Pettijhon Bab 1-6Pettijhon Bab 1-6

sedimentologidanstratigrafi.wordpress.com

Pettijohn 1975 Bab 1 - 61.1 DEFINISI-DEFINISI

Endapan sedimen (sedimentary deposit) adalah tubuh materialpadat yang terakumulasi di permukaan bumi atau di dekatpermukaan bumi, pada kondisi tekanan dan temperatur yangrendah. Sedimen umumnya (namun tidak selalu) diendapkan darifluida dimana material penyusun sedimen itu sebelumnya berada,baik sebagai larutan maupun sebagai suspensi. Definisi inisebenarnya tidak dapat diterapkan untuk semua jenis batuansedimen karena ada beberapa jenis endapan yang telah disepakatioleh para ahli sebagai endapan sedimen: (1) diendapkan dariudara sebagai benda padat di bawah temperatur yang relatif tinggi,misalnya material fragmental yang dilepaskan dari gunungapi; (2)diendapkan di bawah tekanan yang relatif tinggi, misalnya endapanlantai laut-dalam.

Petrologi sedimen (sedimentary petrology) adalah cabangpetrologi yang membahas batuan sedimen, terutamapemerian-nya. Di Amerika Serikat, istilah sedimentasi(sedimentation) umumnya digunakan untuk menamakan ilmu yangmempelajari proses pengakumulasian sedimen, khususnyaendapan yang asalnya merupakan partikel-partikel padat dalamsuatu fluida. Pada 1932, Wadell mengusulkan istilah sedimentologi

Pettijohn 1975 Bab 1 - 6 about:reader?url=https://sedimentologidanstratigrafi.wordpress.com/201...

1 of 350 1/5/2016 8:55 AM

(sedimentology) untuk menamakan ilmu yang mempelajari segalaaspek sedimen dan batuan sedimen. Sedimentologi dipandangmemiliki ruang lingkup yang lebih luas daripada petrologi sedimenkarena petrologi sedimen biasanya terbatas pada studilaboratorium, khususnya studi sayatan tipis, sedangkansedimentologi meliputi studi lapangan dan laboratorium (Vatan,1954:3-8). Pemakaian istilah sedimentologi untuk menamakan ilmuyang mempelajari semua aspek sedimen dan batuan sedimendisepakati oleh para ahli sedimentologi Eropa, bahkan akhirnyadikukuhkan sebagai istilah resmi secara internasional bersamaandengan didirikannya International Association of Sedimentologistspada 1946.

Batas pemisah antara sedimentologi dengan stratigrafisebenarnya tidak jelas. Stratigrafi secara luas diartikan sebagaiilmu yang membahas tentang segala aspek strata, termasuk studitekstur, struktur, dan komposisi. Walau demikian, dalamprakteknya, para ahli stratigrafi lebih banyak menujukanperhatiannya pada masalah penentuan urut-urutan stratigrafi danpenyusunan kolom geologi. Jadi, masalah sentral dalam stratigrafiadalah penentuan urut-urutan batuan dan waktu yang dicerminkanoleh berbagai penampang lokal, pengkorelasian penampang-penampang lokal, dan penyusunan suatu penampang yang dapatdigunakan secara sahih sebagai wakil dari tatanan stratigrafi dunia.Walau demikian, pengukuran ketebalan dan pemerian litologiumum (gross lithology) masih dipandang sebagai tugas para ahlistratigrafi. Karena itu, tidak mengherankan apabila banyakpengetahuan tentang ciri khas endapan sedimen—misalnyaperlapisan, perlapisan silang-siur, dan ciri-ciri lain yang seringterlihat dalam singkapan—diperoleh dari hasil penelitian stratigrafi.


2 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Pemelajaran batuan sedimen tidak dapat dipisahkan dari disiplinilmu lain. Banyak diantara disiplin ilmu itu—misalnya mineralogi,geokimia, dan geologi kelautan—memberikan sumbanganpemikiran yang berharga untuk memperoleh pengertian yang lebihmendalam mengenai endapan sedimen. Sedimentologi sendiribanyak memberikan sumbangan pemikiran yang berharga dalampenelitian stratigrafi dan geologi ekonomi (gambar 1-1 dan 1-2).

1.2 SEJARAH PERKEMBANGAN SEDIMENTOLOGI

Meskipun sedimentologi merupakan sebuah ilmu yang relatifmuda, namun pengetahuan manusia tentang sedimen telah adasejak lama. Manusia primitif mengetahui sifat dan kegunaanbatuapi (flint) yang mereka pakai sebagai pisau, mata anak panah,dan mata tombak. Mereka juga mengetahui kegunaan praktis darilempung sebagai bahan baku gerabah dan manfaat oker (ocher)sebagai zat pewarna. Sebagian tata peristilahan lama yang munculsebelum berkembangnya ilmu pengetahuan—misalnya cobble,pebble, dan flint—masih tetap digunakan sampai sekarang.

Tulisan tertua yang mengungkapkan berbagai bentuk spekulasitentang proses sedimentasi alami dapat ditemukan dalam karyaorang-orang Yunani kuno (Krynine, 1960). Walau demikian, tulisan-tulisan itu belum bisa dipandang sebagai karya ilmiah.

Pemelajaran batuan sedimen pada mulanya merupakanpemelajaran stratigrafi, berupa penelitian lapangan yang dilakukanuntuk mengetahui geometri umum (ketebalan dan penyebaran)tubuh sedimen. Salah satu buah pikiran penting dalamper-kembangan stratigrafi dipersembahkan oleh William Smith


3 of 350 1/5/2016 8:55 AM

(1815), seorang insinyur dan surveyor otodidak, melalui karyanya:peta geologi Inggris. Peta itu disusun berdasarkan hasil penelitianSmith selama bertahun-tahun dengan menempuh perjalanansejauh 11.000 mil. Itulah tulisan pertama yang berhasil merekampenyebaran dan urut-urutan batuan sedimen di suatu daerah.Sumbangan pemikiran penting dari Smith adalah penggunaan fosiluntuk korelasi. Dari penjelasan di atas kita dapat memaklumibahwa sedimentologi berakar pada stratigrafi. Karena itu, tidakmengherankan apabila pada saat ini kita masih melihat eratnyakaitan antara stratigrafi dan sedimentologi. Para ahli stratigrafimasa lalu banyak menyumbangkan tenaga dan pikirannya dalammengembangkan pengetahuan tentang sedimen. Pemikiran-pemikiran tersebut sebagian diwujudkan dalam bentuk tulisan,misalnya dalam buku Principles of Stratigraphy karya Grabau(1913) dan Treatise of Sedimentation karya Twenhofel (1928).

Pemelajaran sedimen sebagai disiplin tersendiri, terpisah daristratigrafi, dimulai dengan terbitnya surat terbuka Henry CliftonSorby (1879) kepada Presiden Geological Society of London yangberjudul “On the structure and origin of limestones.” Meskipunketertarikan Sorby pada batuan sedimen telah muncul sejak 1850,namun surat tersebut dan makalahnya yang berjudul “On thestructure and origin of the non-calcareous stratified rocks” (terbitpada 1880) saja yang dipandang para ahli sebagai dua tonggakpenting yang menandai kelahiran sedimentologi sebagai sebuahdisiplin ilmu baru. Sorby memperkenalkan studi sayatan tipissebagai salah satu teknik penelitian batuan sedimen. Teknik itukemudian digunakan sebagai salah satu teknik paling mendasardalam penelitian petrologi, baik penelitian petrologi batuansedimen, maupun penelitian petrologi batuan beku dan batuan


4 of 350 1/5/2016 8:55 AM

metamorf. Karena itu, Sorby dipandang sebagai “Bapak Petrologi”.Pemikiran Sorby jauh melampaui rekan-rekan seangkatan-nya.Karyanya tentang pemakaian lapisan silang-siur dalamperekonstruksian paleogeografi tidak banyak dipahami rekan-rekannya dan baru dapat dibuktikan kesahihannya padapertengahan abad 20.

Studi sayatan tipis kemudian lebih banyak dikembangkan olehpara ahli petrologi batuan beku, khususnya para ahli petrologiJerman seperti Rosenbusch dan Zirkel. Sebaliknya, teknik itu justruagak diabaikan oleh para ahli yang menggeluti batuan sedimen.Hal itu mungkin terjadi karena generasi ahli sedimen saat itu lebihterdidik sebagai ahli stratigrafi, bukan ahli petrologi sedimen atauahli sedimentologi. Namun, masih ada beberapa orang yang dapatdipandang sebagai pengecualian, misalnya Lucien Cayeux dariPerancis. Studi sayatan tipis batuan sedimen, yang pernahditinggalkan, kini ini kembali mendapat perhatian yang cukup seriusdari kalangan ahli batuan sedimen. Hal ini mungkin berkaitandengan berkembangnya sedimentologi sebagai suatu cabang ilmugeologi tersendiri yang telah menghasilkan generasi baru yangbenar-benar ahli dalam sedimentologi.

Pada akhir abad 19 serta awal abad 20, para ahli petrologisedimen (kecuali Cayeux) lebih banyak menujukan perhatianmereka pada pemelajaran mineralogi sedimen, khususnya mineralberat (BJ > 2,85). Studi mineral berat umumnya dilakukan olehpara ahli Eropa. Hasil penelitian Illing (1916), yang menunjukkanbahwa endapan sedimen dalam cekungan tertentu cenderungmengandung kumpulan mineral berat tertentu, telah mendorongmunculnya apa yang disebut sebagai “korelasi mineral berat”


5 of 350 1/5/2016 8:55 AM

(“heavy-mineral correlation”). Kegunaan mineral berat sebagai“alat” korelasi dan penerapannya dalam korelasi bawah permukaandalam kegiatan eksplorasi migas telah menambah daya tariknya.Puncak fasa perkembangan studi mineral berat ditandai denganterbitnya Principles of Sedimentary Petrography karya Milner(1922). Buku itu pernah dijadikan rujukan oleh para ahli yang inginmempelajari mineral detritus dalam pasir. Makin lama pemelajaranmineral berat makin kurang diminati para ahli sedimen. Hal ituterjadi karena: (1) timbulnya keraguan akan kesahihan korelasiyang didasarkan pada kehadiran mineral berat seperti yangdiajukan oleh Sidowski dan Weyl; (2) adanya perkembangan baru,yakni pemakaian mikrofosil dan well logs sebagai alat korelasibawah permukaan. Agaknya sebab kedua itulah yang “mengakhiri”era studi mineral berat.

Pada 1919, thesis master C. K. Wentworth yang berjudul A Fieldand Laboratory Study of Cobble Abrasion diterbitkan dalam Journalof Geology. Wentworth, yang pada waktu itu merupakanmahasiswa pasca sarjana pada University of Iowa,mengembangkan satu ancangan baru untuk meneliti materialsedimen. Dia juga mampu mendefinisikan kebundaran sebagaisuatu sifat fisik partikel sedimen yang dapat diukur. Kuantifikasisifat itu mampu menggantikan penilaian subjektif yangsebelum-nya digunakan oleh para ahli sedimentologi dalammenentukan kebundaran. Lebih jauh lagi, kuantifikasi memicumunculnya data kuantitatif serta memungkinkan dilakukannya studilaboratorium terhadap proses sedimentasi, misalnya abrasi kerakal.Dengan demikian, Wentworth membawa sedimentologi untukmemasuki era pengukuran dan percobaan terkontrol. Benar, bahwasebelumnya telah ada ahli sedimentologi yang melakukan berbagai


6 of 350 1/5/2016 8:55 AM

percobaan, misalnya saja analisis besar butir yang dilakukan olehDaubree, namun penelitian-penelitian itu tidak memberikanpengaruh yang berarti pada pemikiran para ahli sedimentologi saatitu sehingga mereka umumnya masih tetap melakukan penelitiansecara kualitatif dan agak subjektif.

Makalah pertama karya Wentworth itu kemudian disusul olehsejumlah makalah lain yang menunjukkan kepada semua pihakbetapa bergunanya metoda tersebut dalam penelitian sedimen.Selama dua dasawarsa berikutnya, metoda kuantatif diterapkanoleh banyak ahli sedimentologi terhadap sifat-sifat sedimen yanglain. Ledakan data kuantitatif itu pada gilirannya menimbulkankebutuhan para ahli akan adanya metoda-metoda yangmemungkinkan mereka dapat mengambil intisari yang terkandungdidalamnya untuk menghasilkan butir-butir pengetahuan baru.Metoda yang dibutuhkan itu telah tersedia, yakni metoda statistikayang pada waktu itu masih terus dikembangkan oleh banyak ahlistatistika dan matematika.

