro (1972) dan Koesoemadinata (1978) menyebutnya sebagai anggota dari Formasi Lidah. Harsono (1983) menyimpulkan bahwa Selorejo ini merupakan anggota dari Formasi Mundu. Lokasi tipenya terletak di desa Selorejo dekat kota Cepu. Anggota Selorejo ini tersusun oleh perselingan antara batugamping keras dan lunak, kaya akan foraminifera palngtonik serta mineral glaukonit.Penyebaran dari Anggota Selorejo ini tidak terlalu luas, terutama meliputi daerah sekitar Blora, sebelah utara Cepu (desa Gadu) dan di selatan Pati. Ketebalannya berkisar antara 0 hingga 100 meter. Berdasarkan kandungan foraminifera palngtonik, umur dari Anggota Selorejo adalah Pliosen ( N 21).Formasi LidahFormasi ini terdiri atas batulempung kebiruan, napal berlapis dengan sisipan batupasir dengan lensa-lensa coquina. Dahulu Trooster (1937) menyebutnya sebagai Mergetton, yang terbagi menjadi dua bagian, yaitu Tambakromo dan TuriDomas. Harsono (1983) kemudian meresmikan satuan ini menjadi berstatus formasi, yaitu Formasi Lidah (tabel III.1).Bagian terbawah dari formasi ini diduga merupakan endapan neritik tengah hingga neritik luar, yang tercirikan oleh banyaknya fauna plangtonik tetapi masih mengandung foraminifera bentonik yang mencirikan air relatif dangkal sepertipseudorotalia sp.danAsterorotalia sp. Ke arah atas, terjadi urutan yang mendangkal ke atas (shallowing upward sequence), yang dicirikan oleh lapisan-lapisan yang kaya akan moluska.I.1.7Formasi PaciranSatuan ini semula oleh Van Bemmelen (1949) disebut sebagaiKarren Limestone. Secara umum penyusunnya terdiri atas batugamping pejal, dengan permukaan singkapan-singkapannya mengalami erosi membentuk apa yang disebut sebagaikarren surface. Harsono (1983) secara resmi menggunakan nama Paciran dan menempatkannya pada status formasi, dengan lokasi tipenya berada di daerah bukit piramid di sekitar Paciran, kabupaten Tuban. Formasi ini dijumpai hanya dibagian utara dari Zona Rembang. Posisi stratigrafi, umur dan litologinya dapat dilihat pada tabel III.1. Umur dari Formasi ini masih memicu terjadinya perbedaan. Harsono (1983) menempatkannya pada Kala PliosenAwal Pleistosen, yang secara lateral setara dengan Formasi Mundu dan Lidah. Namun di beberapa tempat terdapat bukti umur yang menunjukkan bahwa Formasi Paciran telah berkembang pada saat pembentukan Formasi Ledok dan Wonocolo.BAB II STRUKTUR GEOLOGIPulau jawa mempunyai dua macam konfigurasi struktur (structural grains) yang berbeda. Di bagian utara tercirikan oleh kecendrungan mengikuti arah timur-barat. Pola timurlautbaratdaya diduga mengikuti konfigurasibasement.Basement-nya sendiri diduga merupakan bagian dari kerak benua yang berumur Pre Tersier, tersusun oleh mlange, ofiolit dan bagian dari jenis kerak benua lain. Pola struktur yang berarah timurbarat ini sesuai dengan busur volkanik Tersier yang juga berarah timurbarat (Hamilton, 1978). Cekungan Jawa Timur, dimana Kendeng dan Rembang terletak, kemungkinan terletak pada kerak perantara (intermediate crust) dari kelompok mlange yang berangsur berubah menjadi kerak samudra, yang mungkin terdapat pada penghujung timur dari cekungan ini.Pada