BAB 4 Proses Transportasi Dan Struktur Sedimen

8/10/2019 BAB 4 Proses Transportasi Dan Struktur Sedimen

http://slidepdf.com/reader/full/bab-4-proses-transportasi-dan-struktur-sedimen 1/31

4Proses Transportasi dan Struktur Sedimen

Bangunan biologi seperti karang-karang,tumpukan cangkang dan karpet mikroba

diciptakan di dalam tempat yang tidak ada

transportasi material. Sama halnya, pengendapan

mineral evaporit di dalam danau, laguna dan disepanjang garis pantai yang tidak melibatkan

semua pergerakan zat particulate (substansi yang

terdiri dari partikel-partikel). Namun bagaimanapun, hampir semua endapan sedimen

lainnya diciptakan oleh transportasi material.ergerakan material kemungkinan murni

disebabkan oleh gravitasi, tapi yang lebih umumadalah karena hasil dari aliran air, udara, es atau

campuran padat (dense mixtures) sedimen dan

air. !nteraksi material sedimen dengan media

transportasi menghasilkan berkembangnyastruktur sedimen, beberapa struktur sedimen

berkaitan dengan pembentukan bentuk lapisan

(bedform) dalam aliran sedangkan yang lainadalah erosi. Struktur sedimen ini tera"etkan

dalam batuan dan menyediakan rekaman proses

yang terjadi pada "aktu pengendapannya. #ika

proses $isik terjadinya struktur ini di dalamlingkungan modern dapat diketahui, dan jika

batuan sedimen diinterpretasikan berdasarkan

kesamaan prosesnya, maka mungkin untuk mengetahui lingkungan pengendapannya. %i

dalam bab ini, dibahas proses $isika utama yangterdapat di dalam lingkungan pengendapan. Si$at

alami endapan dihasilkan dari proses-proses inidan akan diperkenalkan struktur sedimen utama

yang terbentuk oleh interaksi media aliran dan

detritus. Banyak $itur-$iitur ini terdapat pada

lingkungan sedimen yang berbeda-beda danharus dipikirkan di konteks lingkungan mana

$itur-$itur ini terbentuk..

4.1 Media Transportasi

&'!*S!

+asus paling sederhana mengenai transportasi sedimen yang tidak signi$ikan melibatkan media di sekitarnya

adalah jatuhan partikel dari tebing atau lereng akibat gravitasi. #atuhan batuan (rock falls) menghasilkan

gundukan sedimen di dasar lereng, biasanya secara umum terdiri dari debris kasar yang kemudian tidak mengalami proses sedimentasi kembali (rework ). kumulasi ini terlihat sebagai scree (akumulasi debris

batuan di dasar tebing, bukit, atau lereng gunung, sering membentuk timbunan) di sepanjang sisi-sisi lembah

di daerah pegunungan. kumulasi ini membentuk kerucut talus (talus cone) dengan suatu permukaan pada

sudut diam (angle of rest ) kerikil, sudut maksimum dimana material akan tetap stabil dan klastik tidak akan jatuh menuruni lereng. Sudut ini bervariasi dengan bentuk dan distribusi ukuran butir, tetapi biasanya antara

dan derajat dari bidang horizontal. /ndapan scree berada di daerah pegunungan (0.0.1) dan terkadang di

sepanjang pantai2 endapan ini jarang tera"etkan di dalam rekaman stratigra$i.

!'

*ransportasi partikel di dalam air sejauh ini merupakan mekanisme transportasi yang paling signi$ikan. ir

mengalir di permukaan lahan di dalam channel dan sebagai aliran permukaan (overland flow). rus-arus di

laut digerakkan oleh angin, tidal dan sirkulasi samudra. liran-aliran ini mungkin cukup kuat untuk

memba"a material kasar di sepanjang dasarnya dan material yang lebih halus dalam suspensi. 3aterial dapat



terba"a di dalam air sejauh ratusan atau ribuan kilometer sebelum terendapkan sebagai sedimen. 3ekanismeair yang menggerakkan material ini akan dibahas di ba"ah.

4%'

Setelah air, udara adalah media transportasi terpenting. ngin berhembus di atas lahan mengangkat debu dan

pasir kemudian memba"anya sampai jarak yang jauh. +apasitas angin untuk mentransportasikan materialdibatasi oleh densitas rendah dari udara. Seperti yang akan kita lihat di bagian 5.6.0, perbedaan densitas

antara media dan klastik berpengaruh terhadap kee$ekti$an media dalam menggerakkan sedimen.

/S

ir dan udara adalah media $luida yang jelas, tapi kita juga dapat mempertimbangkan es sebagai media $luida

karena selama periode yang panjang es bergerak melintasi permukaan lahan, meskipun sangat lambat. /s

adalah $luida berviskositas tinggi yang mampu mentransportasikan sejumlah besar debris klastik. ergerakandetritus oleh es penting pada daerah di dalam dan di sekitar tudung es kutub dan daerah pegunungan dengan

gletser semipermanen atau permanen (7.6, 7.). olume material yang digerakkan es sangat besar ketika

meluasnya es ( glaciation).

S/%!3/N %* ( DENSE SEDIMENT ) %N 834'N !' (WTE! MI"T#!ES )

+etika ada sedimen berkonsentrasi tinggi di dalam air, campurannya akan membentuk aliran debris (5.0.1),

yang dapat kita pikirkan seperti campuran larutan air dengan material yang tidak dapat terlarut ( slurr$) yang

kekentalannya serupa dengan beton basah. 8ampuran padat ini digerakkan oleh gravitasi di permukaan lahan

maupun di ba"ah air, perilakunya berbeda bila dibandingkan dengan sedimen yang tersebar di dalam tubuhair. 8ampuran yang lebih encer juga mungkin digerakkan oleh gravitasi di dalam air sebagai arus turbidit

(5.0.6). 3ekanisme aliran yang digerakkan gravitasi ini adalah mekanisme penting dalam mentransportasikan

material kasar hingga ke samudra dalam.

4.2 Perilaku Fluida dan Partikel di dalam Fluida

erkenalan singkat mengenai dinamika $luida, perilaku gerakan $luida, dibahas di bab ini untuk memberikandasar-dasar pemahaman $isika untuk membahas transportasi sedimen dan pembentukan struktur sedimen di

bagian selanjutnya. 4ntuk penjelasan yang lebih menyeluruh mengenai dinamika $luida tersedia di dalam

9eeder (1:;6), #.'.9. llen (1:;, 1::5) dan .. llen (1::7).

4.2.1 Aliran Laminar dan Turbulen

&erakan $luida dapat terbagi ke dalam dua cara yang berbeda. %alam aliran laminar, semua molekul-molekuldi dalam $luida bergerak saling sejajar terhadap yang lain dalam arah transportasi. %alam $luida yang

heterogen hampir tidak ada terjadinya pencampuran selama aliran laminar. %alam aliran turbulen, molekul-

molekul di dalam $luida bergerak pada semua arah tapi dengan jaring pergerakan dalam arah transportasi.

<luida heterogen sepenuhnya tercampur dalam aliran turbulen.erbedaan antara gerakan laminar dan turbulen pertama kali didokumentasikan oleh =. 'eynold diakhir abad

ke-1:. %ia melaksanakan percobaan pada aliran yang melalui tabung, dan tercatat bah"a plot tingkat aliran

terhadap tekanan menurun antara saluran masuk dan saluran keluar, tidak menghasilkan gra$ik garis lurus.



Besarnya tekanan yang hilang pada tingkat aliran tinggi dapat dihubungkan dengan naiknya gesekan antara partikel dalam aliran turbulen. ercobaan dengan benang (thread ) yang dicelupkan di dalam tabung

menunjukkan bah"a garis aliran sejajar pada tingkat aliran rendah, tapi pada kecepatan yang lebih tinggi

benang berantakan karena $luida tercampur akibat gerakan turbulen (&ambar 5.1).arameter aliran ini disebut angka 'eynold ( !e). Nilai (tanpa dimensi atau satuan) yang menunjukkan aliran

laminar atau turbulen. ngka 'eynold diperoleh dari hubungan $aktor-$aktor sebagai berikut2 kecepatan aliran

(u), rasio densitas $luida dan viskositas $luida (v, viskositas kinematik $luida) dan >karakter panjang atau

jarak? (l , diameter pipa atau kedalaman aliran di dalam channel terbuka). ersamaan angka 'eynold tersebutdide$inisikan sebagai berikut 2

!e % ul & v

liran $luida di dalam pipa dan channel ditemukan laminar ketika angka 'eynoldnya rendah (kurang dari

) dan turbulen pada nilai yang lebih tinggi (lebih besar dari 6). %engan meningkatnya kecepatan, aliran

akan menjadi turbulen dan di dalam $luida terdapat peralihan dari laminar menuju turbulen. <luida dengan

viskositas kinematik yang rendah, seperti udara, mengalir turbulen pada kecepatan rendah, jadi semua aliran

angin alamiah yang dapat memba"a partikel dalam suspensi adalah aliran turbulen. ir hanya mengalir laminar pada kecepatan yang rendah atau kedalaman air yang sangat dangkal, jadi aliran turbulen sangat

umum pada proses transportasi dan pengendapan sedimen di air (a'ueous). liran laminasi terjadi pada

beberapa aliran debris, pergerakan es dan aliran lava, dan semua yang memiliki viskositas kinematik yanglebih besar dari air.

.

Gambar 4.1 liran $luida turbulen dan laminar

@ampir semua aliran di dalam air dan udara yang memba"a volume sedimen dalam jumlah yang signi$ikan

adalah aliran turbulen. erilaku partikel di dalam aliran ini akan dibahas sekarang.