Meskipun metoda pengukuran besar butir sedimen klastika(“analisis mekanik”) sudah digunakan secara luas dalam disiplinilmu lain, khususnya ilmu tanah, namun metoda itu barudikembangkan untuk pemelajaran sedimen pada akhir abad 19.Masuknya metoda itu ditandai dengan terbitnya karya tulis Udden(1899, 1914). Kedua karya tulis Udden itu termasuk tulisan pertamayang mencoba menjelaskan sejarah endapan sedimenberdasarkan hasil analisis besar butir (untuk mengetahui sejarahperkembangan penelitian besar butir, lihat karya tulis Krumbein,1932). Metoda analisis dan penerapan teknik-teknik statistika untukanalisis besar butir kemudian disempurnakan dan dikembangkan


7 of 350 1/5/2016 8:55 AM

lebih jauh oleh Krumbein dan ahli-ahli lain.

Lahirnya geokimia sebagai cabang ilmu geologi barumenyebabkan munculnya metoda dan data observasi barumengenai berbagai hal yang banyak menarik perhatian para ahlisedimentologi. Sebagian besar penelitian geokimia pada mulanyadiarahkan pada penelitian kuantitatif untuk mengetahui penyebaranunsur-unsur kimia di alam, termasuk penyebarannya dalam batuansedimen. Lambat laun data tersebut menuntun para ahli untukmemahami apa yang disebut sebagai siklus geokimia (geochemicalcycle) serta penemuan hukum-hukum yang mengontrolpenyebaran unsur dan proses-proses yang menyebabkantimbulnya pola penyebaran unsur seperti itu.

Baru-baru ini, kimia nuklir (nuclear chemistry) menyumbangkansebuah “jam” dan “termometer” yang pada gilirannya membuka erapenelitian baru terhadap sedimen. Unsur-unsur radioaktif,khususnya 14C dan 40K, memungkinkan dilakukannya metodapenanggalan langsung terhadap batuan sedimen tertentu. Metoda14C, yang dikembangkan oleh Libby, dapat diterapkan padaendapan resen. Metoda 40K/40Ar terbukti dapat diterapkan padaglaukonit, felspar autigen, mineral lempung, dan silvit yangditemukan dalam endapan tua. Analisis isotop dapat digunakanuntuk menentukan temperatur purba. Metoda Urey—berdasar-kannisbah 16O/18O yang merupakan fungsi dari temperatur—dapatdipakai untuk menaksir temperatur pembentukan cangkang fosilyang ada dalam endapan bahari. Meskipun “jam” dan “termometer”tersebut masih memperlihatkan kekeliruan, namun harus diakuibahwa keduanya telah memberikan kontribusi yang berartiterhadap pemelajaran sedimen.


8 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Van’t Hoff adalah orang pertama yang memanfaatkan azas fasauntuk mempelajari kristalisasi larutan garam dan pem-bentukanendapan garam. Mulanya penelitian eksperimental terhadapcampuran yang dapat menghasilkan kristal, terutama sistem silikattemperatur tinggi, dilakukan oleh para ahli petrologi batuan bekudan metamorf. Baru pada beberapa dasawarsa terakhir ini saja halitu menarik perhatian para ahli sedimen. Sebagai contoh, Milton &Eugster (1959) memakai ancangan itu untuk meneliti endapannon-marin dan mineral-mineral yang mencirikan Green RiverFormation di Wyoming dan Colorado. Zen (1959) menunjukkanbahwa azas fasa yang dikemukakan oleh Gibbs dapat diterapkanuntuk menganalisis hubungan antara mineral lempung dan mineralkarbonat. Hasil penelitian Zen kemudian diterapkan oleh Peterson(1962) terhadap larutan karbonat di bagian timur Tennessee.Perkembangan metoda yang relatif baru itu dapat dibaca dalamkarya tulis Eugster (1971).

Berbagai kajian teoritis dan eksperimental tentang stabilitasmineral pada berbagai kondisi oksidasi-reduksi (Eh) dan pHdilakukan oleh Garrels dan beberapa ahli lain (lihat Garrels &Christ, 1965). Penelitian aspek-aspek geokimia sedimen banyakmenambah pengertian kita tentang endapan sedimen. Buku-bukuyang membahas tentang topik-topik geokimia sedimen antara lainadalah Geochemistry of Sediments karya Degens (1965) danPrinciples of Chemical Sedimentology karya Berner (1971).

Penelitian sedimen resen merupakan hal esensil untukmemahami sedimen purba. Hal itu pada hakekatnya merupakankonsekuensi logis dari teori uniformitarisme yagn dikemukakan olehJames Hutton. Dengan pengecualian untuk Walther, Thoulet, dan


9 of 350 1/5/2016 8:55 AM

beberapa ahli lain, para ahli sedimen hingga beberapa tahunterakhir umumnya masih mengabaikan aspek ini. Pengetahuan kitatentang sedimen resen, khususnya sedimen bahari, sebagianbesar diperoleh dari hasil-hasil penelitian oseanografi. Penelitianoseanografi pertama, dan mungkin yang paling terkenal, adalahEkspedisi Challenger. Terbitnya laporan Ekspedisi Challenger pada1891 menandai berdirinya oseanografi sebagai suatu disiplin ilmutersendiri. Laporan itu antara lain berisi data tentang penyebarandan sifat sedimen bahari, khususnya sedimen yang ada di dasarlaut-dalam. Ekspedisi-ekspedisi lain yang dilaksanakan denganmemakai kapal peneliti Gazelle, Meteor, Blake, dan lain-lain makinmenambah data dan pengetahuan kita mengenai sedimen bahari.Selama beberapa tahun terakhir makin banyak ahli geologi yangberpendapat bahwa penelitian sedimen resen banyak membantuperkembangan sedimentologi. Stetson (dari Woods Hole) danShepard (dari Scripps) adalah dua ilmuwan yang banyakmemberikan sumbangan pemikiran dan membangkitkan kembaliketertarikan orang terhadap endapan bahari. Sedimen delta danlitoral juga dipelajari secara intensif pada beberapa dasawarsaterakhir, khususnya oleh Fisk (di Amerika Serikat), van Straatendkk (di Belanda), serta oleh suatu kelompok studi di Senckenberg.Recent Marine Sediments yang disunting oleh Parker Traks (1939)merupakan salah satu bukti makin tingginya ketertarikan para ahligeologi terhadap sedimen resen. Proyek penelitian AmericanAssociation of Petroleum Geologists di Teluk Mexico, berbagaipenelitian van Straaten pada beberapa dataran pasut di Belanda,penelitian-penelitian van Andel di Sungai Rhine dan Orinoco,penelitian-penelitian Kruit & van Andel pada delta Rhone, sertapenelitian Ginsburg pada endapan karbonat di Bahama dan Floridaadalah beberapa contoh yang menunjukkan kecenderungan para


10 of 350 1/5/2016 8:55 AM

ahli untuk mempelajari sedimen resen.

Dengan beberapa pengecualian, penelitian sedimen modernsering dilakukan tanpa mengacu pada rekaman geologi sehinggapenelitian-penelitian itu gagal dalam mendapatkan informasi yangdiperlukan untuk memahami rekaman geologi yang biasa dihadapioleh para ahli geologi lapangan. Kegagalan itu terutamadisebabkan karena sampel umumnya diambil dari bidang batassedimen-fluida serta hanya aspek-aspek mineralogi dan tekstursaja yang dipelajari. Penelitian-peneliitan sedimen Holosen yanglebih berguna haruslah bersifat tiga dimensi, meliputi pengeboranyang memungkinkan diketahuinya geometri tiga dimensi dariendapan, urutan vertikal lapisan-lapisannya, serta struktur sedimenyang ada didalamnya.

Ancangan tiga dimensional untuk mempelajari sedimen resenmendorong orang untuk meninjau lebih jauh geometri danpenampang vertikal sedimen, baik sedimen resen maupun sedimenpurba. Bentuk dan dimensi endapan pasir merupakan salah satuhal yang banyak menarik perhatian para ahli dan telah dijadikantema simposium pada 1960 (Peterson & Osmond, 1961). Demikianpula dengan morfologi terumbu modern dan purba (lihat, misalnya,Reef Issue pada Bullentin AAPG vol. 34, no. 2).

Secara historis, stratigrafi adalah ilmu deskriptif dan tidakbanyak memberi perhatian pada genesis paket stratigrafi. HukumFasies Walther menyatakan bahwa pada tempat dimana tidak adarumpang waktu, maka sedimen-sedimen yang bersebelahansecara lateral akan terlihat bertumpuk satu di atas yang lain dalampenampang vertikal. Sebagai hasil studi sedimen resen, konsep ini


11 of 350 1/5/2016 8:55 AM

digunakan untuk merekonstruksikan model fasies yang berkaitanerat dengan proses-proses sedimentasi, misalnya transgresi danregresi. Hukum itu memungkinkan para ahli untuk memahamimekanisme pembentukannya. Konsep model fasies mungkinmerupakan satu-satunya kemajuan penting dalam analisis sedimendalam beberapa dasawarsa terakhir. Tulisan pertama yangmengungkapkan arti penting penampang vertikal dalamperekonstruksian lingkungan disusun oleh Visher (1965),sedangkan penjelasan yang lebih elementer disusun oleh Selley(1970). Contoh yang sangat baik mengenai ancangan ini dalamstratigrafi dapat dilihat dalam makalah yang disusun oleh de Raafdkk (1965) serta Allen (1962).

Penelitian-penelitian terhadap paket vertikal tidak hanyamenyangkut litologi dan fosil, namun juga struktur sedimen.Kecenderungan orang untuk mempelajari struktur sedimenmenyebabkan munculnya sejumlah makalah yang membahastentang genesis struktur sedimen, penggolongannya, sertapenggunaannya dalam menentukan lingkungan dan arus purba.

Penelitian struktur sedimen tidak hanya menarik karena dapatdigunakan dalam analisis lingkungan pengendapan, namun jugadapat digunakan sebagai penunjuk sistem arus pada lingkungantempat pengakumulasiannya. Sistem arus purba dapatdirekonstruksikan dengan cara mengukur dan memetakan strukturarus, sebagaimana pernah dilakukan oleh Sorby satu abad yanglalu. Meskipun struktur arus telah diketahui sejak lama, namunpengukuran arah arus dari struktur tersebut merupakan hal baru.Hasil-hasil penelitian arus purba yang terpadu mulai dilakukansejak dirintis oleh Hans Cloos dan murid-muridnya pada 1938.


12 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Sejak 1950, penelitian tersebut menduduki tempat tertentu dalamkerangka penelitian sedimen secara keseluruhan.

Kecenderungan untuk mempelajari struktur sedimen mendorongpara ahli untuk memahami cara pembentukannya. Karena banyakdiantara struktur sedimen itu terbentuk oleh arus, maka studihidrodinamika proses pembentukan sedimen dan struktur sedimenkemudian mendapat perhatian khusus. Hal inilah yang mendorongterbitnya Primary Sedimentary Structures and Their HydrodynamicInterpretation (disunting oleh Middleton, 1965) serta sejumlahmakalah penting yang disusun oleh Allen (1969, 1970, 1971) danbeberapa ahli lain.

Ketertarikan pada geometri, urut-urutan vertikal, dan struktursedimen menyebabkan terjadinya perubahan besar dalampenelitian sedimen, yakni penekanan kembali pentingnya studimineralogi dan tekstur sedimen serta pengembangan studi struktursedimen, geometri, dan urut-urutan vertikal. Penelitian sedimenyang dipandang sebagai bentuk fusi dari stratigrafi dan petrologisedimen ini disebut sedimentologi (Doeglas, 1951). Bentuk studiyang baru ini pada gilirannya telah menumbuhkan kesadaran akanpentingnya studi lapangan yang selama ini kurang diperhatikan.

Lahirnya sedimentologi telah menyebabkan bertambah luasnyaruang lingkup studi sedimen: dari hanya sekedar studi lingkunganpengendapan menjadi studi cekungan. Analisis cekunganmengaitkan tektonik dan sedimentasi. Studi sedimentasi sekarangmeliputi studi sistem arus purba, pemetaan fasies, danperekonstruksian paleogeografi. Konsep-konsep yangdi-kembangkan menekankan bahwa sistem penyebaran klastika


13 of 350 1/5/2016 8:55 AM

menyebabkan terbentuknya sifat-sifat skalar dan vektoral yangdapat digunakan untuk merekonstruksikan konfigurasi cekungan,kondisi-kondisi sedimentasi, dan paleogeografi. Jadi, konsep itumenyatukan seluruh metoda dan konsep petrologi sedimen lamadengan hasil-hasil studi modern untuk memformulasikanmodel-model cekungan. Adanya model-model cekunganmemungkinkan diperolehnya pemahaman yang lebih baikmengenai pengisian cekungan sedimen dan memungkinkan paraahli untuk membuat berbagai prediksi tentang penyebaran dankarakter sedimen, meskipun sedimen itu tidak terlihat secaralangsung.