bagian barat cekungan Jawa Timur nampak adanya kecendrungan arah morfologi dan struktur timurbarat (gambar IV.1). Hal ini dapat dibandingkan dengan cekungan selatan (Southern Basin). Daratan tersebut mencakup zona Rembang dan Zona Kendeng serta kelanjutannya, yang dibagian utara dibatasi oleh tinggian Kujung-KangeanMaduraSepanjang yang terbentuk sebagai akibat sesar geser (wrench related). Ke arah selatan zona ini dibatasi oleh jalur gunung api kuarter. Cekungan ini kemungkinan terbentuk sejak Eosen hingga akhir Oligosen oleh suatu tektonik ekstensional, yang kemudian diikuti oleh fase tektonikinversesejak awal Miosen hingga Holosen. Pada fase inversi ini dibagian utara dari cekungan ini mengalami pengangkatan (zona Rembang) sedangkan pada bagian selatannya masih berupa cekungan laut dalam (zona Kendeng).Dalam kerangka tektonik regional maka proses pembentukan struktur Tersier di Pulau Jawa dapat dibagi menjadi 3 periode :1.Paleogen Extension Rifting2.Neogen Compressional Wrenching3.Plio Pleistocene Compressing Thrust FoldingFase ekstensional Paleogene menghasilkangraben / half grabendan sesar-sesar yang mempunyai arah pemanjangan timurbarat. Selanjutnya pada fase kompresi pada Awal Miosen terjadi reaktivasi dari sesar ekstensional yang sebelumnya telah ada, yang menunjukkan adanya kontrol tektonik terhadap pembentukan awal cekungan.PeriodeNeogen Compressional Wrenchingditandai oleh pembentukan sesar-sesar geser, yang terutama terjadi akibat gaya kompresif dari tumbukan lempeng Hindia. Sesar geser yang terjadi membentuk orientasi tertentu, yang berhubungan dengan kompresi utama. Sebagian besar pergeseran sesar merupakan reaktivasi dari sesar-sesar normal yang terbentuk pada periode Paleogen.PeriodePlio Pleistocene Compressional Thrust Foldingditandai oleh pembentukan lipatan yang berlanjut pada pembentukan sesar-sesar naik.Antiklinoriumdanthrust beltyang terjadi memiliki orientasi tertentu yang berhubungan dengan arah kompresi dan kinematika pembentukannya. Pada zaman Neogen cekungan Jawa Timur bagian utara mengalami rezim kompresi yang menyebabkan reaktivasi sesar-sesar normal tersebut dan menghasilkan sesar-sesar naik.Pada jaman Pre-Tersier lempeng Jawa Timur mengalami penunjaman dibawah lempeng Sunda, mengkuti arah memanjang zona penunjaman kurang lebih N 600E, penunjaman ini berakibat pemendekan lempeng pada arah tegaklurus arah penunjaman. Pada saat itu cekungan Jawa Timur barangkali masih berupa cekungan muka busur (fore arc basin). Pada Awal Miosen atau lebih tua, tektonik ekstensi bekerja di zona Rembang. Ekstensi ini kemudian diikuti oleh serangkaian tegasan kompresif yang menjadi aktif sejak Akhir Miosen hingga Holosen dengan arah yang bergeser dari arah timur laut. Kompresi ini juga bekerja pada zona Kendeng sejak Akhir Miosen dan seterusnya. Namun rekaman stratigrafis dari peristiwa ini hanya dapat diamati pada bagian bawah dari Formasi Kerek. Kompresi ini juga menjadi semakin lemah selama pembentukan sedimen yang lebih muda.BAB III. MORFOTEKTONIKEvolusi Morfotektonik zona rembang berdasarkan data stratigrafi dan struktur geologinya dapat