4.2.2 Transportasi Partikel di dalam Fluida

artikel semua ukuran digerakkan di dalam $luida oleh salah satu dari tiga mekanisme (&ambar 5.6). ertama,

partikel dapat bergerak menggelinding (rolling ) di dasar aliran udara atau air tanpa kehilangan kontak dengan

permukaan dasar. +edua, partikel dapat bergerak dalam serangkaian lompatan, secara periode meninggalkan



permukaan dasar dan terba"a dengan jarak yang pendek di dalam tubuh $luida sebelum kembali ke dasar lagiAini dikenal sebagai saltasi ( saltation). *erakhir, turbulensi di dalam aliran dapat menghasilkan gerakan yang

cukup untuk menjaga partikel bergerak terus di dalam $luidaA dikenal sebagai suspensi ( suspension).

da sejumlah $aktor yang mengontrol gerakan partikel di dalam $luida turbulen. ertama, karena kecepatanaliran meningkat, energi kinetik di dalam $luida menjadi lebih besar sehingga mengangkat partikel dari

permukaan dasar dan menggerakkan secara saltasi. +edua, turbulensi yang meningkat juga menyediakan gaya

yang cukup kuat untuk menjaga partikel tetap tersuspensi. +etiga, partikel dengan massa yang lebih besar

memerlukan energi lebih untuk terangkat dan tersaltasi dan menjaga partikel agar tetap tersuspensi. *erakhir, partikel dengan luas permukaan relati$ lebih besar dari massanya (contoh, mineral berbentuk lempengan

> plat$? seperti mika) memiliki kecepatan pengendapan yang lebih rendah (perlu "aktu lebih lama untuk

tenggelam) dan dapat tetap (permanen atau sementara) tersuspensi dengan lebih mudah.

Gambar 4.2 3ekanisme

transportasi partikel di dalam

aliran2 rolling dan saltasi(bedload )A dan suspensi

( suspended ).

ada kecepatan arus rendah hanya partikel halus (lempung) dan partikel berdensitas rendah yang tetap

tersuspensi, dengan partikel berukuran pasir bergerak rolling dan beberapa tersaltasi. ada tingkat aliran yang

lebih tinggi semua lanau dan beberapa pasir dapat tetap tersuspensi, dengan butiran ( granules) dan kerakal

halus ( fine pebble) tersaltasi dan material lebih kasar bergerak rolling .roses-proses ini secara esensial serupa baik di udara maupun di air, tapi di udara diperlukan kecepatan yang

lebih tinggi untuk menggerakkan partikel tertentu karena densitas dan viskositas yang lebih rendah jika

dibandingkan dengan air (*abel 5.1). +onsekuensi dari viskositas udara yang rendah adalah butiran yang

tersaltasi mendaratkan e$ek bantalan (cushioning effect ) medium $luida yang relati$ sedikit, dan butir-butir mempunyai momentum yang cukup untuk menumbuk butir-butir ke dalam aliran yang mengalir bebas. /$ek

ini tidak begitu nyata di dalam air karena gesekan antara butir yang bergerak dan $luida energinya telah habis

sebelum mendarat. Cat particulate (substansi yang terdiri dari partikel-partikel yang terpisah) yang terba"a

oleh aliran biasanya diistilahkan bedload (partikel yang rolling dan tersaltasi) dan suspended load (materialdalam suspensi), juga terkadang disebut sebagai washload (&ambar 5.6).



Tabel 4.1 %ensitas dan viskositas media transportasi $luida

4.2.3 Partikel yang Masuk ke dalam Aliran

*idak dengan seketika terlihat jelas mengapa partikel yang berada di dasar aliran (contoh, di dasar sungai)lakukan selain dari bergerak terseret ( frictional drag ). &erakan terseret antara air yang mengalir dan objek di

dalam aliran adalah mekanisme utama bagi material kasar tertransportasikan sebagai komponen rolling

bedload . Beberapa partikel bergerak ke atas dari dasar aliran dan sementara "aktu memasuki aliran sebelum

terendapkan kembali ketika aliran menurun. !ni adalah partikel saltasi. liran tidak mampu mempertahankan

butir-butir ini dalam suspensi karena butir ini jatuh ke ba"ah lagi, jadi apa yang pertama kali membuat butir- butir ini bergerak naikD #a"abannya terdapat pada e$ek Bernoulli, $enomena yang memperkenankan burung-

burung dan pesa"at terbang dapat terbang dan kapal pesiar dapat berlayar >dekat dengan angin?.

/$ek Bernoulli sangat baik dijelaskan dengan membahas aliran $luida (udara, air atau semua media $luida) didalam tabung yang salah satu sisinya menyempit (&ambar 5.). 9uas penampang melintang tabung di satu sisi

lebih besar dari sisi lain, tapi untuk mempertahankan transportasi $luida agar tetap konstan di sepanjang

tabung, jumlah yang sama harus mengalir di satu sisi dan keluar di sisi lain dengan periode "aktu tertentu.

4ntuk memperoleh jumlah yang sama dari $luida, harus bergerak pada kecepatan yang lebih tinggi ketikamele"ati sisi yang sempit. /$ek ini lazim dikenal orang yang memencet ujung selang air taman2 air yang

menyembur akan semakin cepat ketika ujung selang air sebagian ditutup.

Gambar 4.3 /$ek Bernoulli diilustrasikan

oleh $luida yang melintasi tabung menyempit.



@al selanjutnya yang dipertimbangkan adalah menjaga massa dan energi di sepanjang tabung. ariabel-variabel yang dilibatkan dapat dilihat dalam persamaan Bernoulli2

/nergi total E F gh G (Fu6 6) G (

dimana F adalah densitas $luida, u adalah kecepatan, g adalah percepatan gravitasi, h perbedaan ketinggian

dan ( adalah tekanan. *iga istilah dalam persamaan ini adalah energi potensial (F gh), energi kinetik (Fu6 6)

dan energi tekanan ( ( ). ersamaan ini dianggap tidak kehilangan energi karena e$ek gesekan, jadi dalamkenyataan hubungannya adalah sebagai berikut2

F gh G (Fu6 6) G ( G E loss E konstanta

/nergi potensial adalah konstanta karena tidak ada perbedaan ketinggian di antara tempat dimana $luida

bergerak masuk dan keluar. /nergi kinetik berubah-ubah sebagaimana kecepatan aliran meningkat atau

menurun. #ika energi total dalam sistem terjaga, pasti ada beberapa perubahan dalam hal terakhir, energi

tekanan. /nergi tekanan dapat diartikan sebagai energi yang tersimpan ketika $luida terkompresi2 $luida yang

terkompresi (seperti dalam tromol gas terkompresi) memiliki energi yang lebih tinggi dibandingkan denganyang tidak terkompresi.

+embali ke aliran di dalam sisi tabung yang runcing, untuk keseimbangan persamaan Bernoulli, energi

tekanan harus direduksi untuk mengkompensasikan kenaikan energi kinetik akibat penyempitan aliran diujung akhir tabung. rtinya bah"a ada reduksi tekanan pada sisi akhir tabung yang menyempit.

indahkan ide ini ke aliran di dalam channel , klastik di dasar channel akan mereduksi penampang melintang

aliran di atasnya. +ecepatan di atas klastik akan lebih besar daripada ke hulu dan ke hilirnya dan untuk

menyeimbangkan persamaan Bernoulli harus ada reduksi tekanan di atas klastik. 'eduksi tekanan inimenyediakan gaya angkat (lift force) temporer yang menggerakkan klastik di dasar aliran (3iddleton H

Southard 1:7;). Selanjutnya klastik sementara "aktu naik ke dalam $luida yang bergerak sebelum jatuh ke

dasar channel akibat gravitasi dalam sebuah peristi"a saltasi (&ambar 5.5).

4.2.4 kuran !utir dan "e#epatan Aliran

+ecepatan $luida dimana partikel akan naik ke dalam aliran dapat disebut sebagai kecepatan kritis. #ika gayayang bekerja pada partikel di dalam aliran telah dibahas maka hubungan sederhana antara kecepatan kritis dan

massa partikel dapat diperkirakan. &aya seret (drag force) yang diperlukan untuk menggerakkan partikel di

sepanjang aliran akan meningkat seiring massa, karena akan memerlukan gaya angkat untuk memba"a partikel naik ke dalam aliran. ada kecepatan sedang (moderate) butir pasir dapat tersaltasi, butiran bergerak

rolling dan kerakal tetap tidak bergerak, tapi jika kecepatan meningkat gaya yang bekerja pada partikel-

partikel ini bertambah dan pasir lebih halus mungkin tersuspensi, butiran tersaltasi, dan kerakal bergerak

rolling . @ubungan linear sederhana seperti ini juga bekerja untuk material lebih kasar, tapi ketika ukuran butir halus terlibat maka akan semakin komplek.

Gambar 4.4 &aya yang bekerja pada suatu butir di

dalam aliran. (menurut

3iddleton H Southard 1:7;A

8ollinson H *hompson1:;6).



%iagram @julstrIm (&ambar 5.) menunjukkan hubungan antara kecepatan aliran air dan ukuran butir (@julstrIm 1::). da dua garis utama pada gra$ik. &aris yang lebih rendah menunjukkan hubungan antara

kecepatan aliran dan partikel yang siap akan bergerak. !ni menunjukkan bah"a kerakal akan berhenti di

sekitar 6- cms, butir pasir sedang pada 6- cms, dan partikel lempung ketika kecepatan aliran adalahsecara e$ekti$ nol. =leh karena itu ukuran butir partikel di dalam aliran dapat digunakan sebagai petunjuk

kecepatan pada "aktu pengendapan sedimen jika terendapkan sebagai partikel-partikel terisolasi. &aris kurva

bagian atas menunjukkan kecepatan aliran yang diperlukan untuk mengerakkan partikel dari kondisi diam.

ada setengah bagian kanan gra$ik, garis ini sejajar dengan garis yang pertama tapi untuk ukuran butir tertentu diperlukan kecepatan yang lebih besar untuk memulai pergerakan daripada untuk menjaga partikel

tetap bergerak. ada sisi kiri diagram terdapat garis divergen yang tajam2 secara intuisi, partikel lanau yang

lebih kecil dan lempung memerlukan kecepatan yang lebih besar untuk menggerakkannya daripada pasir. @al

ini dapat dijelaskan melalui si$at mineral lempung yang akan mendominasi $raksi halus dalam sedimen.3ineral lempung bersi$at kohesi$ (6..) dan sekali terendapkan akan cenderung merekat bersama,

membuatnya lebih sulit untuk naik ke dalam aliran daripada butir-butir pasir. 8atat bah"a ada dua macam

untuk material kohesi$. 9umpur >tak terkonsolidasi? (unconsolidated mud ) telah terendapkan tapi tetap

merekat, material plastis. 9umpur >terkonsolidasi? (consolidated mud ) telah lebih banyak mengeluarkan air

darinya dan bersi$at kaku atau keras (rigid ). %alam prakteknya, banyak endapan material lumpuran beradaantara dua macam ini.