Bersamaan dengan perkembangan analisis arus purba, selamabeberapa dasawarsa terakhir (terutama sejak akhir Perang DuniaII) terjadi juga perkembangan yang pesat dalam kuantifikasi danpemetaan fasies. Adanya hubungan yang erat antara fasiesdengan keberadaan migas telah menjadi pemicu pengembanganlebih lanjut konsep fasies. Suatu simposium yang disponsori olehGeological Society of America pada 1948 merupakan salah satubukti betapa tingginya ketertarikan para ahli pada studi fasies. Atlassinoptik yang berisi peta-peta fasies Fanerozoikum di AmerikaSerikat disusun oleh Sloss dkk (1960).

Studi cekungan sedimen, pengamatan isi dan perekonstruksiansejarahnya, telah membawa para ahli untuk sampai pada masalahevolusi benua. Hubungan antara sedimentasi dan tektonik, antarakraton dan geosinklin, serta antara sedimentasi dengan tektoniklempeng, telah menjadi masalah-masalah besar yang menarikperhatian para ahli. Ketertarikan akan kaitan antara sedimentasidengan tektonik sebenarnya telah ada sejak lama, misalnya saja


14 of 350 1/5/2016 8:55 AM

hal ini pernah menjadi topik bahasan Bertrand (1897) dan Tarcier(1937). Namun, orang baru tertarik kembali pada masalah tersebutsetelah terbit karya-karya Krynine (1942, 1951), Pettijohn (1943),Ronov dkk (1969), serta Garrels & MacKenzie (1971). Studi inisangat besar pengaruh-nya terhadap pengetahuan tentangcekungan dan sejarah bumi. Masalah ini sebenarnya bukanmerupakan tugas sedimentologi saja, namun semua cabang ilmugeologi. Walau demikian, dalam kaitannya dengan hal ini,sedimentologi memegang peranan penting karena merupakan ilmuyang dapat mengungkapkan rekaman peristiwa-peristiwa yangpernah terjadi di masa lalu.

Dari seluruh penjelasan di atas dapat dilihat bahwasedimentologi telah melalui empat tahap perkembangannya, yaitu:

Tahap studi endapan sedimen sebagai satuan stratigrafi.1.

Pengumpulan data batuan sedimen dan pemformulasiantafsiran-tafsiran tentatif.

2.

Lahirnya petrografi sedimen sebagai disiplin ilmu baru, denganpenekanan pada studi sayatan tipis sedimen purba dan analisislaboratorium mengenai tekstur dan mineralogi sedimen lepas.

3.

Studi tiga dimensi sedimen dan batuan sedimen serta analisislingkungan berdasarkan geometri, penampang vertikal, danstruktur sedimen. Perkembangan ini meliputi studi lapangan danlaboratorium sehingga lebih tepat disebut sedimentologi.

4.

Perkembangan sedimentologi sebagai cabang ilmu geologi


15 of 350 1/5/2016 8:55 AM

ditunjang dengan lahirnya sejumlah perhimpunan profesional,didirikannya bagian sedimentologi pada lembaga-lembagapemerintah, berkembangnya industri migas, serta terbitnya jurnal-jurnal profesional. Pada 1920, National Research Councilmembentuk Committee on Sedimentation yang pertama kalidipimpin oleh W. H. Twenhofel. Komite itu menangani penyusunandan penerbitan Treatise on Sedimentation (1928, 1932), RecentMarine Sediments (1939), dan Applied Sedimentation (1950).Society of Economic Paleontologists and Mineralogists yangdidirikan sebagai bagian dari American Association of PetroleumGeologists pada 1927 merupakan perhimpunan utama bagi paraahli stratigrafi (ahli mikropaleontologi) dan ahli sedimentololgiAmerika Serikat. Journal of Sedimentary Petrology yang diterbitkansejak 1930 merupakan terbitan berkala dari perhimpunan tersebut.International Association of Sedimentologists didirikan pada 1946.Perhimpunan itu menerbitkan terbitan berkala yang diberi namaSedimentology. Jurnal lain yang khusus menampilkan makalah-makalah sedimentologi adalah Sedimentary Geology yang pertamakali terbit pada 1967.

1.3 NILAI EKONOMIS DARI SEDIMEN

“Menurut data statistik yang ada saat ini, sekitar 85–90% produkmineral tahunan berasal dari mineral sedimenter dan endapanbijih…” (Goldschmidt, 1937). Kenyataan itu sudah cukup menjadialasan untuk mempelajari sedimentologi.

Sedimen memiliki nilai ekonomis karena beberapa hal:

Merupakan wadah tempat dimana bahan bakar fosil (migas)1.


16 of 350 1/5/2016 8:55 AM

serta air terkandung.

Merupakan material bahan bakar, misalnya batubara dan serpihminyak (oil shale).

2.

Merupakan material baku industri keramik, semen portland,serta bahan bangunan.

3.

Material tempat dimana mineral logam dan non-logamterakumulasi.

4.

Selain karena materialnya yang memiliki keempat peran di atas,sedimentologi perlu dipahami karena pemahaman tentang proses-proses pembentukan, pergerakan, dan pengendapan sedimensangat penting artinya dalam dunia rekayasa dan geomorfologi,terutama untuk memahami dan mengantisipasi fenomena erosipantai, pembuatan pelabuhan, manajemen dataran banjir, danerosi tanah. Jadi, tidak salah bila dikatakan bahwa untuk menjadiahli geologi-ekonomi, seseorang pertama-tama harus menjadi ahlisedimentologi.

2.1 TINJAUAN UMUM

Sebagaimana telah dikemukakan pada Bab 1, endapansedimen adalah tubuh material padat yang terakumulasi dipermukaan bumi atau di dekat permukaan bumi, di bawah kondisitekanan dan temperatur yang rendah. Endapan sedimen umumnyamerupakan produk penghancuran batuan tua yang kemudiandiangkut dan didistribusikan oleh arus air atau angin. Sebagiansedimen merupakan hasil presipitasi kimia atau biokimia dari


17 of 350 1/5/2016 8:55 AM

larutan. Ada beberapa jenis sedimen yang tidak berasal darihancuran batuan tua, misalnya batubara yang pada dasarnyamerupakan residu organik yang berasal dari tumbuhan sertasedimen vulkanogenik yang berasal dari material hasil letusangunungapi. Sedimen yang tidak berasal dari batuan tua umumnyamemiliki volume yang relatif kecil dan agak jarang ditemukan.Selainitu masih ada material lain digolongkan ke dalam batuan sedimen,namun sangat jarang ditemukan, yaitu endapan material kosmikyang berasal dari ruang angkasa.

Seperti diketahui, para ahli geologi umumnya membedakanbatuan ke dalam tiga kelompok utama, yaitu batuan beku, batuansedimen, dan batuan metamorf. Walau demikian, Grabau (1904)memiliki pandangan lain mengenai penggolongan batuan. Diamembagi batuan ke dalam dua kelompok:, yakni batuaneksogenetik (exogenetic rocks) dan batuan endogenetik(endogenetic rocks) (gambar 2-1).

Batuan eksogenetik adalah batuan fragmental atau batuanklastika. Material penyusun batuan itu merupakan partikel-partikelpadat yang terbentuk akibat fragmentasi batuan tua. Partikel-partikel itu diendapkan secara mekanik. Sebagian besar batuansedimen termasuk ke dalam kategori ini. Selain itu, batuan bekupiroklastik secara struktur dan tekstur memperlihatkan banyakkesamaan dengan sedimen klastika karena memang azasaerodinamika atau hidrodinamika yang mengontrol pem-bentukanbatuan-batuan itu juga sama. Karena itu, tidak mengherankan bilakeduanya sama-sama memiliki tekstur granuler.

Batuan endogenetik adalah batuan yang merupakan presipitat


18 of 350 1/5/2016 8:55 AM

amorf atau kristalin dari larutan. Banyak sedimen seperti endapangaram—garam batu (rock salt), gipsum, anhidrit, dsb—sertasebagian besar batuan beku termasuk ke dalam golongan ini.Batuan beku itu, sebagaimana batuan sedimen kimia,dipresipitasikan dari larutan. Hukum fasa kimia yang mengontrolpembentukan sedimen kimia dan batuan beku adalah hukum yangsama. Jadi, sebenarnya tidak ada perbedaan prinsipil antarakristalisasi garam dengan kristalisasi batuan beku. Karena itu, tidakmengherankan bila kita lihat bahwa baik andesit maupun garambatu sama-sama memiliki tekstur kristalin yang saling kesit.

Bila kita akan membagi batuan berdasarkan prosespembentukannya, maka klasifikasi karya Grabau lebih tepatdibanding klasifikasi tradisional sebab bila dilihat dari segi prosesmemang pembentukan garam batu lebih mirip denganpembentukan diabas, bukan dengan batugamping atau serpih, danpembentukan tuf lebih mirip dengan pembentukan batupasir.

Kita juga dapat membagi batuan sedimen berdasarkanprovenansinya. Berdasarkan provenansi, batuan sedimen dapatdibedakan menjadi batuan intrabasinal (intrabasinal rocks) danbatuan ekstrabasinal (extrabasinal rocks). Batuan intrabasinaladalah batuan yang tersusun oleh material yang terbentuk dalamcekungan, sedangkan batuan ekstrabasinal adalah batuan yangtersusun oleh material yang terbentuk di luar cekungan. Batuanyang tergolong ke dalam batuan intrabasinal adalah batu-ansedimen kimia dan biokimia, sedangkan batuan ekstrabasinaladalah batuan sedimen terigen atau batuan sedimen klastika.

Asal-usul dan pengakumulasian sedimen pada mulanya


19 of 350 1/5/2016 8:55 AM

mungkin dipandang relatif sederhana. Pasir dan lumpur tampakterbentuk di daratan, kemudian terangkut melalui sungai untukkemudian diendapkan di laut. Berbeda dengan batuan beku danbatuan metamorf, asal-usul sedimen mulanya tampaknya terbukauntuk diamati secara langsung. Kenyataannya tidak demikian.Tidak semua proses pembentukan sedimen dapat dilihat. Sebagaicontoh, proses-proses diagenetik tidak dapat dilihat secaralangsung. Kita juga tidak dapat melihat secara langsung arus turbidyang mengangkut dan mengendapkan sedimen. Pem-bentukanbatuan kimia pada umumnya tidak pernah dapat diamati secaralangsung. Dengan demikian, sebagaimana kasus batuan beku danbatuan metamorf, asal-usul batuan sedimen harusdirekonstruksikan dari rekaman geologi, yaitu efek-efek yangdihasilkan oleh proses-proses yang bekerja dalam waktu yanglama. Efek-efek itu terutama berupa tekstur, struktur, danmineralogi endapan. Karena itu, para ahli petrologi memikul tugasyang sangat berat, yakni mengamati rekaman geologi, kemudianmembaca yang menyingkapkan tabir misteri yang terkandungdidalamnya.

Sebenarnya tidak sedikit batuan sedimen yang sukar untukdipastikan asal-usulnya: Apakah batuan-batuan itu termasuk kedalam batuan eksogenetik atau batuan endogenetik. Kebanyakanbatuan sedimen merupakan batuan eksogenetik sekaligus batuanendogenetik. Dengan kata lain, kebanyakan batuan merupakanendapan hibrid atau endapan poligenetik. Sebagaimana yangterlihat dalam gambar 2-2, material penyusun suatu sedimen dapatberasal dari hasil abrasi batuan tua, maupun hasil presipitasi kimiadan biokimia yang berasal dari air laut yang kemudian bergabungbersama-sama dengan material hasil abrasi untuk membentuk


20 of 350 1/5/2016 8:55 AM

suatu tubuh endapan. Sirkulasi air tanah yang berlangsungkemudian dapat menyebabkan terendapkannya sejumlah besarmineral dalam ruang pori batuan.

Jenis batuan sedimen ditentukan oleh proporsi relatif darimaterial penyusunnya. Batuan yang terutama disusun oleh materialhasil rombakan batuan tua dimasukkan ke dalam golongan batuansedimen klastika. Contohnya adalah konglomerat, batupasir, danbatulempung. Batuan sedimen yang terutama disusun oleh materialpadat yang berasal dari larutan dimasukkan ke dalam kategoribatuan sedimen kimia atau biokimia. Contohnya adalahbatugamping, dolomit, evaporit, batubesi, fosforit, rijang, danberbagai jenis batuan silikaan.

2.2 KEMAS

Dalam batuan beku dan batuan metamorf, mineral-mineralpembentuknya terletak saling bersentuhan secara menerus,membentuk tipe kontak yang disebut kontak saling kesit(interlocking contact). Dalam batuan sedimen klastika, materialpenyusun umumnya saling bersentuhan dengan tipe kontak yangdisebut kontak tangensial (point contact; tangential contact).Karena memiliki geometri internal seperti itu, sedimen klastikamemiliki porositas dan permeabilitas. Adanya porositas danpermeabilitas pada gilirannya memungkinkan sedimen klastikauntuk menyimpan dan mengalirkan fluida. Batuan sedimenmerupakan reservoar penting untuk gas alam, minyakbumi, airartesis, dan berbagai larutan garam. Porositas awal dari suatu jenisbatuan sedimen mungkin cukup tinggi, namun kemudian nilaiporositas itu menurun dengan terjadinya presipitasi mineral dalam


21 of 350 1/5/2016 8:55 AM

ruang pori.