dibagi menjadi 4 fase:1. Fase Tektonik pertama yang terjadi selama tersier sampai awal Oligocene yang mengendapkan formasi Ngimbang dan Kujung yang diendapkan diatas basement yang berupa mlange dan ofiolit. Formasi Ngimbang yang tersusun oleh batupasir dan batulanau yang terdapat sisipan batugamping mengindikasikan bahwa pengendapannya merupakansyn-rift post riftsehingga terbentuk cekungan laut dangkal. Cekungan ini mulai stabil pada saat terendapkannya formasi Kujung yang berupa batugamping. Pada fase ini gaya yang bekerja dominannya adalah gaya ekstensional. Cekungan ini berupafore arc basin2. Fase yang kedua terjadi pada oligocen tengah sampai miosen akhir. Pada waktu ini penunjaman lempeng hidia ke pulau Jawa yang oblique. Penunjaman yang oblique ini membentuk struktur lipatan dan sesar yang berarah timur laut barat daya (pola meratus). Pada fase ini rembang masih berupa fore arc basin dan telah memasuki fasesagging inverse. Pada waktu inilah terendapkan formasi Prupuh, Tawun, Ngrayong, Bulu, Wonocolo, dan Ledok. Kedudukan muka air laut pada kala ini relative regresi sehingga menyebabkan pola progadasional yang menyebabkan perebahan facies secara lateral kearah darat ke arah utara. Hal ini dibuktikan dengan adanya perubahan facies dari batugamping (formasi Prupuh) ke batupasir, batulempung yang kaya mineral Glaukonit (formasi Ngrayong dan ledok). Batupasir ini kemungkinan diendapkan di lingkungan delta.3. Fase yang ketiga terjadi pada Miosen akhir sampai pleistocen awal. Pada fase ini terjadi transgresi air laut yang menyebabkan kenaikan muka air laut secara relative yang mengendapkan formasi Mundu, Paciran, Selorejo, dan Lidah. Pada fase ini rembang masih berupa fore arc basin. Memasuki pengendapan formasi Pacerain dan selorejo terjadi regresi muka air laut sehingga terjadi perubahan lingkungan pengendapan lagi dari laut dalam (bathial) ke laut dangkal (neritik tengah).4. Fase yang keempat terjadi pada Pleistocene akhir Holosen. Pada fase ini penunjaman lempeng Hindia sudah tegak lurus dengan pulau jawa sehingga terbentuklah lipatan, sesar, dan struktur-struktur geologinya lainnya yang berarah timur-barat. Penunjaman ini juga menyebabkan terjadinya partial melting, sehingga terjadi vulkanisme di sebelah selatan zona rembang. Sehingga zona rembang berubah menjadi back arc basin. Vulkanis me ini juga menyebabkan terendapkan batuan batuan gunung api seperti tuff, breksi andesit, aglomerat. Dan juga terjadi intrusi-intrusi andesit. Peristiwa ini menyebabkan zona rembang menjadi daerah yang prospek dalam eksplorasi hidrokarbon. Dimana formasi Ngimbang merupakan source rock yang poetensial. Pematangan source rock ini disebabkan karena naiknya astenosfer yang diakibatkan penunjaman ini. Daerah back arc basin lebih potensial terjadi pematangan source rock daripada fore arc basin. Sedangkan batuan penutup dan reservoir banyak ditemui di formasi Tawun dan Tuban dimana banyak mengandung batulanau-batulempung sedangkan reservoarnya bayak ditemui pada formasi Ngrayong, dan Ledok yang mengendapkan batupasir. Reservoir lainnya yang berupa batugamping juga ditemukan.