Gambar 4.$ %iagram @julstrIm, menunjukkan hubungan antara kecepatan aliran dan transportasi butir-butir

lepas. +etika butir telah terendapkan, diperlukan energi yang lebih tinggi untuk mulai menggerakkannyadaripada menjaganya tetap bergerak ketika telah bergerak. Si$at kohesi$ partikel lempung mengartikan bah"a

sedimen berbutir halus memerlukan kecepatan yang lebih tinggi untuk mengerosi kembali sedimen ini ketika

sedimen ini terendapkan, khususnya ketika terkompaksi. (dari /arth, edisi kedua oleh <rank ress dan

'aymond Siever. 1:75, 1:7;, dan 1:;0 oleh J.@. <reeman and 8ompany).



erilaku partikel halus dalam aliran, sebagaimana yang ditunjukkan oleh diagram @julstrIm, memilikikonsekuensi penting untuk pengendapan dalam lingkungan pengendapan alami. 9empung dapat tererosi

dalam semua kondisi kecuali air yang menggenang, tapi lumpur dapat terakumulasi dalam semua setting

dimana aliran berhenti mengalir dengan "aktu yang cukup untuk partikel lempung terendapkan2 aliran yangkembali mengalir tidak akan menaikkan kembali endapan lempung kecuali kecepatannya relati$ tinggi.

erselingan pengendapan lumpur dan pasir terlihat dalam lingkungan dimana alirannya sebentar-sebentar

(intermittent ), seperti setting tidal (11.6.5).

4.2.$ %ariasi kuran "lastik & Graded Bedding

#ika kecepatan berubah selama suatu periode aliran, ukuran klastik yang terendapkan akan mencerminkan perubahan dalam kekuatan aliran. liran yang menurun dari 6 cms ke 1 cms akan dia"ali pengendapan

pasir kasar tapi akan secara progresi$ mengendapkan pasir sedang dan halus akibat turunnya kecepatan.

9apisan pasir yang terbentuk dari penurunan aliran ini akan menunjukkan reduksi dalam ukuran butir dari

kasar di dasarnya hingga halus di bagian atasnya. ola perubahan ukuran klastik dalam suatu lapisan tunggal

ini disebut sebagai gradasi normal (normal grading ). Sebaliknya, peningkatan dalam kecepatan aliran seiring"aktu mungkin menghasilkan peningkatan ukuran butir ke arah atas pada suatu lapisan, dikenal sebagai

gradasi terbalik (reverse grading ). Normal grading lebih umum karena banyak aliran alami yang dimulai

dengan sentakan yang kuat diikuti oleh penurunan secara gradual kecepatan alirannya. liran yang secaragradual bertambah kecepatannya seiring "aktu yang menghasilkan reverse grading jumlah $rekuensinya

sedikit. 3aterial yang diendapkan dari air statis juga menampakkan gradasi, perhitungan hubungan antara

ukuran butir dan kecepatan pengendapan dijelaskan dengan hukum Stoke. artikel yang lebih besar memiliki

kecepatan terminal yang besar dan terendapkan lebih cepat dari butir-butir yang lebih kecil (lihat 9eeder 1:;6).

&radasi dapat terjadi di variasi setting lingkungan yang bermacam-macam2 normal grading adalah

karakteristik penting dari banyak endapan arus turbidit (5.0.6) tapi mungkin juga hasil dari badai di paparan

kontinen (15.), limpah banjir di lingkungan $luvial (:.) dan setting delta top (16.1.1).Sangat berguna menggambarkan perbedaan antara gradasi yang ada di dalam suatu lapisan tunggal dan

gradasi yang terdapat pada sejumlah lapisan. Suatu pola beberapa lapisan yang dimulai dengan ukuran klastik

kasar di lapisan terendah dan material lebih halus di lapisan yang tertinggi disebut sebagai menghalus ke atas

( fining)upward ). ola yang sebaliknya dengan lapisan terkasar di atas adalah rangkaian mengasar ke atas(corsening)upward ) (&ambar 5.0). 8atat bah"a mungkin ada keadaan dimana lapisan individual yang

bergradasi normal tapi di dalam lapisan rangkaian coarsening)upward . engenalan dan interpretasi pola

coarsening)upward dan fining)upward adalah penting dalam menganalisis lingkungan sedimen.

4.2.' (ensitas Fluida dan kuran Partikel

&aya yang bekerja pada partikel adalah $ungsi dari viskositas dan densitas media $luida seperti halnya massa partikel. <luida berviskositas lebih tinggi menggunakan gaya seret dan angkat yang lebih besar untuk

kecepatan aliran tertentu. %ua $luida yang terpenting di permukaan bumi adalah air dan udara. liran air dapat

mentransportasikan klastik sebesar bongkah pada kecepatan yang terekam dalam sungai, tapi bahkan pada badai dengan kekuatan angin yang sangat tinggi, partikel mineral dan batuan terbesar yang terba"akemungkinan besar berukuran sekitar satu milimeter. embatasan ukuran partikel yang terba"a angin adalah

satu kriteria yang mungkin digunakan untuk membedakan material yang diendapkan oleh air dari yang

ditransportasikan dan diendapkan oleh angin (;.6). <luida berviskositas lebih tinggi seperti es dan aliran

debris (5.0.1) dapat mentransportasikan bongkah berukuran beberapa meter hingga puluhan meter panjangnya. +lastik besar mungkin terba"a di bagian teratas dari aliran laminar.



Gambar 4.' &radasi normal dan terbalik dalam lapisan

tunggalA pola menghalus ke atas dan mengasar ke atas

dalam rangkaian lapisan.

4.3 Aliran) Sedimen dan !entuk Lapisan * Bedform+

*edform adalah $itur mor$ologi yang terbentuk oleh interaksi antara aliran dan sedimen pada suatu lapisan.

'iak air (ripples) di pasir dalam aliran arus dan bukit pasir ( sand dunes) di dalam gurun adalah contohbedform, yang pertama dihasilkan dari aliran di dalam air, dan yang kedua dari aliran udara. 4ntuk

menjelaskan bagaimana bedform ini terbentuk dan mengapa tipe bedform berbeda diperlukan ringkasan

dinamika $luida.

+ehadiran gaya gesekan di dalam aliran telah dicatat ketika membahas persamaan Bernoulli (5.6.). &esekanterbesar pada tepi-tepi aliran-sebagai contoh, di dasar aliran di dalam channel dimana pusaran perputaran

(eddies) aliran turbulen berinteraksi dengan batas yang padat ( solid ). Sejumlah lapisan di dalam $luida dapat

dikenali (&ambar 5.7). ada batas terdapat lapisan serapan (adsorbed la$er ) dimana partikel $luida terikat

(attached ) ke permukaan padat ( solid surface)A ketebalannya hanya beberapa molekul. Selanjutnya terdapatlapisan batas (boundar$ la$er ), zona yang menunjukkan gradien kecepatan aliran dari nol di adsorbed la$er

sampai kecepatan aliran rata-rata di dalam aliran bebas ( free stream), bagian aliran tidak terpengaruh oleh

e$ek batas (boundar$ effects). %i dalam boundar$ la$er terdapat viscous sub)la$er , daerah yang biasanya

berupa $raksi dengan ketebalan satu milimeter dimana gaya rekat (viscous forces) penting pada kecepatanrendah.

@ubungan antara ketebalan viscous sub)la$er dan ukuran butir di atas aliran menggambarkan si$at arus. #ika

semua partikel berada di dalam viscous sub)la$er maka permukaan hidroliknya lembut ( smooth). #ika ada

partikel yang terbangun ke atas (tingginya) mele"ati lapisan ini maka permukaan alirannya kasar (rough). %idalam aliran air (a'ueous) yang melebihi kecepatan kritis yang diperlukan untuk menggerakkan sedimen,

permukaan aliran selalu kasar jika diameter butir melebihi ,0 mm. +epentingan dari ini akan terlihat ketika

hubungan antara ukuran butir dan tipe bedform didiskusikan di ba"ah.



Gambar 4., 9apisan-lapisan

di dalam suatu aliran dan

kekasaran permukaan aliran2suatu lapisan tipis adsorbed

la$er dimana tidak ada

pergerakan $luida + viscous

sub)la$er dan boundar$la$er di dalam aliran.

*edform di dalam aliran baik di udara maupaun di air dibahas bersama di sisa bagian ini. *erdapat banyak

kesamaan bentuk dan proses antara perilaku pasir di dalam aliran air dan di dalam arus angin, tapi ada juga

beberapa $itur yang unik untuk aeolian bedform. roses pengendapan dan struktur sedimen aeolian bedform

dibahas lebih lanjut di bab ;.

4.3.1 Arus -iak *Current Ripples+

+etika kecepatan aliran kritis untuk mengerakkan butir-butir pasir telah tercapai maka mulailah terjadi saltasi.

#ika aliran mele"ati suatu lapisan pasir diamati terlihat bah"a butir-butir mulai tersusun dalam kelompok

(clusters). +elompok-kelompok ini tingginya hanya beberapa butir, tapi ketika telah terbentuk kelompok ini

menciptakan tingkat-tingkat ( steps) yang mempengaruhi aliran di dalam boundar$ la$er . liran dapatdivisualisasikan sebagai garis-aliran ( streamline) di dalam $luida, garis imajiner yang menunjukkan arah

aliran (&ambar 5.;). Streamline berada sejajar dengan dasar yang rata atau sisi-sisi pipa silindris, tapi jika

terdapat ketidakteraturan (irregularit$), seperti penanggaan ( steps) di dasar karena akumulasi butir-butir, streamline berkumpul dan tingkat transportasi meningkat. %i bagian teratas dari steps, streamline terpisah dari permukaan dasar dan daerah pemisahan lapisan batas (boundar$ la$er separation) terbentuk di antara titik

pemisahan aliran ( flow separation point ) dan titik pengikatan aliran ( flow attachment point ) di hilirnya

(&ambar 5.;). %i ba"ah streamline ini terdapat daerah yang disebut gelembung pemisahan ( separation

bubble) atau zona pemisahan ( separation ,one). erluasan aliran di atas steps menghasilkan peningkatantekanan (e$ek Bernoulli, 5,6,) dan tingkat transportasi sedimen tereduksi, menghasilkan pengendapan di atas

sisi ba"ah angin (lee side) dari steps.