Keunikan mikrogeometri internal batuan sedimen klastikaseperti yang telah disebutkan di atas muncul karena prosespembentukannya. Setiap unsur kerangka batuan sedimen klastika(butir pasir, kerikil, fragmen fosil) terbentuk di luar tempatpengendapannya, kemudian diangkut dan diendapkan secaramekanik dan menyebabkan terbentuknya kemas klastika. Meskipunsebagian batuan beku, khususnya endapan piroklastik stratiform,memperlihatkan geometri seperti endapan sedimen klastika,namun sebagian besar komponennya merupakan agregat kristalinyang terbentuk di tempat pengendapannya. Kemas sedimenseperti yang tergambarkan di atas sebenarnya bukan hanyamerupakan ciri sedimen klastika, namun juga merupakan ciri darisebagian besar batugamping. Batugamping itu, yang sebenarnyamerupakan pasir dan lanau karbonat, tidak memper-lihatkanperbedaan esensil dengan pasir dan lanau klastika.

Karena individu-individu partikel penyusun batuan sedimenklastika tidak dan tidak dapat berada dalam kontak menerus, makasetiap tekanan yang diterima oleh batuan itu tidak akan dapatdidistribusikan secara merata ke setiap sudut batuan. Tekananyang diberikan oleh material batuan yang ada diatasnya akanditeruskan pada titik-titik kontak antar partikel yang tidak terlaluluas. Di lain pihak, dalam sistem ruang pori, fluida yang adadidalamnya hanya mendapatkan tekanan yang besarnya lebihkurang sama dengan tekanan yang dapat diberikan oleh kolom airyang terletak di tempat pengendapan itu (diasumsikan bahwasistem pori berhubungan langsung dengan kolom air yang adadalam lingkungan pengendapan). Di bawah tekanan yang tidak


22 of 350 1/5/2016 8:55 AM

setimbang itu, pada titik-titik kontak antar partikel akan terjadipelarutan, sedangkan dalam ruang-ruang pori akan terjadipresipitasi material hasil pelarutan itu. Dengan terus berjalannyaproses presipitasi, maka akan terjadi pula proses penurunanvolume ruang pori secara terus-menerus. Sejalan dengan itu,perbedaan tekanan yang diterima oleh unsur padat dan ruang poridari endapan itu akan makin kecil sedemikian rupa sehingga sistemitu akan mendekati kesetimbangan.

Larutan pengisi sistem pori menjadi medium dimana reaksi-reaksi antara material hasil pelarutan komponen padat denganlarutan pengisi ruang pori tersebut berlangsung. Jika fluida yangterdapat dalam pori-pori batuan bergerak, maka material hasilpelarutan komponen padat dapat terangkut dalam bentuk larutansehingga dapat keluar dari sistem batuan itu atau memasukibagian-bagian lain dari sistem batuan tersebut. Mekanisme sepertiitu pada gilirannya dapat menyebabkan berubahnya komposisi totaldari sedimen tersebut.

Dari penjelasan singkat di atas, jelas sudah bahwa setiap orangyang mempelajari endapan sedimen hendaknya tidak hanyamemperhitungkan komposisi komponen padat endapan sedimen,namun juga harus memperhitungkan fasa fluida sebagai bagianpenting dari batuan. Sedimen yang kondisinya mendekati kondisisewaktu diendapkan akan memiliki lebih banyak fasa cair,sedangkan sedimen dengan kondisi diagenesis (ataumetamorfisme) yang lebih tinggi daripada kondisi asalnya akanlebih banyak tersusun oleh komponen padat dan makin miripdengan sifat batuan beku dan batuan metamorf.


23 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Ada sejumlah batuan sedimen yang tidak memiliki kemasklastika, yakni:

Presipitat akuatis, misalnya gipsum dan anhidrit. 1.

Akumulasi in situ seperti batubara.2.

Sedimen yang pada saat terbentuk memiliki kemas klastika,namun kemudian tertransformasi akibat rekristalisasi danreplacement. Contohnya adalah dolomit.

3.

Sedimen yang pada saat terbentuk memiliki kemas klastika,namun kemudian terkonversikan menjadi mosaik-mosaik akibatsecondary enlargement. Contohnya adalah batugampingkristalin (“marmer sedimenter”).

4.

2.3 KOMPOSISI SEDIMEN

Batuan sedimen berbeda dengan batuan beku karena batuansedimen memiliki komposisi yang lebih bervariasi, meskipun adabeberapa diantaranya yang memiliki komposisi sangat sederhana.Konsentrasi unsur-unsur kimia di kerak bumi terutama ditemukandalam batuan sedimen. Sebagian konsentrat itu merupakan produkpembersihan dan penggabungan residu pelapukan batuan tua,misalnya saja pasir kuarsa yang dapat mengandung silika > 99%.Sebagian lain merupakan produk proses-proses kimia dan biokimiaselektif, jika kondisinya memungkinkan. Contohnya adalahbatugamping kalsium-tinggi (mengandung CaCO3 > 99%), garambatu, dan gipsum. Tidak ada batuan beku yang memiliki karakterseperti batuan-batuan yang disebut terakhir ini.


24 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Mineral-mineral yang terbentuk pada suatu tempat, kemudianterangkut dan diendapkan secara mekanik sebagai komponenendapan sedimen, disebut mineral alogen (allogenic minerals).Mineral-mineral yang terbentuk secara in situ pada tempatpengakumulasian sedimen disebut mineral autigen (authigenicminerals). Karena itu, dalam menganalisis sedimen, kita janganhanya mengidentifikasi jenis mineral atau hanya menghitungproporsinya, namun kita juga harus menentukan apakah suatumineral merupakan mineral alogen atau mineral autigen. Lebih jauhlagi, kita harus menentukan apakah suatu mineral autigenmerupakan syndepositional authigenic mineral ataupostdepositional authigenic mineral. Dengan kata lain, kita harusmembedakan mineral mana yang merupakan hasil presipitasidalam ruang pori batuan dan mineral mana yang merupakan hasilreplacement. Untuk dapat menentukan hal itu, kita harusmelakukan penelitian terhadap tekstur partikel penyusun sedimendengan cara mengamati sayatan tipisnya.

Berbeda dengan mineral batuan beku dan batuan metamorf,mineral penyusun batuan klastika bukan merupakan kumpulansetimbang. Mineral-mineral itu tidak dipresipitasikan dalamkesetimbangan satu terhadap yang lain atau terhadap fluidanya.Meskipun tidak berada dalam kondisi kesetimbangan, reaksi-reaksikimia yang dapat menjadikan sistem itu menjadi setimbangumumnya tidak terjadi karena temperatur dan tekanannya terlalurendah sehingga kurang mendukung terjadinya reaksi-reaksitersebut. Komposisi mineral endapan sedimen dapat terubah jikatemperaturnya bertambah dan faktor-faktor yang menghambatreaksi dapat teratasi. Hal inilah yang menyebabkan mengapabatuan sedimen dapat termetamorfosa bila terletak jauh di dalam


25 of 350 1/5/2016 8:55 AM

bumi. Walau demikian, sebenarnya ada reaksi-reaksi yang masihmungkin terjadi di bawah kondisi tekanan dan temperatur yangrendah. Reaksi-reaksi yang disebut reaksi diagenetik (diageneticreactions) itu terutama terjadi antara komponen detritus denganfluida ruang pori. Dalam sedimen yang terbentuk melalui presipitasilarutan atau akumulasi biokimia, banyak diantara komponennyabersifat metastabil dan relatif mudah terubah akibat bereaksi. Tipetransformasi diagenetik yang terjadi pada komponen seperti ituadalah pembentukan garam. Pembentukan garam itu padagilirannya akan menyebabkan terjadinya perubahan komposisi ruahsedimen tersebut.

Dalam sebagian besar sedimen non-klastika, mineral beradadalam kondisi setimbang. Zen (1959) menunjukkan bahwakesetimbangan seperti itu terlihat pada sedimen di Peruvian Trenchkarena adanya reaksi-reaksi diagenetik di dasar laut.Kesetimbangan lain juga ditemukan dalam batuan karbonatCumberlain Plateau di Tennessee (Peterson, 1962). Tidakdiragukan bahwa kesetimbangan seperti itu juga akan ditemukandalam garam-garam evaporit.

2.4 KLASIFIKASI

Klasifikasi batuan sedimen merupakan masalah yang banyakmenguras pemikiran para ahli sedimentologi. Namun, meskipuntelah banyak usaha dilakukan, hingga saat ini belum ada satupunbentuk klasifikasi yang memuaskan semua pihak. Karena itu, adabaiknya bila kita mencoba mengangkat masalah itu untukmengetahui tujuan yang ingin dicapai melalui klasifikasi batuan danmengetahui prinsip-prinsip penyusunan klasifikasi batuan sedimen.


26 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Banyak ahli tidak mengemukakan hal ini secara eksplisit, meskipunada diantara mereka yang telah membahas filosofi yang melandasiklasifikasi batuan sedimen (Grabau, 1904; Wadell, 1938; Krynine,1948; Pettijohn, 1948; Lombard, 1949; Rodgers, 1950; Middleton,1950).

Seperti dikemukakan oleh Rodgers, masalah klasifikasi akanberbuntut panjang karena berkaitan dengan masalah tatanamaatau tata istilah. Nama ilmiah menyatakan suatu kelompok ataukategori objek sehingga mengimplikasikan klasifikasi. Klasifikasipada hakekatnya merupakan usaha untuk mengelompokkan objekke dalam kategori-kategori tertentu, ke dalam kategori manakemudian diberikan nama. Jadi, tujuan pertama dari klasifikasiadalah untuk memberikan nama kepada setiap kategori sedemikianrupa sehingga dalam mengemukakan suatu objek kita cukupmenyatakan namanya saja; tidak perlu membuat pemerian panjanglebar tentang keseluruhan ciri objek tersebut. Hanya dengan caraseperti inilah maka komunikasi dapat menjadi lebih lancar. Karenaitu, agar dapat memenuhi fungsi tersebut, suatu sistem klasifikasidan tatanama hendaknya disepakati oleh orang-orang yangmemerlukan adanya sistem tersebut.

Di lain pihak, sebagaimana dikemukakan oleh Grabau, presisidalam penyusunan skema klasifikasi akan memicu peningkatanpresisi pemikiran kita dan sangat bermanfaat sebagai sebuahdisiplin mental. Klasifikasi merupakan suatu cara khusus untukmengungkapkan pengetahuan kita mengenai suatu objek. Dengandemikian, penyusunan skema klasifikasi suatu objek padadasarnya merupakan usaha untuk menyusun pengetahuan kitamengenai objek tersebut. Jadi, tujuan kedua dari klasifikasi adalah


27 of 350 1/5/2016 8:55 AM

menyajikan pengetahuan kita secara sistematis.

Pendefinisian suatu kategori benda memerlukan pemilihanparameter-parameter pembatas. Pemilihan parameter mungkindidasarkan pada konvensi, penggunaan sehari-hari, atauberdasarkan kesepakatan diantara pemakainya. Namun, patutdiingat bahwa karena genesis batuan merupakan tujuan akhir darisetiap penelitian batuan, maka parameter-parameter yang dipilihdalam menggolongkan suatu batuan hendaknya memiliki nilaigenetik. Kesulitan-kesulitan yang muncul dalam menggolongkanbatuan sedimen muncul karena ketidakberhasilan kita dalammengenal perbedaan-perbedaan mendasar antara batuan klastika(batuan eksogenetik) dengan batuan kimia (batuan endogenetik).Sifat-sifat penting dari kelompok pertama bukan merupakansifat-sifat penting dari kelompok kedua. Jadi, untuk menerapkanparameter-parameter tekstur yang sama terhadap semua batuankarbonat, yang pada kenyataannya merupakan endapanpoligenetik, justru akan menyebabkan timbulnya kebingunganmengenai sejarah alaminya.

Batuan merupakan benda dengan sifat yang kompleks dan kitatidak mungkin (dan tidak perlu) menyusun skema klasifikasi yangdidasarkan pada semua sifat sedimen. Suatu klasifikasi yangberguna cukup mendasarkan diri pada dua atau tiga sifat. Sifat-sifatlainnya diabaikan. Pertimbangan yang dipakai untuk memilihsifat-sifat yang akan dijadikan variabel klasifikasi tidak hanya sifatyang memiliki arti genetik, namun juga relevan. Memang, tidakdiragukan lagi bahwa setiap sifat memiliki kebenaan tersendiri.Namun, tidak setiap sifat relevan dengan tujuan penelitian.Maksudnya, setiap sifat yang dipilih sebagai variabel klasifikasi


28 of 350 1/5/2016 8:55 AM

hendaknya mudah diamati/diukur serta tidak memerlukan metodadan peralatan yang terlalu rumit untuk mengenal-nya. Sebagaicontoh, magnetic susceptibility memiliki arti penting genetik yangsama dengan besar butir, namun sifat kurang relevan dengantujuan penelitian kita karena untuk mengetahui sifat itu kita perlumelakukan pengukuran-pengukuran yang rumit. Contoh lain,komposisi kimia juga penting dan berguna, namun kurang terpakaidalam klasifikasi batuan sedimen.