Comments :2 Comments

Categories :Artikel GeologiGeologi Sejarah29032010Perkembangan Organisme Di Bumi Selama Jaman KapurPENDAHULUANFLORAFamili dariAraucaricaceaeyang sekarang hanya ada di bumi belahan selatan. Terawetkan di Arizona. Diameternya 1,5 meter dan panjangnya mencapai 30 meter. Paku pakuan yang pertama ada pada Jaman Jura akhir dan menyebar luas pada Jaman Kapur, sebagaimana telah terfosilkannya dalam bentuk kayu.Sequoiasmuncul selama Jaman Jura dan menjadi umum pada Jaman Kapur. (Stokes, 1973).Kepunahan dan perubahan yang mendadak dalam dunia vegetasi di bumi terjadi pada Jaman Kapur tengah. Awalnya, selama Jaman Trias dan Jura, tanaman yang paling banyak adalahgymnospermae, atau tanaman tak berbunga. Variasinya antaracycads, dan tanaman paku pakuan lain. Setelah Jaman Kapur tengah, tanaman yang muncul adalahangiospermaeatau tanaman berbunga. Tanaman ini mempunyai struktur bunga dan ada sel telur.Angiospermaeini dibagi menjadi 2 kelompok, yaitu dikotil dan monokotil. Dikotil merupakan tanaman berakar serabut dan dengan tulang daun yang bercabang. Jenisnya seperti pohon. Monokotil merupakan tanaman berakar tunggal dengan tulang daun yang sejajar. Tanamannya seperti rumput, palem, bunga lili, dan anggrek. Diperkirakan ada sekitar 175.000 spesies tanaman berbunga yang hidup. Sedikitnya, 30.000 fosil spesiesnya telah ditemukan. Tanaman ini berbunga pada semua iklim dan termasuk pepohonan.(Stokes, 1973).Asalmula dariangiospermaemerupakan permasalahan yang tak terpecahkan. Umumnya tersebar mendominasi pada Jaman Kapur. Tanaman palemSan miguelia, ditemukan pada batuan Jaman Trias atas dari Colorado barat daya, mempunyai kemungkinan sebagaiangiospermaeyang paling tua yang pernah ditemukan. Sedangkan jejak darimagnolia,sassafras,figdanwillowumumnya hadir pada batuan Jaman kapur atas. Hutan dariangiospermaeini mendukung pada bentukan dari batubara pada Jaman Kapur. Butiranpollendari kelompok ini berguna dalam mengetahui keadaan iklim dan sebagai korelasi antara tanaman yang ada.(Stokes, 1973).Fosil dari kelompok tumbuhan berbunga pada Jaman Kapur sangat mirip dengan spesies pada masa kini. Fosil tersebut adalah adanya daun dariPlatanus, pada masa kini adalah genussycamores. Buahnya mirip dengan genusficuspada masa kini. Tumbuhan yang sejenis antara lain pohon palem, famili oak, dan famili walnut.(Stanley, 1986).FAUNAPada akhir Jaman Kapur, terdapat dua kelompok besar plangton bersel satu yang ada sejak Jaman Kapur tengah. Keduanya adalah foraminifera globigerinid dancocolithophoreyang memberikan kontribusi besar pada sedimen calcareous di daerah laut. Selama akhir Jaman Kapur,cocolithophorepada lingkungan laut hangat dapat membentukcoccolith.Apabila terakumulasi dalam volume yang besar, maka dapat menjadi batugamping berukuran butir halus yang umumnya disebut chalk.(Stanley, 1986).Hewan pelagik yang ada di laut, antara lain Ammonoids dan belemnoids sebagai karnivora berenang yang dominan. Ammonoids sendiri sebagai fosil indeks yang sangat berharga untuk sistem Jaman Kapur. Pada Jaman Kapur ini, hadir ikanteleost. Ciri cirinya adalah ekor yang simetri, relaif melonjong, gigi yang pendek yang disesuaikan untuk mencari makanan. Ikan di jaman sekarang yang hampir sama antara lain ikan salmon, dan piranha amerika selatan. Ikan Hiu Jaman Kapur mempunyai bentukan yang sama dengan sekarang. Reptil laut yang ada sepertiPlesiosaurusyang berkembang pada Jaman Kapur akhir. Adamossasurus, sebagai hewan laut yang dapat tumbuh memanjang hingga 15 meter. Terdapat fosil yang menunjukkanmossasurusmenyerang ammonoids. AdaHesperornis, sebagai burung penyelam, mempunyai ciri ciri kaki lebar dan bersayap kecil yang disesuaikan untuk berenang. Kura kura laut juga ada selama Jaman Kapur ini, sering disebut denganArchelon.