-urrent ripples (&ambar 5.: H 5.1) adalah bedform kecil yang terbentuk oleh e$ek boundar$ la$er separation di atas lapisan pasir. +elompok kecil butir-butir dengan cepat membentuk puncak (crest ) dari

ripples dan pemisahan terjadi dekat titik ini (llen 1:0;). Butir-butir pasir bergerak rolling dan tersaltasi ke

puncak di sisi hulu atau stoos side dari ripples. 9ongsoran butir-butir ke arah hilir atau lee side dari ripplesketika butir-butir yang terakumulasi menjadi tidak stabil di puncak. %i dalam separation bubble ada pusaran

lemah ( suatu roller vortex2 &ambar 5.;). Butir-butir yang longsor di atas lee slope cenderung untuk berhenti

pada sudut yang dekat dengan sudut lereng kritis maksimum, untuk pasir sekitar K. ada flow attachment

point ada peningkatan tekanan ( stress) di atas lapisan yang menghasilkan erosi dan pembentukan gerusan( scour ) kecil, lembah atau palung (trough) dari ripples.

Gambar 4. liran di atas suatu bedform2

streamline imajiner di dalam aliran menggambarkan pemisahan aliran tepi bed$orm dan attachment

point dimana streamline bertemu permukaan bedform

dimana ada peningkatan turbulensi dan erosi.

Suatu pusaran pemisahan mungkin terbentuk di lee dari bedform dan menghasilkan aliran counter)current

(reverse) minor.

Gambar 4./ -urrent ripples dilihat dari atas,

dengan puncak-puncak yang lurus, sinus dan terisolasi.

-#!!ENT !I((.ES %N 93!NS! S!9N& S!4' (-!/SS .MINTI/N )

3igrasi ripples ke arah hilir selama pasir ditambahkan ke puncak dan menjadi semakin besar di atas lee slope.

@al ini menggerakkan puncak dan dari sini titik pemisahan ( separation point ) ke arah hilir. /$ek dari ini untuk

menggerakkan attachement point dan lembah ke arah hilir juga. &erusan di dalam lembah dan di dasar stoss

side menyuplai pasir yang menggerakkan lereng landai stoss side selanjutnya dan juga semua deretan lembahdan puncak dari ripples maju ke arah hilir. asir yang longsor di atas lee slope selama migrasi ini membentuk

rangkaian lapisan-lapisan di sudut lereng. 9apisan ini tipis, lapisan berlereng ( inclined la$ers) dari pasir

disebut cross laminaeA lapisan ini membentuk struktur sedimen yang disebut sebagai cross lamination

(&ambar 5.11).+etika dilihat dari atas, current ripples menunjukkan variasi bentuk (&ambar 5.:). 3emiliki bentuk puncak

yang lurus sampai sinus ( straight or sinous ripples) yang relati$ berlanjut atau membentuk pola kurva yang

tidak tersambung (unconnected arcuate) yang disebut linguoid ripples. usaran arus dan ketidakteraturannya



tampaknya bertanggung ja"ab terhadap linguoid ripples yang lebih komplek. uncak straight H linguoid ripples memberikan pola yang berbeda dari cross lamination dalam tiga dimensi. Straight ripples yang

sempurna akan menghasilkan cross laminae dengan kemiringan (dipping ) ke arah yang sama dan berada

dalam bidang yang sama2 ini adalah planar cross lamination. Sinous H linguoid ripples memiliki permukaanlee slope yang kurva, menghasilkan lamina dengan dip pada suatu sudut terhadap aliran ke arah hilir. Selama

linguoid ripples bermigrasi curved cross laminae sebagian besar terbentuk dalam daerah rendah berbentuk-

lembah (trough)shaped ) di antara bentuk ripples yang berdekatan, menghasilkan trough cross lamination

(&ambar 5.11).

Gambar 4.10 -urrent ripples terbentuk dalam pasir di

estuaria2 medan pandang sekitar 1 m.

/N8!*N %N /N&J/*N -!/SS .MINTI/N

-urrent ripples bermigrasi oleh perpindahan pasir dari stoss side dan pengendapan di atas lee slope. #ika adasejumlah pasir yang tersedia, ripples akan bermigrasi di atas permukaan sebagai bentuk ripples sederhana,

dengan erosi di dalam lembah menyeimbangi penambahan puncak. Bentuk starved ripples ini tera"etkan jika

tertutupi oleh lumpur. %i dalam suatu keadaan dimana ada penambahan pasir dan arus memba"a dan

mengendapkan partikel pasir, jumlah pasir yang diendapkan di atas lee slope akan lebih besar daripada yangdipindahkan dari stoss side. kan ada penambahan pasir ke ripples dan akan tumbuh tinggi selama ripples

bermigrasi. @al terpenting, kedalaman gerusan di lembah tereduksi, menyisakan cross laminae yang tercipta

oleh migrasi ripples yang lebih a"al yang tera"etkan. %engan cara ini lapisan pasir cross lamination

dihasilkan (&ambar 5.11).+etika tingkat penambahan pasirnya tinggi maka tidak akan ada perpindahan pasir dari stoss side dan tiap

ripples akan memindahkan stoss side ke atas dan membentuk ripples ke arah depan. !ni disebut climbing

ripples (llen 1:76) (&ambar 5.16). +etika penambahan sedimen dari arus melampaui pergerakan bagian

depan ripples, pengendapan akan terjadi di atas stoss side seperti halnya di atas lee side. Selanjutnya climbing ripples adalah petunjuk sedimentasi cepat, selama pembentukannya tergantung pada penambahan pasir ke

dalam aliran, dengan tingkat yang sama atau lebih besar dari tingkat migrasi ripples ke arah hilir.

/3B*S % /3B/N*4+N -#!!ENT !I((.ES

embentukan current ripples memerlukan kecepatan aliran sedang (moderate) di atas lapisan yang lembut

secara hidrolik (lihat di atas). -urrent ripples hanya terbentuk dalam pasir yang dominan berukuran butir kurang dari ,7 mm (tingkat pasir kasar) karena kekasaran lapisan diciptakan oleh pasir lebih kasar yang

menghalangi skala-kecil boundar$ la$er separation yang diperlukan untuk pembentukan ripples. +arena

pembentukan ripples dikontrol oleh proses di dalam boundar$ la$er dan tidak ada batasan kedalaman air dan



current ripples mungkin terbentuk dalam air yang kedalamannya berkisar beberapa centimeter hinggakilometer. @al ini sangat berbeda dengan suba'ueous bedform yang lain 0suba'ueous dunes+ sand waves+

wave ripples) yang tergantung pada kedalaman air.

Gambar 4.11 3igrasi ripple

berpuncak lurus dan dunebedform membentuk planar

cross lamination dan planar

cross bedding . Sinous atau

isolated (or lunate) rippledan dune bedform

menghasilkan tough cross

lamination dan trough cross

bedding . (3enurut *ucker 1::1).

Gambar 4.12 -limbing ripple cross laminationdihasilkan oleh pengendapan cepat dari aliran yang

memba"a sejumlah tinggi pasir. (3enurut 8ollinsn H

*hompson 1:;6).



-urrent ripples bervariasi ketinggiannya dari sampai mm dan panjang gelombangnya (puncak ke puncak atau lembah ke lembah) berkisar hingga 5 mm (llen 1:0;). anjang gelombang ripples kira-

kira 1 kali ukuran butir, meskipun hubungan ini tergantung pada variasinya. enting untuk mencatat batas

bagian atas dimensi current ripples dan menegaskan bah"a ripples tidak >tumbuh? menjadi bedform yanglebih besar.

4.3.2 !ukit!ukit * Dunes+

9apisan-lapisan pasir di dalam lingkungan sungai, estuaria, pantai dan laut juga memiliki bedform yang jelas

lebih besar daripada ripples. *edform besar ini disebut dunes, meskipun istilah lain seperti, >megaripples?,

> sand waves? (lihat di ba"ah) dan >bars? juga digunakan (lihat 9eeder 1:;6A 8ollinson H *hompson 1:;6A#.'.9. llen 1::5A .. llen 1::7). Bukti bah"a bedform yang lebih besar ini bukan sekedar ripples besar

berasal dari pengukuran tinggi dan panjang gelombang semua bedform (&ambar 5.1). %ata yang jatuh ke

dalam kelompok-kelompok yang tidak tumpang tindih, menunjukkan bah"a bedform ini terbentuk dari proses

yang berbeda yang bukan bagian dari rangkaian kesatuan. 3or$ologi suba'ueous dunes serupa dengan

ripples2 memiliki stoss side yang dia"ali dengan puncak dan longsoran pasir menuruni lee slope menujulembah. emisahan aliran sekali lagi merupakan hal penting, dengan pusaran arus ( roller vortex) yang

berkembang di atas lee slope dan penggerusan terjadi pada titik pengikatan kembali ( reattachment point ) di

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

D#NES %N -!/SS *EDDIN1

3igrasi suba'ueous dunes menghasilkan konstruksi rangkaian lapisan berlereng ( sloping la$er ) yang

terbentuk oleh longsoran di atas lee slope, yang disebut sebagai cross beds. ada kecepatan aliran rendah

pusaran arus terbentuk lemah dan ada sedikit penggerusan pada reattachment point . -ross beds terbentuk hanya pada sudut diam (angle of rest ) pasir, dan ketika terbangun ke arah luar menuju lembah, kontak

dasarnya menyudut (angular ). *edform yang terbentuk pada kecepatan ini biasanya memiliki puncak bersinusitas rendah, jadi bentuk tiga dimensi struktur ini serupa dengan planar cross lamination. !ni adalah

planar cross bedding , dan permukaan di dasar cross beds berbentuk datar dan dekat horizontal karenaketiadaan penggerusan di dalam lembah. -ross beds yang dibatasi oleh permukaan horizontal terkadang

disebut sebagai tabular cross bedding (&ambar 5.11 H 5.15). -ross beds mungkin membentuk sudut tajam

pada dasar lereng longsoran atau mungkin asimtot ( tangential ) terhadap horizontal (&ambar 5.1 H 5.10).

ada kecepatan aliran yang tinggi pusaran arusnya adalah $itur kuat yang menciptakan arus balik ( counter)currents) pada dasar muka gelincir ( slip face) yang mungkin cukup kuat untuk menghasilkan ripples

(counter)flow ripples) yang memindahkan ujung (toe) dari lee slope dengan jarak yang dekat (&ambar 5.1).