Di atas telah dikatakan bahwa setiap klasifikasi batuandidasarkan pada sifat-sifat yang penting. Masalahnya sekarangadalah: Sifat-sifat mana yang hendaknya dianggap penting?Masalah pemilihan sifat yang dipandang penting sebenarnyadipengaruhi oleh perkembangan pengetahuan. Berbagai gagasandan penemuan baru akan mempengaruhi pemilihan kita sehinggadapat mengubah sistem klasifikasi dan tatanama yang ada. Karenaitu, tidak mengherankan apabila ada suatu klasifikasi, setelah suatuselang waktu tertentu, kemudian direvisi atau diubah sama sekali.Ketidakstabilan sistem klasifikasi dan tatanama seperti itu memangdapat mengganggu studi, namun hal itu harus disambut dengangembira karena merupakan bukti adanya kemajuan. Hal itu jugamenyadarkan kita bahwa pada hekekatnya klasifikasi merupakankodifikasi dari gagasan dan konsep yang kita miliki, sedangkan kitatahu bahwa konsep dan gagasan ilmiah selalu berubah.

Klasifikasi batuan sedimen bersifat tradisional dan bolehdikatakan baru berkembang. Memang telah ada usaha untukmembuat standar kuantitatif: mendefinisikan kembali berbagaiperistilahan, membuat batas-batas kuantitatif, sertamenghilang-kan istilah-istilah yang keliru dan tidak berguna.


29 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Usaha-usaha itu ada yang ditujukan pada sebagian jenis batuansedimen (lihat misalnya beberapa laporan Committee onSedimentation; Wentworth & Williams 1932, tentang sedimenpiroklastik; Wentworth 1936, tentang batuan klastika kasar; Allen1936, tentang batuan klastika berbutir sedang; Twenhofel 1937,tentang batuan klastika halus; dan Tarr 1938, tentang batuansedimen silikaan). Ada juga usaha-usaha lain yang ditujukan untukmenyusun sistem klasifikasi menyeluruh dari batuan sedimen.

Salah satu hal yang menimbulkan kesulitan dalam penyusunanskema klasifikasi menyeluruh dari batuan sedimen sebenar-nyasederhana, yaitu karena endapan sedimen bersifat poligenetik. Jikasuatu skema klasifikasi disusun berdasarkan sifat yang memiliki artigenetik penting, biasanya skema itu hanya berguna untuk kerabatsedimen tertentu, namun kurang atau bahkan tidak berguna samasekali untuk kerabat sedimen yang lain. Sebagai contoh, konsepkematangan (maturity) memang bersifat mendasar, namun hanyadapat diterapkan pada sedimen yang merupakan residu pelapukanbatuan sumber dan tidak berarti bila diterapkan pada materialpiroklastik. Provenansi juga merupakan konsep dasar untukmemahami tekstur dan komposisi batuan klastika, namun hanyasedikit atau tidak berguna bila diterapkan pada sedimen kimia. Daridua contoh di atas jelas sudah bahwa sukar bagi kita untukmenyusun suatu skema klasifikasi yang menyeluruh pada endapansedimen.

Namun, masih mungkin bagi kita untuk membentukskema-skema klasifikasi parsial yang dapat diterapkan padakerabat endapan sedimen tertentu. Sebagai contoh, banyak ahlitelah mencoba menyusun skema klasifikasi batupasir dan


30 of 350 1/5/2016 8:55 AM

batugamping. Di lain pihak, kita juga melihat adanya skema-skemaklasifikasi yang dipandang masih belum memuaskan, sesuaidengan perkembangan geologi masa sekarang, misalnya klasifikasisedimen argilit.

Dalam buku ini penulis mencoba untuk membedakan batuansedimen ke dalam kerabat-kerabat seperti yang terlihat padagambar 2-3. Skema klasifikasi itu disusun hanya berdasarkankonvensi belaka. Untuk mengetahui skema klasifikasi parsial untuksetiap kategori sedimen itu, pembaca dapat melihatnya dalamsetiap bab yang khusus membahasnya.

2.5 VOLUME DAN MASSA TOTAL SEDIMEN

Batuan sedimen dan batuan metasedimen diperkirakan hanyamenempati sekitar 5% volume litosfir, sedangkan batuan beku danbatuan meta-beku meliputi sekitar 95% sisanya (Clarke, 1924). Dilain pihak, batuan sedimen dan metasedimen menempati 75% luasdaratan, sedangkan batuan beku dan batuan meta-beku hanyamenempati 25% sisanya (gambar 2-4). Dari data-data itu dapatdisimpulkan bahwa sedimen merupakan batuan yang hanyamenempati bagian terluar bumi yang sangat tipis. Meskipunketebalan sedimen terkadang tampak demikian tebal, dapatmencapai ketebalan 13 km, namun ketebalan rata-ratanya diwilayah benua hanya sekitar 2,2 km (menurut Mead, 1915) atau 1,8km (menurut Blatt, 1970). Dasar samudra ditutupi oleh sedimendengan ketebalan yang belum dapat dipastikan. Meskipundemikian, berdasarkan taksiran-taksiran yang ada, ketebalansedimen itu berkisar mulai dari 0,2 km (Blatt, 1970) hingga lebihdari 3,0 km (Kuenen, 1941), dengan tebal rata-rata sekitar 1 km


31 of 350 1/5/2016 8:55 AM

(Garrels & Mackenzie, 1971). Ketidakseragaman angka-angkayang diperoleh para ahli seperti terlihat di atas mendorong kitauntuk bertanya: Mengapa hal itu bisa terjadi?

Volume dan massa total sedimen di muka bumi ditentukanberdasarkan cara penaksiran yang berbeda-beda. Jikadiasumsi-kan bahwa semua natrium yang ada di laut diperolehmelalui pelindian (leaching) batuan beku primitif, maka akan terlihatbahwa kadar garam di laut dewasa ini berkorespondensi dengandekomposisi lengkap batuan beku setebal 0,5 km (Clarke,1924:31). Karena sejumlah natrium itu terikat dalam batuan, dandalam garam-garam laut-dalam, maka harga di atas masih kurangtepat dan perlu dikoreksi. Hasil pengkoreksian menunjukkan bahwaketebalan batuan beku yang terdekomposisi sehingga memenuhigaram yang ada di laut, dalam batuan sedimen, dan dalamgaram-garam laut-dalam adalah 0,8 km. Selain dari batuan beku,selama batuan beku berubah menjadi batuan sedimen, volumesedimen juga bertambah karena adanya proses oksidasi,karbonisasi, dan hidrasi. Menurut asumsi Clarke (1924), volumesedimen yang terbentuk karena ketiga proses itu lebih kurang 10%dari volume total yang terbentuk dari pelindian batuan beku.Dengan demikian, volume total sedimen yang terbentuk adalah 4,4x 108 km3. Volume sebanyak itu, bila disebarkan secara merata diseluruh permukaan bumi, akan menghasilkan lapisan sedimensetebal 735 m. Bila disebarkan secara merata di semua baturbenua (continental platform) di bumi ini (luas batur benua lebihkurang 1/3 luas permukaan bumi), maka material sebanyak itu akanmenghasilkan lapisan sedimen setebal 2000 m. Berbeda denganhasil taksiran Clarke (1924), Goldschmidt (1936) menaksir bahwavolume sedimen adalah 3,0 x 108 km3. Angka itu diperoleh


32 of 350 1/5/2016 8:55 AM

berdasarkan hasil taksirannya terhadap kandungan natrium dalamair laut dan sedimen. Kuenen (1941) mengoreksi data yangdiperoleh Clarke (1924) dan memperoleh angka 8 x 108 km3 untukmaterial yang terdisintegrasi tetapi tidak terdekomposisi (tuff,greywacke, dsb) sehingga dia memperoleh angka 13 x 108 km3untuk keseluruhan.

Peneliti-peneliti lain melakukan taksiran berdasarkan sudutpandang yang berbeda. Salah satu cara yang dipakai adalahmenaksir luas dan ketebalan akumulasi sedimen. Salah satucontohnya adalah perhitungan Poldevaart (1955) yang disusunberdasarkan taksirannya terhadap ketebalan sedimen pada perisaibenua, sabuk lipatan muda, cekungan samudra, dan paparanbenua. Untuk melakukan perhitungannya, Poldevaart (1955)menggunakan nilai taksiran yang dikemukakan oleh Kay (1951)dan mengkombinasikannya dengan taksiran terhadap hasilpengukuran geofisika dan laju sedimentasi. Angka yangdiperolehnya adalah 6,3 x 108 km3. Horn & Adams (1966)menggunakan ancangan yang mirip dengan yang digunakan olehPoldevaart (1955), namun menggunakan data yang berbeda.Mereka mendapatkan angka 10,8 x 108 km3. Masih denganmenggunakan ancangan yang mirip dengan Poldevaart (1955),Blatt (1970) memperoleh angka 4,8 x 108 km3. Angka yang disebutterakhir ini berkorespondensi dengan lapisan sedimen setebal 810m untuk seluruh permukaan bumi.

Dengan menggunakan sejumlah asumsi mengenai densitasmineral dan porositas sedimen, atau dengan kata lain densitasruah batuan, angka-angka di atas dapat dikonversikan menjadi nilaimassa sedimen. Sebagai contoh, Poldevaart (1955) memperoleh


33 of 350 1/5/2016 8:55 AM

angka 1702 x 1015 metrik ton untuk massa keseluruhan sedimenyang ada di bumi, sedangkan Garrels & Mackenzie (1971)memperoleh angka 3200 x 1015 metrik ton.

Bila kita melihat angka-angka di atas, mungkin timbulpertanyaan dalam diri kita: Apakah volume atau massa totalsedimen yang ada di bumi ini selalu tetap atau berubah dari waktuke waktu? Dengan kata lain: Apakah di bumi ini terdapat suatukesetimbangan dimana jumlah sedimen yang terbentuk selaludikompensasikan oleh jumlah sedimen yang terhancurkan melaluiproses granitisasi? Pertanyaan-pertanyaan yang menarik itupernah dibahas oleh Garrels & Mackenzie (1971) dan kita akanmembahasnya kembali dalam Bab 17.

2.6 KELIMPAHAN RELATIF SEDIMEN YANG BIASADITEMUKAN

Dari berbagai batuan sedimen, hanya beberapa jenis saja yangbiasa ditemukan. Tiga jenis utama batuan sedimen (batupasir,serpih, dan batugamping) menempati lebih dari 90% ruah sedimen,namun kelimpahan setiap jenis batuan sedimen utama itu tidaksama. Banyak peneliti mencoba untuk menaksir kelimpahan relatifsetiap jenis batuan sedimen utama itu.

Penaksiran umumnya dilakukan dengan dua cara: denganmetoda pengukuran langsung pada penampang geologi (tabel 2-2)dan metoda perhitungan geokimia proporsi rata-rata serpih,batupasir, dan batugamping sedemikian rupa sehingga didapatharga yang sama dengan harga volume batuan beku yang menjadisumbernya (tabel 2-3). Pada 1907, Mead melakukan perhitungan


34 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dan menaksir bahwa proporsi serpih, batupasir, dan batugampingadalah 80, 11, dan 9. Taksiran baru yang dilakukan oleh Garrels &Mackenzie (1971) terhadap data yang lebih baik, menghasilkanangka 81, 11, dan 8.

Hasil yang diperoleh dari pengukuran dan perhitungan cukupberbeda (lihat kembali tabel 2-2 dan 2-3). Secara umum terlihatbahwa angka untuk proporsi batupasir dan batugamping yangdiperoleh dari hasil pengukuran lebih tinggi dibanding dengan nilaiproporsi yang diperoleh dari hasil perhitungan. Salah satuketerangan yang dapat dipakai untuk menjelaskan hal itu adalahkarena serpih, jenis sedimen yang menurut hasil pengukuranmemiliki proporsi rendah, banyak terangkut ke dasar laut-dalamsehingga kurang terwakili dalam rekaman stratigrafi yang ada diwilayah benua.

Sekali lagi, jika kita perhatikan angka-angka di atas, mungkintimbul pertanyaan: Apakah proporsi dan dominansi jenis sedimenselalu tetap sepanjang sejarah geologi? Pertanyaan ini pernahdibahas oleh Ronov (1964, 1968) serta Garrels & Mackenzie(1971). Pertanyaan yang sama akan dibahas pada Bab 17.