(Stanley, 1986).Kehidupan di dasar laut, merupakan kelanjutan dari kehidupan pada Jaman Jura. Kebanyakan adalah koral atau heksa koral. Organisme tersebut ada yang masih bertahan hingga masa kini. Beberapa di antaranya foraminiferaAlabamina,Anomalinoides,Pleurostomella, Fissoelphidium, dan Siphogeneroides. Bryozoa yang hadir pada umumnya adalahcheilostomes,di antaranya adaRhinioporadanOnychocella. Organisme ini berasal dari Jaman Jura, mengalami perkembangan yang pesat pada Jaman Kapur ini. Moluska kelas gastropoda yang muncul adalahNeogastropodaatau new snails. Organisme ini memunculkan famili dan genus yang baru. Hewan ini karnivora dengan makanannya berupa cacing, bivalvia, dansnailyang lainnya. Terdapat pulaSea Grass,yang bukan merupakan rumput yang sebenarnya seperti pada era kenozoik, tetapi seperti tanaman berumput yang menyelimuti dasar samudera dan terbentuk selama Jaman Kapur ini. Di antara bivalvia yang hidup di permukaan substratum, terdapatrudistsebagai organisme yang istimewa karena hidupnya seperti koral, pembentuk karang daerah tropis. Pembentuknya berupa heksa koral dan alga coralin. Kehadiranrudistini dapat mengasumsikan bahwa keadaan yang dominan pada Jaman Kapur berupa pertumbuhan karang di daerah tropis. Hampir semua karang yang berada pada lingkunganshallowdidominasi olehrudist.Pertumbuhannya cepat, seperti koral pembentuk terumbu. Kepunahannya seperti punahnya dinosaurus pada akhir Jaman Kapur.(Stanley, 1986).Pelecypoda jenis rudist yang membentuk terumbu pada Jaman Kapur berkembang pesat dan menggeser kedudukan koral. Rudist tersebut antara lainMonopleura,Hippurites, danDurania.Bentuk umum ketiganya hampir sama, yaitu relatis mengkerucut ke arah bawah. (Mintz, 1981 hal.477)Pada awal Jaman Kapur, keberadaan dari fauna invertebrata tidak banyak diketahui. Tetapi dari fosil yang tersedia, menunjukkan keberlanjutan dari dinosaurus.reptil reptil ini mempunyai ukuran/bentuk tubuh yang besar, lebih besar dari ukuran manusia. Dinosaurus karnivora yang hadir adalahAlbertosaurusdanTyrannosaurusdari genusChasmosaurus.Hewan ini tingginya sekitar 4,4 meter. Reptil terbangnya adalahPterosaurusdari genusQuetzalcoatlus,sedangkan burung air juga ada dengan pembedanya pada sayap keduanya. Terdapat juga buaya dengan panjang sekitar 15 meter. Ular yang hadir merupakan kelompok muda yang primitif. Bila dibangdingkan dengan sekarang, bentukannya seperti phyton. Dinosaurus herbivora yang ada sepertiEdmontoniadari genusCorythosaurus..(Stanley, 1986).Vertebrata Jaman Kapur yang punya masa depan bagus dalam perkembangannya adalah mamalia, yang berbeda jauh dengan reptil. Ukuran / bentuk tubuhnya kecil. Mamalia pertama adalah jenismarsupial, yang sekarang banyak terapat di Australia seperti kangguru, wombat dan koala. Di Amerika ada Opossum. Kehadiran plasenta berpengaruh terhadap keberadaan mamalia ini. (Stanley, 1986).KESIMPULANPada Jaman Kapur, Kehidupan di daratan didominasi Dinosaurus keberadaan tersebar di seluruh daratan di muka bumi. Tanaman berbunga (angiospermae) berkemnbang pesat hingga menggantikan dominasi dari gymnospermae yang merupakan tanaman utama pada Jaman sebelumnya. Pada lantai samudera terdapat cococlith yang nantinya mengendap ,membentuk chalk yang tersebar secara luas. Pada akhir Jaman Kapur, muncul dua kelompok plangton baru yaitu diatom dan foraminifera yang tersebar pada waktu yang bersamaan. Pada pertengahan Jaman Kapur, Ikan Teleost muncul dan berkembang bersama dua kelompok karnivora yang telah ada lebih awal yaitu kepiting dan snail predator. Bivalvia jenis rudist menjadi organisme pembentuk karang/terumbu yang dominan, tetapi organisme ini punah pada akhir Jaman Kapur bersamaan dengan punahnya dinosaurus dan organisme lainnya. (Stanley, 1986).