B*SN % /3B/N*4+N D#NES

Dunes memiliki panjang gelombang yang berkisar dari 0 cm hingga ratusan meter dan tingginya dari cmhingga lebih dari 1 m (9eeder 1:;6). Dunes yang terkecil lebih besar dari ripples yang terbesar. Dunesterbentuk dalam pasir halus hingga sangat kasar dan kerikil tapi tidak ditemukan dalam pasir sangat halus.

da hubungan antara ketebalan boundar$ la$er dan panjang gelombang dan tinggi dunesA di dalam aliran air

di sungai, dll, boundar$ la$er adalah kira-kira kedalaman aliran. %engan meningkatnya kedalaman aliran

dimensi ini biasanya akan menjadi lebih besar tapi sulit untuk menentukan hubungan ukuran-kedalamandengan jelas (len 1:7a). Sebagai konsekuensi kebergantungan kedalaman ini, suba'ueous dunes umumnya

ditemukan di dalam channel sungai, delta, estuaria, dan paparan dengan arus tidal yang kuat (lihat bab :, 11,

16 dan 15).



Gambar 4.13 &ra$ik panjang gelombang dan ketinggian subaLueous ripple dan subaLueous dune bed$orm.

(3enurut 8ollinson H *hompson 1:;6).

/$ek lanjut aliran yang lebih kuat adalah penciptaan tanda lubang gerusan pada reattachment point .

9ongsoran lee slope maju menuju lembah gerusan ini, jadi dasar cross beds ditandai oleh permukaan erosiyang bergelombang. uncak suba'ueous dunes yang terbentuk diba"ah kondisi ini akan sangat sinus atau

akan pecah menjadi rangkaian bentuk linguoid dunes. 9embah cross bedding yang terbentuk oleh migrasi

sinous suba'ueous dunes biasanya memiliki kontak dasar yang asimtot dan batas ba"ah yang bergelombang.

Gambar 4.14 (lanar cross bedding di dalam lapisan batupasir laut dangkal berumur /osen, cekungan

Bighorn, Jyoming, 4S. Skala dalam inci (1 inch E

6,5 cm)



SND W2ES

Survei paparan laut kontinen telah mengungkapkan kehadiran bedform linier besar dalam daerah pasiran

lantai laut. <itur ini memiliki panjang gelombang puluhan hingga ratusan meter dan mungkin melebihi 1 mtingginya. uncaknya lurus sampai sinus sedang dan lembahnya tidak memiliki lubang gerusan yang

terbentuk baik. +ehadiran suba'ueous dunes di belakang beberapa sand waves ini menunjukkan bah"a

mungkin keduanya berbeda, tapi ada begitu banyak tumpang tindih antara ukuran dan bentuk sand waves dan

suba'ueous dunes yang tidak mudah memisahkan keduanya. Sand wave ini biasanya memiliki tinggi 1 M ; mdengan panjang gelombang - m dan terdapat pada paparan dan estuaria yang dipengaruhi tidal .

+arakteristik bedform yang terbentuk dalam lingkungan yang dipengaruhi tidal didiskusikan dalam bab 11.

Gambar 4.1' -ross bedding di dalam lapisan batupasir laut dangkal berumur +apur,

cekungan 3orondava, bagian barat

3adagaskar.

Gambar 4.1$ Tangential toe di dasar suatu set cross beds.-ounter)current ripples di ujung (toe) suba'ueous dune

bedform yang terbentuk oleh aliran terlokalisir dalam

separation 3bubble4 .

B/N*4+ 9!SN N& *43N& *!N%!@ (S#(E!IM(/SED *ED5/!MS )

&ambar 5.17 menunjukkan ripples dan suba'ueous dunes berdampingan dalam estuaria sungai. !ipples

terbentuk dalam arus di atas stoss side dari dunes dan di dalam lembah, dimana komplek pusaran dapat

memberikan kenaikan ke komplek pola ripples. %alam kasus bedform di dalam lingkungan tidal+

superimposed bedform mungkin suatu konsekuensi perubahan kekuatan aliran dan kedalaman aliran.



4.3.3 Cross Stratification) Cross Bedding dan Cross Lamination

Berman$aat sekali meringkas istilah-istilah yang digunakan dalam konteks untuk menjamin konsistensi

terminologi (8ollinson H *hompson 1:;6). -ross stratification adalah semua lapisan dalam sedimen dan batuan sedimen yang berorientasi dengan sudut tertentu terhadap horizontal pengendapan. Strata berlereng

(inclined strata) sangat umum terbentuk di dalam pasir dan kerikil oleh migrasi bedform. +etika bedform

bermigrasi, pasir diendapkan di atas lee slope dengan sudut sampai K dari horizontal, membentuk lapisan

tipis pada sudut ini yang mungkin tera"etkan jika ada jaring akumulasi. #ika bedform adalah ripples makaakan menghasilkan struktur yang disebut sebagai cross lamination. !ipples dibatasi ketinggian puncaknya

sampai sekitar cm, jadi lapisan cross lamination tidak melampaui ketebalan ini. 3igrasi bedform yang lebih

besar seperti dunes dan sand waves membentuk cross bedding yang ketebalannya mungkin mencapai puluhan

centimeter hingga puluhan meter. -ross stratification adalah istilah yang lebih umum dan digunakan untuk strati$ikasi berlereng yang dihasilkan oleh proses selain dari migrasi bedform-contoh, permukaan berlereng

(inclined surface) yang terbentuk di atas tepi bagian dalam (inner bank ) sungai oleh migrasi point bar (:.6.6).

!stilah lain yang telah digunakan adalah >current bedding ?, > festoon bedding ? dan > false bedding ?, tapi

sekarang ini tidak dipakai. Suatu unit tunggal material cross bedded disebut sebagai set, dan tumpukan set

yang sama disebut sebagai co-set (&ambar 5.1;).

Gambar 4.1, !ipple bedforms di sisihulu dune bedform yang tersingkap di

dalam suatu estuaria (Barmouth ,

Jales).

4.3.4 Plane Bedding dan Planar Lamination

(lane bedding adalah struktur tersederhana dari semua struktur sedimen. !ni adalah lapisan sederhana pasir

yang terendapkan dari aliran untuk menghasilkan planar lamination. Suatu diagram stabilitas bedform

(&ambar 5.1:) memiliki dua daerah dimana plane beds bersi$at stabil6 .ower)stage plane beds terbentuk didalam pasir ukuran butir kasar dan lebih dari itu (lebih dari ,7 mm) ketika kecepatan kritis tercapai dan butir-

butir mulai bergerak sepanjang permukaan lapisan. !ipples tidak terbentuk pada ukuran butir kasar karena

permukaan lapisannya kasar (5.) dan menghalangi terjadinya pemisahan aliran. 7ori,ontal planar

lamination yang dihasilkan di ba"ah kondisi keadaan ini cenderung kurang baik terbentuknya.



Gambar 4.1 Set dan co-set

cross stratification. (3enurut

8ollinson H *hompson

1:;6).

ada kecepatan aliran yang tinggi upper)stage plane beds terjadi dalam semua ukuran butir pasir

menghasilkan planar lamination yang terbentuk baik dengan lamina yang biasanya dengan ketebalan -6

ukuran butir (&ambar 5.6). ermukaan lapisan juga ditandai punggungan (ridge) memanjang dengan tinggi beberapa diameter butir, terpisahkan oleh alur parit ( furrow) yang berorientasi sejajar dengan arah aliran

(llen 1:05a). <itur ini disebut sebagai primar$ current lineation (sering disingkat pcl) dan ini adalah

karakteristik upper)stage plane bedding . (rimar$ current lineation terbentuk di atas lapisan sebagai hasilkarakteristik aliran di dalam viscous sub)la$er (5.), pembentukan >ledakan? (bursts) dan >sapuan? ( sweeps).

+etika aliran turbulen di atas permukaan yang lembut diperiksa secara detail terlihat bah"a ada >lintasan?

( streaking ) yang sejajar dengan arah aliran. liran yang terdiri dari daerah dimana $luida >meledak? (bursting )

dari viscous sub)la$er menuju boundar$ la$er utama dan zona sejajar >sapuan? ( sweeps) $luida turun keviscous sub)la$er . /$ek ini dengan cepat berakhir tapi pada batas lapisan e$ek ini menciptakan punggungan

dan alur parit yang terlihat sebagai primar$ current lineation. /$ek ini berkurang ketika permukaan lapisan

kasar dan oleh karena itu tidak terbentuk baik dalam pasir lebih kasar.

Gambar 4.1/ %iagram stabilitas bedform

menunjukkan bidang stabilitas daribedform yang berbeda-beda yang

terbentuk di dalam sedimen dengan

ukuran butir yang berbeda dan pada kecepatan aliran yang berbeda.

(3enurut @arms et al. 1:7A

Jalker 1::6b).



Gambar 4.20 /ndapan batu pasir berlaminasi sejajar

( parallel lamination) di dalam suatu lingkungan limpah

banjir (overbank ) (+apur, leOander !sland, ntartica).