Tekstur mencakup ukuran, bentuk, dan keteraturan komponenpenyusun batuan. Tekstur pada dasarnya merupakan mikro-geometri batuan. Istilah “berbutir kasar”, “menyudut”, dan“terimbrikasi” merupakan ungkapan yang digunakan untukmernyata-kan tekstur. Seorang ahli geologi mungkin tidak puashanya dengan ungkapan seperti itu. Dia ingin memberikanpemerian yang lebih teliti; dia ingin tahu seberapa kasar komponenpenyusun suatu batuan, bagaimana bentuk sudut-sudutnya, serta


35 of 350 1/5/2016 8:55 AM

arah dan kemiringan imbrikasinya. Untuk itu, dalam bab ini kitaakan memformulasikan definisi-definisi yang jelas dari setiapungkapan itu, membahas metoda pengukurannya, serta teknik-teknik analisis statistik yang dapat diterapkan pada berbagai aspektekstur. Selain itu, dalam bab ini kita juga akan mencobamemahami arti geologi dari setiap aspek tekstur tersebut.

Beberapa aspek tekstur bersifat kompleks dan tergantung padaaspek-aspek lain yang lebih mendasar. Sebagai contoh, porositastergantung pada pembandelaan (packing), bentuk, dan pemilahanpartikel penyusun batuan.

Berbeda dengan tekstur, yang pada dasarnya berkaitan denganhubungan antar partikel penyusun batuan, struktur merupa-kangejala batuan berskala besar seperti perlapisan dan gelembur(ripple mark). Tekstur sebaiknya dipelajari dalam sampel genggam(hand specimen) atau sayatan tipis. Struktur, di lain pihak,sebaiknya dipelajari pada singkapan, meskipun ada juga strukturyang terlihat pada sampel genggam.

Sejak diendapkan, sebagian besar sedimen telah berbedadengan batuan beku dan batuan kristalin lain karena memilikirangka partikel (framework of grains) yang bersifat stabil dalammedan gravitasi bumi. Berbeda dengan mineral penyusun batuanbeku dan batuan metamorf, yang satu sama lain berada dalamkontak menerus, kontak antar partikel sedimen adalah kontaknoktah (kontak tangensial). Akibatnya, batuan sedimen memilikirangka tiga dimensi yang terbuka. Partikel penyusun sebagianbesar sedimen ditempatkan pada posisinya sebagai zat padat olehfluida pengangkutnya, di bawah pengaruh gaya gravitasi. Partikel


36 of 350 1/5/2016 8:55 AM

tersebut umumnya tidak terbentuk secara in situ. Karena itu,batuan sedimen dikatakan memiliki tekstur hidro-dinamik(hydrodynamic texture).

Sedimen yang baru terbentuk memiliki porositas yang tinggi.Porositas awal dari pasir sekitar 35–40%, sedangkan porositasawal dari lanau dan lempung mungkin sekitar 80%. Salah satuperbedaan utama antara batuan sedimen dengan batuan beku danbatuan metamorf adalah bahwa batuan sedimen memiliki porositas,sedangkan batuan beku dan batuan metamorf hanya sedikit atautidak memiliki porositas. Namun, dari waktu ke waktu, ruang porisedimen akan mengecil hingga mendekati nol. Ruang pori sedimenmengecil karena terjadinya presipitasi mineral dalam ruang pori.Mineral yang dipresipitasikan dalam ruang pori berasal dari larutanyang ada dalam ruang pori atau larutan yang masuk kedalamnya.Tekstur presipitat kimia itu, dan tekstur yang terbentuk akibatalterasi unsur-unsur rangka sedimen, disebut tekstur diagenetik(diagenetic texture). Sebagian besar komponen batuan yangmemper-lihatkan tekstur diagenetik merupakan material kristalin.Tekstur diagenetik terkadang demikian pervasif sehingga teksturawal (tekstur pengendapan) dari batuan itu tertindih atau bahkanhilang sama sekali. Walau demikian, dalam kasus-kasus umum,kemas awalnya masih terlihat sebagai relik atau “ghost” yangterlihat samar.

Dari penjelasan di atas bisa disimpulkan bahwa hampir semuasedimen memperlihatkan dua kemas: kemas hidrodinamik dankemas diagenetik. Kesimpulan ini tidak hanya sahih untukbatupasir, namun juga untuk sebagian besar batugamping. Jadi,perbedaan antara batupasir dengan batugamping sebenarnya


37 of 350 1/5/2016 8:55 AM

terletak pada komponen penyusunnya, bukan pada kemasnya.

Banyak kemas diagenetik disusun oleh material mikrokristalin.Hal itu terjadi karena sedimen yang mengalami perubahandiagenetik itu memang berupa material mikrokristalin atau karenaterjadinya degradasi pada material pembentuk rangka partikel yangsemula berukuran besar. Degradasi parsial pada partikel pasir,yang prosesnya disebut “greywackesation”, menyebabkanterbentuknya matriks berbutir halus. Devitrifikasi (devitrification)partikel gelas atau shards juga menghasilkan produk seperti itu.Mikritisasi (micritization) dapat terjadi pada oolit dan sisa organismedalam batugamping. Walau demikian, karena sedimen karbonatlebih rentan terhadap tekanan dan temperatur normal dibandingpasir, maka proses diagenetik cenderung menyebab-kanterbentuknya kemas kristalin kasar dalam batuan karbonat. Sayangsekali, tekstur sebagian sedimen, khususnya serpih, demikianhalus sehingga sangat sukar dipelajari di bawah mikroskop. Padabatuan seperti itu, kita biasanya tidak dapat mem-bedakan kemasprimer (kemas pengendapan) dengan kemas diagenetik. Karenaitu, tidak mengherankan apabila pengetahuan kita mengenaitekstur batuan seperti itu jauh lebih sedikit dibanding pengetahuankita mengenai batupasir atau batugamping.

Beberapa jenis sedimen tidak memperlihatkan teksturhidrodinamik maupun tekstur diagenetik. Sedimen ini mungkinmemliki tekstur biogenik (biogenic texture), bila dihasilkan olehorganisme, atau tekstur koloform (colloform texture) bila dihasilkanoleh pembentukan dan koagulasi gel.

Dalam bab ini pertama-tama kita akan mempelajari kemas


38 of 350 1/5/2016 8:55 AM

pengendapan, terutama kemas hidrodinamik yang mencirikan pasirdan lanau, baik pasir dan lanau klastika maupun pasir dan lanaukarbonat. Kemudian kita akan mempelajari kemas kristalin yangterbentuk akibat diagenesis atau sebab-sebab lain.

3.1 BESAR BUTIR PARTIKEL BATUAN DETRITUS

Besar butir partikel sedimen detritus sangat penting artinyakarena merupakan variabel dasar yang digunakan untukmem-baginya menjadi konglomerat, batupasir, dan serpih. Besarbutir dan pemilahan (keseragaman butir) mencerminkankompetensi dan efisiensi medium (agen) pengangkut. Dalamsedimen akuatis, besar butir dapat dipakai sebagai indikator untukmenentukan jarak endapan dari sumbernya. Endapan yang banyakdisusun oleh partikel kasar biasanya tidak terangkut jauh. Jenismedium pengangkut dan cara pengangkutan akan mempengaruhidaya angkut dan daya pilah yang dimiliki oleh medium tersebut.Mengingat fungsinya yang cukup banyak, besar butir merupakansalah satu aspek tekstur yang perlu dipahami oleh setiap ahlisedimentologi.

Pemahaman yang menyeluruh tentang arti geologi dari besarbutir hanya dapat diperoleh apabila:

Kita memahami pengertian besar butir.1.

Kita mengetahui karakter distribusi besar butir, proses-prosesyang bertanggungjawab terhadap distribusi besar butir, sertahubungan antara besar butir dengan jarak dan arahpengangkutan.

2.


39 of 350 1/5/2016 8:55 AM

3.1.1 Konsep Besar Butir

Apabila partikel penyusun sedimen klastika semuanyaberbentuk bola, maka tidak akan muncul berbagai kesulitan yangberkaitan dengan masalah pengertian besar butir seperti sekarangini. Hanya dengan menyatakan diameternya, orang sudah pahammaksudnya. Kenyataannya, kita justru hampir tidak pernahmenemukan partikel sedimen yang berbentuk bola; yang ada justrupartikel yang tidak beraturan. Karena itu, para ahli sedimentologidituntut untuk membuat suatu skema penggolongan yang sesuaidengan kenyataan tersebut. Jika ada yang mengatakan bahwakonglomerat A tersusun oleh kerikil berdiameter x, makapertanyaannya adalah: Apa yang dimaksud dengan kata “diameter”dari partikel yang tidak beraturan seperti itu?

Pengukuran langsung diameter partikel yang tidak beraturanbanyak menimbulkan masalah. Beberapa peneliti memakai istilahpanjang, lebar, dan tebal untuk menyatakan ukuran partikel, tanpamenjelaskan pengertian ketiga istilah itu. Istilah diameterterpendek, diameter terpanjang, dan diameter menengah dari suatuelipsoid triaksial memang mudah dikatakan namun sukardipraktekkan. Haruskah setiap diameter itu melalui suatu titikpusat? Haruskah kita mengkombinasikan nilai ketiga diameter itudan kemudian membaginya untuk mendapatkan nilai diameter“rata-rata”? Atau apakah kita cukup menyatakan diametermenengahnya saja? Krumbein (1941) mengangkat pertanyaan-pertanyaan tersebut dan membuat suatu kerangka definisioperasionalnya (gambar 3-1). Definisi-definisi yang agak berbedadari berbagai definisi yang dikemukakan Krumbein (1941), diajukanoleh Humbert (1968).


40 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Dalam praktek, istilah diameter memiliki pengertian yangberagam, tergantung cara pengukurannya. Semua metodapeng-ukuran partikel sedimen didasarkan pada suatu premis, yaitubahwa semua partikel berbentuk bola atau hampir berbentuk bolaatau bahwa hasil pengukuran dinyatakan sebagai diameterekivalen bola. Karena tidak ada kondisi faktual yang memenuhiper-syaratan itu, maka nilai besar butir yang selama inidikemukakan orang sebenarnya tidak ada yang benar. Jadi, besarbutir suatu partikel sebenarnya tidak dapat diukur. Sebagaigantinya, beberapa sifat lain dipakai untuk “mengukur” diameterdan hasilnya kemudian dikonversikan ke dalam nilai diameter.Pengkonversian dilakukan dengan memakai beberapa asumsi.Sebagian orang meng-ukur volume suatu partikel, kemudianmenghitung diameter bola yang volumenya sama dengan volumepartikel itu. Diameter seperti itu disebut diameter nominal (nominaldiameter) oleh Wadell (1932). Metoda itu tidak tergantung padadensitas atau bentuk partikel. Jadi, sahih untuk dipakai. Ahli lain“menguku” diameter berdasarkan settling velocity partikel. Karenasettling velocity tidak hanya tergantung pada besar butir, namunjuga pada bentuk dan densitasnya, maka metoda ini hanya sahihjika densitas dan bentuk butir partikel tetap. Hasil pengukuran ituselanjutnya direduksi dan dikonversikan ke dalam harga diameteratau jari-jari dengan asumsi bahwa butirannya berbentuk boladengan densitas 2,65 (densitas kuarsa).

Pada bab ini kita tidak akan membahas semua metodapengukuran besar butir (gambar 3-2). Masalah ini telah dibahaspanjang lebar dalam beberapa buku seperti yang disusun olehKrumbein & Pettijohn (1938), Dalla Valle (1943), Irani & Callis(1963), Köster (1964), Müller (1967), Folk (1968), Allen (1968), dan


41 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Carver (1971). Hubungan antara konsep besar butir dengandiameter dapat dilihat pada tabel 3-1. Kita harus memahamikonsep dasar besar butir ketika menafsirkan hasil-hasil analisisbesar butir karena limitasi setiap metoda menyebabkan hasilanalisis itu hanya memberikan suatu nilai pendekatan.

3.1.2 Istilah-Istilah Besar Butir

Para ahli geologi menggunakan cukup banyak istilah untukmenyatakan besar butir partikel sedimen. Beberapa ahli telahmengganti istilah-istilah yang berasal dari bahasa umum denganistilah-istilah yang kurang dikenal. Beberapa istilah tersebut, sertamodifikasinya, dapat dilihat pada tabel 3-2.