Comments :Leave a comment

Categories :Artikel GeologiEndapan Mineral29032010SkarnI. DefinisiSkarn dapat terbentuk selama metamorfisme kontak atau regional. Selain itu juga dari berbagai macam proses metasomatisme yang melibatkan fluida magmatik, metamorfik, meteorik, dan yang berasal dari laut. Skarn dapat ditemukan di permukaan sampai pluton, di sepanjang sesar dan shear zone, di sistem geotermal dangkal, pada dasar lantai samudra maupun pada kerak bagian bawah yang tertutup oleh dataran hasil metamorfisme burial dalam. Skarn dibagi menjadi endoskarn dan eksoskarn dengan didasarkan pada jenis kandungan protolit.II. MineralogiSecara umum, Kuarsa dan kalsit selalu hadir dalam semua jenis skarn. Sedangkan mineral lain hanya hadir pada jenis skarn tertentu seperti talk, serpentine, dan brusit yang hadir hanya pada skarn tipe magnesian.III. Evolusi skarnFormasi dari skarn deposit merupakan hasil dari proses yang dinamis. Pada sebagian besar skarn deposit, terdapat beberapa transisi dari metamorfisme distal yang menghasilkan hornfels dan skarnoid ke metamorfisme proximal yang menghasilkan skarn yang mengandung bijih berukuran relatif kasar. Selama gradien suhu yang tinggi dan sirkulasi fluida skala besar akibat intrusi magma, metamorfisme kontak dapat menjadi lebih kompleks dibandingkan model rekristalisasi isokimia yang menyusun metamorfisme regional. Semakin kompleks fluida metasomatisme, akan menghasilkan keterkaitan antara proses metamorfisme yang murni dengan proses metasomatisme.IV. Zonasi Skarn depositTerdapat pola zonasi pada skarn pada umumnya. Pola zonasi ini berupa proximal garnet, distal piroksen, dan idiokras (atau piroksenoid seperti wolastonit, bustamit dan rodonit) yang terdapat pada kontak antara skarn dan marmer. Selain itu, masing-masing mineral penyusun skarn dapat menunjukan warna yang sistematis atau komposisi yang bervariasi dalam pola zonasi yang lebih luas.V. PetrogenesisSebagian besar skarn deposit secara langsung berhubungan dengan aktivitas pembekuan batuan beku sehingga terdapat hubungan antara komposisi skarn dengan komposisi batuan beku. Karakteristik penting lainnya diantaranya tingkat oksidasi, ukuran, tekstur, kedalaman, maupun seting tektonik dari masing-masing pluton.Tektonik SettingKlasifikasi tektonik yang sangat berguna dari deposit skarn seharusnya mengelompokkan tipe skarn yang pada umumnya berada bersama dan membedakannya yang secara khusus terdapat dalam tektonik setting yang khusus. Sebagai contohnya, deposit skarn calcic Fe-Cu sebenarnya hanyalah tipe skarn yang ditemukan dalam wilayah busur kepulauan samudra. Banyak dari skarn ini juga diperkaya oleh Co, Ni, Cr, dan Au. Sebagai tambahan, beberapa skarn yang mengandung emas yang bernilai ekonomis muncul dan telah terbentuk pada back arc basin yang berasosiasi dengan busur volkanik samudra (Ray et al., 1988). Beberapa kenampakan kunci yang menyusun skarn tersebut terpisah dari asosiasinya dengan magma dan kerak yang lebih berkembang adalah yang berasosiasi dengan pluton yang bersifat gabbro dan diorit, endoskarn yang melimpah, metasomatisme yang tersebar luas dan ketidakhadiran Sn dan Pb.Kebanyakan deposit skarn berasosiasi dengan busur