4.3.$ Aliran epat * Superctitical +

liran mungkin dapat tenang (tran'uil ), dengan permukaan air yang lembut, atau cepat (rapid ), dengan permukaan yang tidak rata puncak dan lembah gelombangnya di dalam beberapa keadaan. +eadaan aliran ini

dapat dinyatakan dalam parameter, angka <roude, yang berhubungan dengan kecepatan air yang dapat

meneruskan atau mentransmisikan suatu gelombang mele"ati air. %alam bentuk yang paling sederhanaangka <roude dapat dianggap sebagai perbandingan kecepatan aliran dengan kecepatan gelombang di dalam

aliran (9eeder 1:;6). +etika nilainya kurang dari satu, suatu gelombang (terbentuk, contohnya, oleh kerakal

yang terjatuh ke dalam air oleh angin di permukaan2 5.5) dapat menyebar ke hulu karena berjalan lebih cepat

dari aliran. !ni adalah keadaan sub)critical flow atau tenang. ngka <roude yang lebih besar dari satumenunjukkan bah"a aliran terlalu cepat bagi gelombang untuk menyebar ke hulu dan alirannya cepat atau

supercritical . Sebuah analogi dapat di buat antara aliran subcritical dan supercritical di dalam air dan

pergerakan subsonic dan supersonic mele"ati air2 maksud yang terakhir adalah gelombang suara yang

berbeda bentuknya dengan gelombang air, tapi baik keduanya ada ambang permulaan (threshold ) pergerakanlebih lambat dari gelombang dan pergerakan yang lebih cepat dari gelombang sehingga dapat menyebar.

%alam air ambang permulaan (threshold ) ini beasosiasi dengan perubahan pada permukaan aliran yangdisebut lompatan hidrolik (h$draulic 8ump) yang mungkin terkadang terlihat dalam arus sebagai pemecahan

gelombang yang jelas di antara daerah aliran cepat dan tenang.%alam keadaan dimana angka <roude kurang lebih satu, untuk aliran dalam air di atas lapisan pasir,

gelombang tegak lurus mungkin secara temporer terbentuk pada permukaan air sebelum semakin meninggi

( steepening ) dan kadang pecah ke arah ke hulu. asir di atas lapisan membentuk punggungan yang disebut

sebagai antidunes (atau in)phase wave) dan ketika gelombang pecah penambahan pasir tejadi di sisi huluantidunes. Bila ini tera"etkan, antidunes cross bedding akan terlihat sebagai cross stratification yang miring

(dipping ) ke arah hulu. Bagaimanapun, penga"etan yang demikian itu jarang sekali terlihat hanya karena

ketika kecepatan aliran menurun sedimen mengalami rework menjadi upper)stage plane beds oleh subcritical

flow. +eterdapatan antidunes cross stratification yang terdokumentasikan baik diketahui dari endapan p$roclastic surge (10..5) dimana aliran kecepatan yang tinggi disertai oleh tingkat sedimentasi yang sangat

tinggi (Schminke et al. 1:7).

4.3.' (iagram Stabilitas Bedform dan -eim Aliran *Flow Regimes+

@ubungan antara ukuran butir sedimen dan kecepatan aliran diringkas dalam &ambar 5.1:. %iagram stabilitasbedform ini menunjukkan kemungkinan besar bedform yang terbentuk pada ukuran butir dan kecepatan

tertentu dan telah dikonstruksikan dari data percobaan (dimodi$ikasi dari @arm et al. 1:7 dan Jalker

1::6b). @arus dicatat bah"a batas-batas antara bidang tidak jelas dan ada banyak tumpang tindih dimana

salah satu atau kedua bentuk dua bedform yang mungkin stabil. 8atat juga bah"a skalanya logaritma di kedua



sumbunya. *ambahan untuk dasar stabilitas bedform, dua rezim aliran yang umum dikenali2 lower flowregime dimana ripples, sand waves+ dunes dan lower plane beds stabilA dan upper flow regime dimana plane

beds dan antidunes terbentuk. liran dalam lower flow regime selalu subcritical dan perubahan ke aliran

supercritical berada di dalam bidang antidunes.

4.4 Gelombang *Waves+

Waves dihasilkan dalam tubuh air oleh angin yang bekerja pada permukaan atau oleh input energi dari

gempabumi, longsoran (landslide) atau $enomena yang serupa. Semua tubuh air, dari kolam hingga samudra,

adalah subjek pembentukan gelombang yang dihasilkan oleh angin pada permukaan. *inggi dan energi

gelombang ditentukan oleh kekuatan angin dan fetch (permukaan air yang dile"ati ketika gelombangdihasilkan dari hembusan angin. Waves yang dihasilkan dalam samudra terbuka dapat berjalan baik diluar

daerah dimana waves terbentuk. Bentuk gelombang sederhana melibatkan pergerakan osilasi (oscillator$)

permukaan airA tidak ada jaring pergerakan air horizontal. Bentuk gelombang bergerak mele"ati permukaan

air dengan perilaku yang terlihat ketika kerakal dijatuhkan ke dalam air yang tenang. +etika gelombang

memasuki air yang sangat dangkal amplitudonya meningkat dan gelombang pecah, menciptakan pergerakanhorizontal gelombang yang terlihat di pantai danau dan laut.

Gambar 4.21 (embentukan wave

ripples dalam sedimen yang

dihasilkan oleh pergerakan osilasi didalam kolom air berkaitan dengan

wave ripples di atas permukaan air.

8atat bah"a tidak ada sama sekali

pergerakan lateral air, atau sedimen.

4.4.1 Pembentukan Wave Ripples

ergerakan osilasi permukaan puncak dari tubuh air dihasilkan oleh gelombang yang menghasilkan jalan

sirkuler bagi molekul air dalam lapisan puncak (&ambar 5.61). ergerakan sirkuler ini kumpulan serangkaian

sel-sel sirkuler di dalam air di ba"ah. %engan meningkatnya kedalaman gesekan internal mereduksi pergerakan dan e$ek gelombang permukaan berakhir. +edalaman dimana gelombang permukaan

mempengaruhi tubuh air disebut wave base (11.), %i dalam laut dangkal, dasar tubuh air berinteraksi dengan

gelombang. &esekan menyebabkan pergerakan sirkuler pada permukaan menjadi terubah ke dalam bentuk



eliptical yang dasarnya merata menjadi osilasi horizontal. =silasi horizontal ini mungkin menghasilkan waveripples dalam sedimen.

Gambar 4.22 Bentuk wave ripple2

rolling grain ripples dihasilkan

ketika pergerakan osilasi hanya

mampu menggerakkan butir-butirdi permukaan lapisanA dan

vortex ripples terbentuk oleh

gelombang berenergi lebih tinggiyang berhubungan dengan ukuran

butir sedimen.

ada energi rendah rolling grain ripples terbentuk (&ambar 5.66) (Bagnold 1:50). +ecepatan puncak

pergerakan butir adalah pada titik tengah (mid)point ) tiap osilasi, menurun hingga nol pada tepi-tepi. Butir- butir tersapu menjauh dari tengah dimana lembah terbentuk ke tepi-tepi dimana puncak ripples terbangun.

!olling grain ripples adalah dicirikan oleh lembah yang luas dan puncak yang tajam. ada energi yang lebih

tinggi butir-butir dapat terjaga sementara "aktu dalam suspensi selama setiap osilasi. 2ortex ripples ini

(&ambar 5.66) (Bagnold 1:50) memiliki puncak yang lebih membundar tapi sebaliknya simetri. %imanagelombang bergerak menuju laut dangkal pergerakan ke depan dan ke belakang menjadi tak seimbang dan

wave ripples asimetris mungkin terbentuk.

4.4.2 "arakteristik Wave Ripples

%alam penampang melintang wave ripples umumnya simetri. 9amina di dalam tiap ripples miring (dip) ke

dua arah dan saling tumpang tindih. +arakteristik ini terlihat dalam cross lamination yang dihasilkan olehakumulasi sedimen yang dipengaruhi oleh gelombang (&ambar 5.6). %i lihat dari atas wave ripples memiliki

puncak yang panjang , lurus hingga agak sinus yang mungkin robek atau terbagi dua cabang (bifurcate)

(&ambar 5.65). +arakteristik ini mungkin terlihat pada bidang lapisan. Wave ripples dapat terbentuk dalamsemua sedimen non-kohesi$ dan secara prinsip terlihat dalam lanau kasar dan semua ukuran pasir. #ika energigelombang cukup tinggi wave ripples dapat terbentuk dalam material bergradasi kerikil ( gravel ) termasuk

endapan butiran ( granule) dan kerakal ( pebble). !ipples kerikil ini memiliki panjang gelombang beberapa

meter dan ketinggiannya puluhan centimeter.



4.4.3 Membedakan Wave dan Current Ripples

%alam interpretasi paleoenvironment , sungguh kritis untuk untuk mengetahui apakah ripples yang tera"etkan

pada permukaan lapisan atau cross lamination di dalam lapisan terbentuk oleh aksi gelombang atau aliranarus. +eduanya dapat dibedakan di lapangan berdasarkan bentuk masing-masing. %i lihat dari atas waveripples memiliki karakteristik yang dideskripsikan di bagian 5.5.6 sedangkan current ripples umumnya sangat

sinus dan pecah menjadi pendek-pendek, puncaknya berbentuk kurva. +etika dilihat dari samping, wave

ripples asimetris dengan cross laminae miring (dipping ) ke dua arah di kedua sisi puncak. Bedanya, current

ripples berbentuk asimetris dengan cross laminae hanya miring (dipping ) ke satu arah, satu-satunya

pengecualian climbing ripples yang memiliki kemiringan (dipping ) lamina asimetris yang jelas.

Gambar 4.23 Wave ripple cross lamination

di dalam sedimen berbutir halus

(+arbon, 8ounty 8lare, !reland).