Istilah-istilah psefit (psephite), psamit (psammite), dan pelit(pelite) yang diambil dari Bahasa Yunani serta istilah ekivalen-nya—rudit (rudite), arenit (arenite), dan lutit (lutite)—yang diambildari Bahasa Latin, diusulkan untuk menggantikan istilah gravel,pasir, dan lempung. Ketiga istilah yang disebut terakhir ini tidakhanya menyatakan besar butir, namun mengimplikasikan jugakomposisi atau sifat lain. Istilah lempung, misalnya saja, sekarangini memiliki arti ganda, yaitu sebagai istilah besar butir dan jenismineral. Jika istilah lempung kemudian disepakati untuk digunakansecara terbatas hanya untuk menyatakan jenis mineral, maka kitaperlu mencari istilah lain untuk menyatakan besar butir yangsemula disebut lempung. Istilah yang agaknya dapat digunakansebagai pengganti istilah lempung dalam pengertian besar butiradalah lutit; suatu istilah yang sebenarnya tidak terlalu asing bagikita karena dipakai dalam penamaan batugamping (ingat,batugamping klastika halus disebut kalsilutit). Sebenarnya, dalam


42 of 350 1/5/2016 8:55 AM

prakteknya, pemakaian istilah lempung dalam pengertian bergandaseperti tersebut di atas kurang disetujui oleh para ahli. Sebagaibuktinya, agaknya tidak ada ahli geologi yang setuju untukmenamakan lumpur gamping murni sebagai lempung. Dengandipakainya istilah lutit, kita dapat menamakan sedimen seperti itusebagai kalsilutit (calcilutite). Sedimen lain yang disusun olehpartikel klastika berukuran lempung dapat disebut argilutit(argillutite). Analog dengan itu, pasir karbonat murni akan disebutbatugamping, bukan batupasir. Tyrell (1921) mengusulkan agaristilah-istilah yang berasal dari Bahasa Latin digunakan untukmenamakan batuan sedimen, sedangkan istilah-istilah yangberasal dari Bahasa Yunani digunakan untuk menamakan batuanmetamorf yang berasal dari batuan sedimen.

Istilah-istilah manapun yang dipilih, setiap istilah itukemungkinan besar akan dipersepsikan secara beragam olehorang yang terlibat dalam suatu bentuk komunikasi. Sebagaicontoh, ketika seseorang mengatakan bahwa dia menemukanpasir, orang-orang yang mendengarnya mungkin mempersepsikanpasir itu dengan besar butir yang berbeda-beda karena limit-limitkelas pasir itu sendiri memang beragam (gambar 3-3). Fakta inimendorong kita untuk membuat pembakuan. Sayang sekali, hinggakini keinginan itu masih belum tercapai. Para ahli rekayasa, ahlitanah, dan ahli geologi masih memakai rujukan yang berbeda.Sebernarnya, jangankan kesepakatan diantara orang-orang yangdisiplin ilmunya berbeda-beda, diantara ahli-ahli sedimentologisendiri masih belum ada kesepakatan.

Skala besar butir yang biasa digunakan oleh para ilmuwan diAmerika Utara adalah karya J. A. Udden (1898, 1914). Udden


43 of 350 1/5/2016 8:55 AM

mengembangkan suatu skala geometri dan menggunakan istilahumum untuk menamakan setiap kelas besar butir (gravel, pasir,lanau, dan lempung). Pada 1922, Wentworth menyempurnakanskala Udden dengan mempertimbangkan pendapat para ahli yangdidapatkannya melalui kuestioner. Pada 1947, suatu komite ahligeologi dan hidrologi mendukung penggunaan skala dan istilahbesar butir Udden-Wentworth, kecuali untuk granul (granule) (Lanedkk, 1947). Sejak itu, skala Udden-Wentworth digunakan secaraluas oleh para peneliti di Amerika Utara. Kemudian, setelahdilengkapi dengan notasi phi yang diperkenalkan oleh Krumbeinpada 1938, skala besar butir Udden-Wentworth juga banyakdipakai di tempat lain.

Committee on Sedimentation dari National Research Council(Amerika Serikat) telah menerbitkan sejumlah laporan tentangtatanama sedimen, termasuk didalamnya pendefinisian ulangistilah-istilah besar butir. Skala besar butir yang mereka usulkandapat dilihat dalam tabel 3-3, sedangkan definisi-definisi baru yangmereka ajukan adalah sbb:

Bongkah (boulder) adalah suatu massa batuan lepas yang agakmembundar karena terabrasi selama terangkut dan memilikidiameter minimal 256 mm. Bongkah hasil pelapukan in situdisebut bongkah disintegrasi (boulder of disintegration) ataubongkah ekstrafolasi (boulder of extrafolation). Blok (block)adalah fragmen batuan yang berukuran sama dengan bongkah,namun menyudut dan tidak memperlihatkan jejak pengubahanoleh media pengangkut.

1.

Kerakal (cobble) adalah suatu massa batuan lepas yang agak2.


44 of 350 1/5/2016 8:55 AM

membundar karena terabrasi selama terangkut dan memilikidiameter 64–256 mm. Kerakal hasil pelapukan in situ disebutkerakal exfoliasi (cobble of exfoliation).

Kerikil (pebble) adalah suatu fragmen batuan yang lebih besardari pasir kasar atau granul dan lebih kecil dari kerakal sertamembundar atau agak membundar karena terabrasi oleh aksiair, angin, atau es. Jadi, diameter kerikil adalah 4–64 mm.

3.

Akumulasi bongkah, kerakal, kerikil, atau kombinasi ketiganyadan tidak terkonsolidasi disebut gravel. Berdasarkan besar butirpartikel dominannya, suatu gravel dapat disebut gravel bongkah(boulder gravel), gravel kerakal (cobble gravel), atau gravelkerikil (pebble gravel). Bentuk ekivalen dari gravel, namunsudah terkonsolidasi, disebut konglomerat (conglomerate).Seperti juga gravel, konglomerat dapat berupa konglomeratbongkah (boulder conglomerate), konglomerat kerakal (cobbleconglomerate), atau konglomerat kerikil (pebble conglomerate).Rubble adalah akumulasi fragmen batuan yang lebih kasar daripasir, menyudut, dan belum terkonsolidasi. Bentuk ekivalen darirubble, namun telah terkonsolidasi, disebut breksi (breccia).

4.

Istilah pasir (sand) digunakan untuk menamakan agregatpartikel batuan yang berdiameter lebih dari 1/16–2 mm.

5.

Wentworth (1922) mengusulkan istilah granul (granule) untukmenamakan material yang berukuran 2–4 mm.

6.

Lanau (silt) adalah agregat partikel batuan yang berukuran1/125–1/16 mm.

7.


45 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Lempung (clay) adalah agregat partikel batuan yang berukurankurang dari 1/256 mm.

8.

Setiap kategori itu dapat dibagi lebih jauh. Sebagai contoh, kelaspasir dapat dibedakan menjadi sub-kelas pasir kasar, pasir sedang,dsb. Istilah yang ekivalen dengan istilah-istilah tersebut adalahbatupasir kasar, batupasir sedang, dsb.

Dalam beberapa hal, definisi-definisi di atas agak lemah karenamemasukkan konsep lain, selain konsep ukuran. Kebundar-an,pengubahan besar butir (abrasi), dan media pengangkut (air, angin,dan es) sebenarnya tidak perlu diperhitungkan. Jadi, istilah-istilahitu tidak murni deskriptif; didalamnya terkandung implikasi genetik.Sebenarnya, mungkin tak seorangpun yang dapat mengikutibatasan itu. Jadi, untuk menentukan besar butir pasir, seseorangtidak perlu menentukan atau memisahkan partikel yang berasaldari batupasir tua dengan partikel yang berasal dari granit.

Dalam beberapa hal, tata peristilahan yang disusun oleh komiteitu juga kurang lengkap. Sebagai contoh, komite itu telahmenyebabkan terduplikasinya istilah blok yang sebelumnya khususditerapkan untuk fragmen piroklastik. Selain itu, komite juga tidakmengusulkan istilah analog dari blok untuk fragmen yangdiameternya kurang dari 256 mm. Hal itu tampaknya lewat dariperhatian komite. Barangkali komite itu menyetujui usul Woodford(1925) yang memperluas batasan blok, yaitu untuk fragmenmenyudut, lebih kurang ekuidimensional, dan berdiameter lebihdari 4 mm. Istilah lemping (slab) telah diusulkan Woodford (1925)untuk menamakan fragmen pipih dengan diameter maksimum lebihdari 64 mm; istilah keping (chip) digunakan untuk menamakan


46 of 350 1/5/2016 8:55 AM

fragmen pipih, menyudut, dan berdiameter kurang dari 64 mm; danistilah lembaran (flake) dipakai untuk menama-kan fragmen pipih,menyudut, dan berdiameter maksimum 4 mm. Perhatikan bahwadefinisi-definisi yang diusulkan oleh Woodford (1925) melibatkandua sifat: besar butir dan bentuk butir. Karena itu, definisi-definisiitu juga kurang kritis.

Sebelum dan setelah diterbitkannya laporan-laporan Committeeon Sedimentation, sebenarnya ada beberapa usulan yang diajukanuntuk menyempurnakan tatanama besar butir. Sebagai contoh,Fernald (1929) mengusulkan istilah roundstone untuk menamakanbatuan yang tersusun oleh partikel berukuran besar (bongkah,kerakal, dan kerikil). Shrock (1948b) mengusulkan istilahsharpstone untuk analog klastik dari rubble. Jadi, istilah sharpstoneconglomerate bisa dipakai untuk menamakan breksi sedimen danistilah roundstone conglomerate untuk menamakan konglomeratbiasa. Dalam usulan Shrock (1948) di atas, sekali lagi kita melihatadanya dua konsep yang terkandung dalam pendefinisian istilahbesar butir, yakni besar butir dan kebundaran.

Istilah granul yang diusulkan oleh Wentworth (1922) juga taksa.Istilah granul hingga saat ini masih dipakai untuk menama-kanpresipitat kimia, khususnya yang disusun oleh silikat besi sepertigranul grinalit (greenalite granule) dan granul glaukonit (glauconitegranule). Para ahli umumnya juga tidak menyetujui istilah danbatasan kelas ini. Lane Committee memasukkan material yangberukuran 2–4 mm ke dalam kerikil.

Pembahasan tentang masalah tatanama atau kompendia istilahbesar butir dan agregatnya dapat ditemukan dalam karya tulis


47 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Bonorino & Teruggi (1952) serta dalam tulisan lain, misalnya karyatulis Köster (1964).

Limit-limit kelas besar butir pada dasarnya bersifat arbitrer dandipandang “benar” selama disepakati dan dilaksanakan secarakonsisten oleh suatu kelompok studi sedimen. Walau demikian,Wentworth (1933) menyatakan bahwa skema peng-golongan yangdiusulkannya didasarkan pada dasar “alami”. Dia berkeyakinanbahwa kelas-kelas besar butir utama berkaitan erat dengan carapengangkutannya oleh aliran air dan dengan cara disintegrasibatuan. Bagnold (1941) menggunakan sifat dinamik dalammendefinisikan pasir. Menurut Bagnold, limit bawah dari “pasir”merupakan ukuran butir yang terminal settling velocity-nya lebihkecil dibanding arus eddy naik, sedangkan limit atasnya merupakanukuran butir yang bila terletak pada suatu bidang akan bergerakbila dikenai oleh tekanan langsung dari fluida atau doronganbutiran lain yang bergerak dalam fluida itu. Definisi yangdidasarkan pada sifat dinamik ini tergantung pada khuluk fluidayang bergerak dan hanya sahih untuk kondisi aliran “rata-rata”.Lebih jauh Bagnold menyatakan bahwa pasir memiliki suatukarakter yang khas dan tidak dimiliki oleh material lain yang lebihkasar atau lebih halus daripadanya. Bagnold menamakan karakteritu sebagai daya akumulasi sendiri (the power ofself-accumulation), yakni kemampuan pasir untuk memanfaatkanenergi yang dimiliki medium pengangkut untuk mengumpul-kanpartikel-partikel pasir yang terpisah-pisah ke tempat tertentu,sedangkan tempat lain dibiarkan tidak ditutupi oleh pasir.

3.1.3 Penggolongan Agregat Sedimen


48 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Bila dalam masalah pemakaian istilah individu partikel klastikatelah tercapai sedikit kesepakatan, para ahli sama sekali belumsepakat dalam pemakaian istilah agregat partikel sedimen. Karenaagregat alami jarang tersusun oleh fragmen yang berukuran sama,maka masalah yang timbul dalam kaitannya dengan hal ini adalahtatanama agregat yang disusun oleh campuran fragmen yangberbeda ukurannya. Sebagai contoh, meskipun definisi kerikil telahdisusun demikian rinci, namun definisi gravel atau konglomeratsendiri sama sekali belum tersentuh. Berbagai pendapat telahdikemukakan oleh para ahli untuk memecahkan masalah itu.Mungkin dengan tujuan mempertahankan pemakaian istilah gravel,sebagian ahli berpendapat bahwa gravel harus mempunyai besarbutir rata-rata yang jatuh pada kisaran besar butir gravel. Ahli lainberpendapat bahwa suatu endapan baru dapat disebut gravelapabila mengandung paling tidak 50% (atau angka lain) partikelyang ukurannya termasuk ke dalam kategori gravel.