magmatik yang berkaitan dengan subduksi dalam kerak benua. Komposisi pluton berkisar dari diorit sampai granit walaupun pada dasarnya memiliki perbedaan diantara tipe skarn logam yang muncul untuk mencerminkan lingkungan geologi setempat (kedalaman formasi, pola struktural dan fluida) lebih pada perbedaan pokok dari petrogenesis (Nakano,et al., 1990). Sebaliknya, skarn yang mengandung emas pada lingkungan ini berasosiasi dengan pluton yang tereduksi secara khusus yang mungkin mewakili sejarah geologi yang khusus. Beberapa Skarn, tidak berasosiasi dengan subduksi yang berkaitan dengan magmatisme. Pluton yang berkomposisi granit, pada umumnya mengandung muskovit dan biotit primer, megakristal kuarsa berwarna abu-abu gelap, lubang-lubang miarolitik, alterasi tipe greisen, dan anomali radioaktif. Skarn yang terasosiasi, kaya akan timah dan fluor walaupun induk dari elemen lain biasanya hadir dan mungkin penting secara ekonomis. Perkembangan rangkaian ini termasuk W, Be, B, Li, Bi, Zn, Pb, U, F, dan REE.

Comments :Leave a comment

Categories :Artikel GeologiVulcanology Field Trip25032010KESIMPULANDari hasilfieldtripini didapat beberapa kesimpulan, antara lain :1. Secara umum, hasil erupsi Gunung Merapi berupa endapan lahar, endapan piroklastik aliran, endapan piroklastik jatuhan, dan kubah lava (pada bagian puncak). Sedangkan hasil erupsi Merapi Tua berupa aliran lava.2. Pada daerah gunungapi sangat potensial ditemukannya mata air sebagai sumber penghidupan bagi manusia.3. Pemantauan aktivitas gunungapi melalui pos-pos pengamatan gunungapi.4. Untuk menanggulangi banjir lahar dibangun tanggul-tanggul(check dam)pada setiap alur sungai yang berhulu di lereng Gunung Merapi.5. Hasil erupsi yang berupa endapan aliran lahar dapat dimanfaatkan oleh manusia.

Comments :Leave a comment

Categories :Interpretasi Geologi4th Stratigraphy Analysis25032010Sistem Arus Traksi Struktur SedimenI. PENDAHULUANTransport dan pengendapan sedimen dari daerah sumber ke daerah pengendapannya tidaklah dikuasai oleh jenis jenis mekanisme transport tertentu, misal hanya arus traksi saja, dan sebagainya, tetapi selalu merupakan suatu sistem dari berbagai mekanisme, bahkan bukan hanya bersifat mekanis, tetapi juga bersifat kimiawi (Koesoemadinata, 1981). Beberapa sistem transport dan sedimentasi :1. 1. Sistem arus traksi dan suspensi.2. 2. Sistem arus turbid dan pekat (density current).3. 3. Sistem suspensi dan kimiawi.Cara pengendapannya sendiri menurut Rubey (1935), pertikel mengendap dari suatu aliran berdasarkan dua hukum, yaitu :1. Hukum Stokes : Berat efektif suatu pola, hal ini berlaku untuk material halus.2. Hukum Impact : Reaksi benturan terhadap medium, hal ini berlaku untuk material kasar.Dalam kenyataannya tiap tiap hukum berlaku untuk besar butir tertentu. Lebih kasar besar butir yang dimiliki maka hukum Impact akan berlaku, sedang sebaliknya, makin halus besar butir yang ada maka hukum Stokes yang akan berlaku.Selain itu juga sifat sifat transport dan pengendapan lainnya akan mengalami perubahan perubahan, seperti :1. Gerakan partikel/butir.2. Konsentrasi sedimen transport.3. Kecepatan aliran dekat dasar.4. Koefisien kekasaran (maningsin).5. Struktu