Gambar 4.24 Wave ripples di dalam pasir yang

tersingkap di pantai. %ihasilkan oleh hembusanangin di atas air dangkal yang tenang

4.$ Struktur Sedimen dalam ampuran PasirLumpur * Sand-Mud Mitures+

asir dan lumpur mungkin terendapkan dalam lingkungan yang bervariasi aktivitas arus atau gelombangnyaatau suplai sedimennya berkaitan dengan kekuatan arus atau tenaga gelombang. 8ontoh, setting tidal (11.6)

menampilkan perubahan reguler dalam energi dalam bagian-bagian yang berbeda dari siklus tidal,

memperkenankan pasir tertransportasikan dan terendapkan pada tahap yang sama dan lumpur terendapkan

dari suspensi. @al ini mungkin menga"ali perselingan sederhana lapisan pasir dan lumpur, tapi jika ripplesterbentuk dalam pasir karena arus atau aktivitas gelombang yang kemudian menyusun struktur sedimen

(&ambar 5.6) mungkin hasilnya tergantung pada perbandingan lumpur dan pasir. 5laser bedding dicirikan

oleh lumpur tipis yang terisolasi diantara cross laminae pasir. .enticular bedding disusun oleh ripples pasir

yang terisolasi yang keseluruhannya dikelilingi oleh lumpur. Bentuk menengah tersusun dari perbandingan pasir dan lumpur yang kira-kira jumlahnya sama disebut wav$ bedding ('eineck H Singh 1:7).



lapisan ketika terendapkan. @al ini memberikan bentuk permukaan teratas yang tidak beraturan pada endapanaliran debris.

+etika aliran debris berjalan mele"ati air, kemungkinan sebagiannya bercampur dengan air dan di bagian

teratas aliran mungkin menjadi cair (dilute). =leh karena itu bagian teratas dari aliran suba'ueous debrisdicirikan oleh gradasi semakin ke atas menjadi terpilah baik, sedimen bergradasi yang mungkin memiliki

karakteristik arus turbidit (5.0.6). 9ingkungan pengendapan dimana aliran debris terjadi adalah terutama pada

kipas aluvial (;.5.6) dan aliran arus ephemeral (mengalir sementara "aktu) (;..1) di dalam lingkungan

kontinen. %i dalam lingkungan laut aliran debris ini terjadi pada lereng kontinen (continental slope) (1.6.)dan bagian yang dekat dataran cekungan serta sekitar gunung laut volkanik dan kepulauan volkanik (10.5.5).

4.'.2 Arus Turbidit *"ur!idit# Currents+

rus turbidit adalah campuran sedimen dan air dengan kepadatan kurang dari aliran debris dan memiliki

angka 'eynold yang lebih tinggi. rus turbidit adalah campuran sedimen dan air yang bergerak di ba"ah

kontrol gravitasi berkaitan dengan perbedaan densitas dengan media yang kurang padat yaitu air laut atau air

ta"ar. @ampir semua arus turbidit dia"ali dengan gerak menuruni lereng yang menyediakan energi potensial,tapi pergerakan pada permukaan horizontal mele"ati jarak yang panjang juga mungkin dengan ketentuan

bah"a perbedaan densitas terpelihara. rus turbidit mungkin kehilangan densitasnya oleh pengendapan

sedimen jika aliran dipenuhi (overloaded ) sedimen, benar begitu bagi semua kasus kecuali arus turbidit yang paling cair (llen 1::7). Batas aliran arus turbidit tercapai ketika perbedaan densitas tidak cukup lama

memelihara momentum dan berkurang kecepatannya hingga nol pada titik akhir ( point end ) aliran. emilahan

terjadi di dalam aliran turbulen, memisahkan material lebih kasar yang terendapkan terlebih dulu dari yang

lebih halus yang dapat terjaga dalam suspensi turbulen untuk "aktu yang lebih lama. *urbidit ( turbidites),endapan arus turbidit (&ambar 5.60), oleh karena itu hampir semua biasanya bergradasi (3iddleton 1:00).

Gambar 4.2' <itur-$itur arus turbidit.

Secara detail, karakteristik internal turbidit menunjukkan lebih dari sekedar gradasi sederhana2 pola tekstur

dan struktur sedimen dalam endapan ini pertama kali dicatat oleh Bouma (1:06) setelah itu karakteristik internal ini dinamai *ouma se'uence. /ndapan turbidit ideal mengandung lima divisi (>a M e?) di dalam skema

Bouma (&ambar 5.67), meskipun hampir semua turbidit tidak mengandung semua lima divisi ini.

%!!S! B=43 >a? (*a)



Bagian terendah terdiri dari pemilahan yang buruk, pasir tanpa struktur. @al ini dihubungkan dengan

pengendapan dengan menurunnya kecepatan aliran dimana zona yang dekat dengan dasar memiliki

hiperkonsentrasi dan turbulen tereduksi. *erdapat sedikit pemilahan dalam lapisan dasar (basal ) ini dan tidak ada struktur sedimen yang terbentuk.

%!!S! B=43 >b? (* b)

9aminasi pasir adalah karakteristik lapisan ini2 ukuran butir biasanya lebih halus daripada dalam lapisan >a?

dan materialnya terpilah lebih baik. 9amina sejajar dihasilkan oleh pemisahan butir-butir dalam transport

rezim aliran atas (upper flow regime) (5..0).

%!!S! B=43 >c? (*c)

9aminasi pasir sedang hingga pasir halus, terkadang dengan climbing ripples lamination, membentuk divisi

tengah Bouma seLuence. !ipples terbentuk dalam pasir berbutir halus hingga sedang pada kecepatan aliransedang (moderate) (&ambar 5.1:) dan me"akili pereduksian kecepatan aliran dibandingkan dengan divisi >b?

dengan plane bedding)n$a. -limbing ripples terbentuk dimana tingkat sedimentasi sebanding terhadap tingkat

migrasi ripples, kondisi yang umumnya tercapai dalam arus turbidit dimuati sedimen ( sediment)laden).

%!!S! B=43 >d? (*d)

asir halus dan lanau dalam lapisan ini adalah hasil penyusutan aliran arus turbidit. 9amina horizontal

mungkin terjadi berkaitan dengan pemisahan ukuran butir halus tapi laminasi umumnya kurang baik terbentuk

daripada dalam lapisan >b?.

Gambar 4.2, ola vertikal variasi

ukuran butir dan struktur sedimenyang terbentuk di dalam turbidit

bertipe butir sedang. !ni adalah

*ouma se'uence, terdiri dari lima

divisi2 a, b, c, d dan e. (3enurutBouma 1:06).

%!!S! B=43 >e? (*e)



Bagian teratas turbidit terdiri dari sedimen berbutir halus berukuran lanau dan lempung. 3aterial ini

terendapkan dari suspensi ketika arus turbidit berhenti mengalir. Bagian ini sering tidak dapat dibedakan dari

sedimentasi >berlatarbelakang? dari suspensi dalam tubuh air di sekelilingnya.

/'4B@N '=Q!39 @!N&& +/ %!S*9 %93 /N%N *4'B!%!*

+etika aliran arus turbidit mele"ati tubuh air, arus ini menjadi berkurang densitasnya karena pengendapan

sedimen di dasarnya, hilangnya (dissipation) $luida padat dalam pusaran arus (vortices) pada kepala aliran

(&ambar 5.60) dan masuknya beberapa $luida yang berasal dari sekelilingnya ke dalam aliran. ereduksian

densitas menyebabkan alian menurun kecepatannya, dan pada kecepatan yang lebih rendah kapasitas arusturbidit untuk memba"a sedimen kasar dan padat tereduksi. ada tipe ini hampir semua arus turbidit

alirannya menyusut (3iddleton H @ampton 1:70), dengan meningkatnya jarak, endapan akan menjadi lebih

halus karena material lebih kasar secara progresi$ terendapkan dari aliran (9o"e 1:;6A Sto" 1::5). Bagian

yang lebih rendah *ouma Se'uence hanya ada dalam bagian yang lebih proOimal dari aliran. semakin ke arah

distal divisi yang lebih rendah secara progresi$ semakin menghilang karena aliran hanya memba"a sedimenyang lebih halus (&ambar 5.6;) dan hanya bagian >c? hingga >e? atau mungkin saja hanya >d? dan >e? *ouma

se'uence yang terendapkan. +etebalan satu endapan arus turbidit tunggal mungkin dari puluhan meter hingga

beberapa milimeter.

Gambar 4.2 erubahan dari proOimal sampai distal di dalam endapan yang terbentuk oleh arus turbidit.

/'=S! %! %93 'N&+!N *4'B!%!*

Struktur sedimen di atas dasar turbidit adalah hal umum. liran turbulen yang kuat menggerus hingga ke

sedimen yang mendasarinya ketika aliran ini melintas di atasnya dan menghasilkan flute mark dan groove dan

$itur erosi lainnya (5.;). <itur ini petunjuk paleocurrent yang berguna di dalam endapan turbidit. enggerusan



mungkin cukup kuat untuk memindahkan keseluruhan bagian atas lapisan yang terendapkan sebelumnya,khususnya di bagian aliran yang lebih proOimal dimana energi turbulennya merupakan yang tertinggi. =leh

karena itu kemungkinan ketiadaan divisi >d? dan >e? karena erosi ini. Sedimen yang tererosi mungkin

tertransportasikan menjadi endapan yang menutupi sebagai klastik lumpur.

*4'B!%!* B/'+=NS/N*'S! *!N&&!

*ouma se'uence mencirikan beberapa turbidit, meskipun banyak endapan yang tidak pas atau sesuai dengan

skema. !ni adalah lapisan pasir tak berstruktur yang agak terpilah buruk yang memiliki lapisan tipis lanau dan

lumpur di bagian teratasnya. %alam *ouma se'uence, divisi >b?, >c? dan terkadang >d? hilang. 9apisan ini

diinterpretasikan sebagai endapan aliran turbidit yang mengandung jumlah sedimen yang lebih tinggi didalam campuran (mixtures) daripada arus turbidit yang >normal?. Suatu divisi ditarik pada densitas 1,1 gcm

di antara turbidit berkonsentrasi rendah dan berkonsentrasi tinggi, meskipun ada gradasi di antara keduanya

(ickering et al.1:;:). /$ek dari sedimen yang konsentrasinya lebih tinggi adalah bah"a turbulensinya kurang

e$ekti$ pada pemisahan ukuran-ukuran butir. @ampir semua sedimen yang terba"a, terendapkan serentak

sebagai campuran terpilah buruk, dengan hanya material tersuspensi yang lebih halus memisah pada puncak aliran (9o"e 1:;6).

+/#%!N %N +=3=S!S! *4'B!%!*

rus turbidit mungkin terdapat di dalam semua lingkungan dari danau di darat hingga samudra terdalam.

@ampir semua arus turbidit umum terlihat dalam endapan danau dalam ( deep lakes) (1..6) dan lingkunganlaut dalam (deep marine) (1.6). *urbidit klastik terrigenous dengan tekstur lithic wackes ( gre$wackes) adalah

kemungkinan yang paling umum terlihat, tapi endapan turbidit mungkin memiliki kisaran yang luas dalam

tekstur dan komposisi, termasuk turbidit karbonat di dalam cekungan yang diapit oleh paparan karbonat

(carbonate shelves) (15.). roses turbidit juga penting dalam setting volkanik (10.5.).

J+*4 %N '4S *4'B!%!*

rus turbidit adalah peristi"a aliran individual. rus ini terjadi dengan periode "aktu geologi yang sangat

pendek, dengan hampir semua pengendapan terjadi dalam beberpa jam sampai beberapa hari. <aktanya,

dalam konteks "aktu geologi endapan turbidit berlangsung sejenak. Jaktu yang diperlukan untuk lapisan

tipis dari sedimen suspensi agar terendapkan di bagian teratas turbidit berlangsung lebih lama (bulanan hinggaratusan tahun).

4.'.3 Aliran !utir *Grain Flows+

3ekanisme transportasi massa dalam suatu longsoran material yang menuruni lereng curam adalah grain flow

(9eeder 1:;6). artikel-partikel terpisah di dalam media $luida oleh tubrukan yang berulang-ulang. 1rain

flow dengan segera cepat >membeku? ketika energi kinetik partikel jatuh di ba"ah nilai kritis. 3ekanisme iniyang paling e$ekti$ pada material terpilah baik yang jatuh akibat gravitasi, menuruni lereng curam seperti

muka gelincir ( slip face) dari aeolian dune atau suba'ueous bedform. 1rain flow bertipe gradasi terbalik

(reverse graded ). 1rain flow mungkin terjadi pada sedimen yang lebih kasar dan berkombinasi dengan proses

aliran massa yang lain di dalam setting suba'ueous curam seperti foreset fan delta (16.).

4.'.4 Li$uefied Flowss



Struktur sedimen yang dijelaskan dalam bagian terdahulu adalah terbentuk sebagai hasil transportasi dan

pengendapan material. liran $luida di atas sedimen yang baru saja terendapkan dapat menghasilkan

pemindahan sebagian atau lokal sedimen dari permukaan lapisan. <itur-$itur yang membekas di atas permukaan lapisan disebut sebagai sole mark (tanda jejak) (&ambar 5.). <itur ini tera"etkan dalam

rekaman batuan ketika lapisan sedimen lain terendapkan di bagian teratasnya, meninggalkan $itur di atas

bidang perlapisan. Sole mark mungkin dapat dibagi berdasarkan yang terbentuk sebagai hasil turbulensi di

dalam air yang menyebabkan erosi ( scour mark ) dan jejak yang terbentuk oleh objek yang terba"a di dalamaliran air (tool mark ). <itur-$itur ini mungkin ditemukan dalam sejumlah lingkungan pengendapan tapi

khususnya umum dalam rangkaian turbidit (5.0.6) dimana sole mark tera"etkan sebagai cetakan di dasar dari

turbidit yang menutupinya.

4..1 Scour Mar%s

ir turbulen yang mengalir di atas permukaan lapisan menghasilkan pusaran arus ( eddies) lokal meskipun

permukaan lapisan itu lembut dan datar. usaran arus turbulen ini mengerosi ke dalam lapisan dan

menciptakan gerus erosional yang jelas yang disebut flute cast . 5lute cast berbentuk asimetris pada penampang melintangnya, dengan satu tepi curam berhadapan dengan tepi yang lancip (&ambar 5.). %ilihat

dari atas flute cast lebih sempit di satu sisi dan di sisi lain melebar ke arah tepi yang lancip. Sisi curam dan

sempit flute mark adalah tempat dimana pusaran arus mulai mengerosi lapisan dan kemudian melancip,tepiyang lebih lebar menandai lintasan pusaran ketika tersapu oleh arus. =leh karena itu flute mark dapat

digunakan sebagai petunjuk paleocurrent (.5.1). 5lute mark bervariasi ukurannya dari hingga cm

panjangnya 1 hingga 6 cm lebarnya (8ollinson H *hompson 1:;6). %engan banyaknya sole mark , menjadi

hal umum menemukan cetakan $itur yang terbentuk oleh pengisian depresi seperti halnya menemukan depresiitu sendiri (&ambar 5.1).

Suatu rintangan di atas permukaan lapisan seperti kerakal atau cangkang dapat menghasilkan pusaran arus

yang menggerus lapisan (obstacle scour ). <itur linear di atas permukaan lapisan yang disebabkan oleh

turbulensi adalah berbentuk punggungan (ridges) dan alur parit ( furrows) yang memanjang jika pada skalamilimeter atau gutter cast jika lembahnya memiliki lebar beberapa centimeter dan dalam, meluas hingga

beberapa meter sepanjang permukaan lapisan.

4..2 "ool Mar%s

Suatu objek yang terba"a dalam aliran dan mele"ati lapisan dapat menciptakan tanda di atas permukaanlapisan. 1rooves adalah tanda memanjang yang tajam yang tercipta oleh objek (tool ) yang terseret sepanjang

lapisan. 1rooves adalah $itur yang tergambar tajam, berbeda dengan chevron yang terbentuk ketika sedimen

masih sangat lunak. =bjek yang tersaltasi (5.5.6) di dalam aliran mungkin menghasilkan tanda yang dikenal

bervariasi sebagai prod , skip, atau bounce mark di titik dimana objek ini mendarat. *anda-tanda ini seringterlihat dalam garis-garis di sepanjang bidang pelapisan. Bentuk dan ukuran tool marks ditentukan oleh

bentuk objek yang menciptakannya dan $ragmen berbentuk tak beraturan, seperti $osil, mungkin

menghasilkan tanda yang khusus. Si$at alami tool sering tidak diketahui kecuali tera"etkan pada akhir jalan,

kadang terjadi.



Gambar 4.30 Sole marks di dasar aliran2 gerusan-gerusan yang dihasilkan oleh pusaran aliran ( flute marks)

dan turbulensi di sekitar objek perintang (obstacle scours)A dan tool marks yang terbentuk dari pergerakanobjek di sepanjang permukaan lapisan ( grooves) atau bersaltasi di atas permukaan ( prod , skip, dan bounce

marks).

Gambar 4.31 5lute marks di atas dasar lapisan batupasir yang dihasilkan oleh gerusan ke dalam

lapisan batulumpur yang mendasarinya yang telah

terpindahkan,A mata pisau menunjukkan arah aliran.

4..3 C&annel dan Slump Scars

%apat ditarik perbedaan antara gerusan, yang berupa $itur skala kecil yang disebabkan oleh aliran turbulen di

dalam aliran dan $itur yang lebih besar yaitu channel dan slump scar . Suatu channel mungkin dianggap

sebagai depresi di atas lahan atau permukaan ba"ah laut yang keseluruhannya atau sebagiannya membatasialiran. -hannel adalah komponen $undamental lingkungan $luvial, delta, estuaria dan kipas ba"ah laut.

-hannel dalam semua setting ini jelas lebih besar dari gerusan yang terbentuk di atas permukaan lapisan yang

di sebabkan oleh salah satu atau keduanya, yaitu confined flow (aliran yang dibatasi) (channeli,ed ) atau

unconfined flow (contoh sheetfloods, overbank flow, turbidites).



Gambar 4.32 Slump scars yang

dihasilkan oleh pergerakan massamaterial di atas permukaan yang

gagal.

Slump scars (&ambar 5.6) terbentuk sebagai hasil dari ketidakstabilan gravitasi dalam tumpukan sedimen.

+etika massa sedimen terendapkan di atas lereng maka massa ini akan mengalami beberapa peristi"a tidak

stabil jika lerengnya curam. #ika massa sedimen ini menjadi subjek guncangan dari gempabumi atau penambahan muatan sedimen yang tiba-tiba di atas bagian tumpukan ini, kegagalan mungkin terjadi di

permukaan di dalam tubuh sedimen ini. @al ini menga"ali pemerosotan ( slumping ) material. ermukaan yang

ditinggalkan ketika material yang merosot ini bergerak adalah slump scar+ yang tera"etkan jika kemudiansedimentasi selanjutnya mengisi scar . Slump scar dapat dikenali dalam rekaman stratigra$i sebagai pro$il

lembut dengan permukaan berbentuk sendok dalam tiga dimensi, dan bentangannya berkisar dari beberapa

meter hingga ratusan meter. Slump scar umum dalam sikuen delta tapi mungkin juga terjadi di dalam semua

material yang terendapkan di atas suatu lereng.

4./ Struktur Sedimen dan Lingkungan Sedimen

ersamaan Bernouli, angka 'eynld dan <roude mungkin tampaknya jauh hubungannya dari batuan sedimen

yang tersingkap dalam suatu tebing, tapi jika kita menginterpretasikan batuan itu dalam istilah proses-prosesyang membentuknya, sedikit dinamika $luida sangat berguna. 3engerti apa arti struktur sedimen dalam proses

$isika adalah satu titik a"al untuk menganalisis batuan sedimen ke dalam lingkungan pengendapan. @ampir semua struktur sedimen yang dijelaskan $amiliar dengan batuan klastik terrigenous, tetapi penting untuk

mengingat bah"a semua zat partikel berinteraksi dengan media $luida yang mentransportasikannya dan

banyak $itur-$itur ini juga terjadi umumnya dalam sedimen karbonat yang membuat debris bioklastik dan

batuan volkaniklastik. Bab selanjutnya mengenalkan konsep yang digunakan dalam analisis paleoenvironment dan diikuti dengan bab-bab yang membahas proses dan hasil lingkungan yang berbeda

dengan lebih detail.

BAB 4 Proses Transportasi Dan Struktur Sedimen

Documents

Transcript of BAB 4 Proses Transportasi Dan Struktur Sedimen