Metoda-metoda di atas, atau metoda lain, yang digunakanuntuk menamakan agregat sedimen tidak ada yang ekivalen satusama lain dan tidak ada satupun yang memuaskan semua pihak.Sebagai contoh, suatu sedimen yang terpilah buruk danmerupakan campuran gravel kasar dengan pasir mungkin akandigolongkan sebagai pasir kasar jika harga rata-rata besar butirnyajatuh pada kisaran besar butir pasir kasar, meskipun partikel pasirhanya menyusun 10-20% tubuh sedimen tersebut. Bila suatu saatkita menemukan sedimen yang terpilah buruk secara ekstrim,berupa campuran gravel, pasir, lanau, dan lempung denganproporsi masing-masing tidak ada yang lebih dari 50%, akandinamakan apa batuan seperti itu? Beberapa nama khusus pernahdiusulkan oleh beberapa ahli misalnya Flint dkk (1960a, 1960b)


49 of 350 1/5/2016 8:55 AM

serta Schermerhorn (1966).

Banyak usul diajukan para ahli untuk memecahkan masalah diatas. Secara umum ada dua ancangan yang diusulkan, yakni:

Mencoba membakukan tata peristilahan yang digunakanselama ini. Dengan cara ini, dukungan diberikan pada praktekpemakaian istilah-istilah tertentu dan limit-limit istilah tertentudidefinisikan kembali.

1.

Membuat serangkaian batas arbitrer untuk bentuk-bentukcampuran serta mendefinisikan dan memberikan nama untuktiap campuran itu menurut suatu kerangka pemikiran yangsistematis.

2.

Ancangan pertama cenderung pada ketidakteraturan dantampaknya akan mendorong munculnya batas-batas dan definisi-definisi yang kurang logis. Ancangan kedua akan menyebabkantimbulnya masalah ketidaksesuaian antara seorang peneliti denganpeneliti lain. Kedua ancangan di atas dapat dilukiskan denganmasalah penamaan campuran pasir dengan gravel. Misalkan adasuatu campuran pasir dan gravel yang membentuk sistem bineryang terdiri dari dua anggota-tepi (end-member), yaitu pasir dangravel. Campuran sistem biner itu dapat dibagi menjadi beberapakelompok, kemudian memberi nama setiap kelompok itu (gambar3-4A). Meskipun skema itu sederhana, namun ternyata kurangterpakai. Willman (1942) menyatakan bahwa sebagian besarendapan yang sehari-hari dinamakan gravel ternyata mengandunglebih kurang 50% pasir, bahkan ada juga yang mengandung pasirhingga 75%. Karena itu, dia mengusulkan skema penggolongan


50 of 350 1/5/2016 8:55 AM

seperti yang terlihat pada gambar 3-4B. Jadi, yang dinamakanpasir kerakalan mengandung kerakal kurang dari 25%; gravelpasiran mengandung 50–75% pasir, dan 25–50% gravel. Menurutskema penggolongan itu, suatu endapan yang mengandungpartikel berukuran gravel 25% akan disebut gravel. Karena itu, bilaseseorang menyetujui klasifikasi itu, kemudian di lapangan diamenemukan endapan ter-konsolidasi yang disusun oleh 25%komponen berukuran gravel, maka dia harus menamakannyakonglomerat.

Campuran tiga komponen seperti campuran pasir-lanau-lempung, meskipun jarang ditemukan, namun memang ada.Hingga dewasa ini banyak usaha dilakukan oleh para ahli untukmenyusun skema penggolongan campuran seperti itu (gambar3-5). Seperti terlihat pada gambar 3-5, agregat tiga komponendapat direpresentasikan oleh diagram segitiga sama sisi (triangulardiagram), dimana setiap sudut segitiga itu mewakili jeniskomponen, sedangkan sisi-sisinya sebanding dengan proporsisetiap komponen. Segitiga itu selanjutnya dapat dibagi menjadibeberapa ruang, dan sebuah istilah diberikan kepadanya.

Sebagaimana terlihat pada gambar 3-5, hingga saat ini belumada kesepakatan diantara para ahli geologi, oseanografi, ilmutanah, dan rekayasa mengenai skema penggolongan campuranpasir-lanau-lempung. Sebagai contoh, istilah lempung dipakaisebagai nama agregat yang mengandung paling tidak 50%lempung (diagram A) atau minimal 80% (diagram D).

Untuk menggantikan sistem tiga komponen, beberapa ahlimengusulkan skema penggolongan lain yang didasarkan pada dua


51 of 350 1/5/2016 8:55 AM

parameter. Sebagai contoh, Baker (1920) mendasarkan skemapenggolongannya pada “besar butir ekivalei” (“equivalent grade”;maksudnya besar butir rata-rata) dan “faktor besar butir” (“gradingfactor”; maksudnya koefisien pemilahan). Niggli (1934),sebagaimana Baker, mengusulkan skema penggolongan yanghanya dapat dipakai bila si pemakainya mengetahui distribusi besarbutir sedimen secara keseluruhan. Penentuan nama setiap jenissedimen yang ada dalam skala itu didasarkan pada nisbah duanilai kritis yang diperoleh dari kurva distribusi besar butir.

Dari seluruh penjelasan di atas, jelas sudah bahwa hinggasekarang bukan saja tidak ada kesepakatan mengenai tatanama,namun juga tidak ada satupun sistem penggolongan yang dapatdigunakan tanpa melalui analisis besar butir yang lengkap. Di lainpihak, kita tahu bahwa analisis besar butir tidak mungkin, ataupaling tidak sangat sukar, dilakukan pada sedimen yang sangatkompak. Karena itu, manfaat skema-skema klasifikasi itu relatifterbatas sewaktu diterapkan pada sedimen purba.

Meskipun secara teoritis sedimen klastika mungkin merupakancampuran dari tiga (atau empat) komponen, namun nyatanyaendapan seperti itu jarang ditemukan. Sebagian besar sedimendisusun oleh satu komponen dan hanya sedikti diantaranya yangmengandung material lain. Karena itu, penyusunan skemaklasifikasi tiga atau empat komponen yang rumit dapat dikata-kantidak perlu. Kita mungkin perlu mencontoh skema klasifikasi yangdisusun oleh Wentworth pada 1922 (tabel 3-4). Meskipun skema itutidak mencakup semua tipe campuran yang mungkin ada, namunhampir tidak menemui hambatan bila diterapkan pada endapanalami, kecuali untuk jenis-jenis yang sangat spesifik. Berdasarkan


52 of 350 1/5/2016 8:55 AM

analisisnya terhadap 50 hasil pengukuran Udden (1914) yangdiambil secara random, Wentworth melihat bahwa hanya satusampel (yakni sampel till) yang tidak sesuai dengan skemaklasifikasi itu.

Prinsip seperti itu dipakai oleh Krynine (1948) yangmengusulkan bahwa istilah konglomerat, batupasir, dan batulanaudapat dipertahankan dan kata lain dapat ditambahkan jika memangdiperlukan untuk menunjukkan adanya komponen lain denganproporsi yang layak diperhitungkan. Sebagai contoh, suatubatupasir bisa disebut konglomeratik jika mengandung kerikil >20%; disebut kerikilan jika mengandung kerikil 10–20%; disebutlanauan jika mengandung lanau > 20%; dan disebut lempunganjika mengandung lempung > 20%. Demikian pula untuk batuan lain.

Penggolongan breksi atau agregat lain yang disusun olehpartikel menyudut didasarkan pada azas yang sama dengan usulanWoodford (1925). Dengan memakai istilah rubble untuk agregatfragmen menyudut yang berukuran > 2 mm, kita dapat menamakanbeberapa batuan sebagai berikut: breksi tersusun oleh > 80%rubble; breksi pasiran mengandung pasir > 10%; breksi lanauanmengandung lanau > 10%; breksi lempungan mengandunglempung > 10%. Selain itu, syarat lain yang diperlu-kan adalahtidak ada komponen lain yang proporsinya > 10%. Jika kasusseperti itu muncul, maka diusulkan untuk mengguna-kan istilahbreksi tanah (earthy breccia). Kasus yang disebut terakhir ini dapatdipandang sebagai masalah khusus (lihat Bab 6).

3.1.4 Distribusi Besar Butir


53 of 350 1/5/2016 8:55 AM

3.1.4.1 Skala Besar Butir

Meskipun besar butir partikel sedimen membentuk suatu deretkontinu, namun para ahli menemukan bahwa deret itu perlu danterasa bermanfaat apabila dibagi-bagi ke dalam sejumlah kelasbesar butir. Skema penggolongan hasil pembagian itu disebut skalabesar butir (grade scale). Alasan dibuatnya skala itu adalah:

Pembagian itu memungkinkan dilakukannya pembakuan tataperistilahan sedemikian rupa sehingga pemerian materialsedimen dapat lebih sistematis dan, pada gilirannya,menghindarkan kita dari salah pengertian.

1.

Pembagian itu memungkinkan distribusi besar butir mudahdianalisis secara statistik.

2.

Kisaran nilai besar butir yang harus dibagi sangat lebar, mulaidari besar butir lempung yang mungkin hanya sekitar 1 μm, hinggabongkah yang berukuran lebih dari 1 m. Untuk kisaran yang begitulebar, sukar bagi kita untuk membaginya berdasarkan skala linierkarena, misalnya saja, jika 1 mm digunakan sebagai rentang tiapkelas, maka akan terlihat bahwa hampir semua material yang kitakenal sebagai pasir, lanau, dan lempung akan masuk ke dalamsatu kelas tersendiri, sedangkan material yang kita kenal sebagaipasir atau gravel justru akan terbaik ke dalam 999 kelas. Jadi,untuk membagi kelas besar butir harus dipakai skala geometri.Dalam skala geometri, selang kelas yang panjang diterapkan padapartikel kasar dan selang kelas yang pendek diterapkan padapartikel halus. Ketika Bagnold (1941) menerapkan skala geometriuntuk membagi kelas besar butir, dia melihat bahwa skala ini


54 of 350 1/5/2016 8:55 AM

memang sesuai dengan keadaan alaminya.

Skala alami untuk besar butir partikel sedimen adalah skalageometri. Udden telah menyadari hal itu sejak 1898. Dia memilihsatu milimeter sebagai titik awal, kemudian memakai perbandingan½ (atau 2, tergantung darimana kita melihatnya) sedemikian rupasehingga limit-limit kelas besar butir itu adalah … ¼, ½, 1, 2, 4, 8,… (gambar 3-3). Skala Udden itu didukung oleh Wentworth (1922)dan Lane Committee dari National Research Council (1947) (tabel3-3).

Skala Udden memiliki beberapa kelemahan. Skala itu kurangsesuai untuk digunakan dalam menganalisis sedimen yangter-pilah baik, misalnya pasir gumuk, karena jumlah kelas besarbutir pada sedimen tersebut terlalu sedikit untuk dapat dianalisissecara statistik. Karena itu, skala Udden perlu disempurnakandengan cara membagi setiap kelas besar butir menjadi beberapasub-kelas. Namun, jika skala geometri tetap dipertahankan, makapembagian kelas itu akan menyebabkan munculnya limit-limit kelasbesar butir yang merupakan bilangan irasional sehingga sukaruntuk dilibatkan dalam perhitungan. Selain itu, nilai titk-titik tengah(geometric mean) dari setiap kelas dan sub-kelas yang merupakansalah satu unsur kuantitatif yang dilibatkan dalam perhitunganstatistik, juga merupakan bilangan irasional.

Untuk menghindarkan munculnya bilangan irasional dan untukmenyederhanakan perhitungan statistik, Krumbein (1934)mengusulkan suatu skala lain yang disebut skala phi (phi scale).Skala itu disusun berdasarkan hasil observasinya terhadap skalaUdden, dimana dia melihat bahwa limit-limit kelas besar butir dalam


55 of 350 1/5/2016 8:55 AM

skala Udden dapat dinyatakan sebagai pangkat dua dari dua: 4adalah 22, 8 adalah 23, 16 adalah 24, 1 adalah 20, ½ adalah 2–1,dsb. Karena itu, dia mengusulkan pemakaian nilai eksponen(logaritma dengan bilangan dasar 2) dari nilai besar butir untukmenyatakan diameter partikel. Selanjutnya, untuk menghindarkanadanya angka negatif dalam nilai logaritma partikel halus,Krumbein mengalikan log itu dengan –1 (gambar 3-6). Jadi, f = 2logdiameter (mm).

Selain skala-skala tersebut di atas, ada beberapa skala besarbutir lain yang pernah diusulkan para ahli (lihat gambar 3-3).Beberapa diantaranya ada yang bersifat geometris reguler sepertiskala Udden. Skala yang lain agak berbeda. Sebagai contoh, skalayang diusulkan oleh Atterberg (1905), selain bersifat geometrisreguler, juga bersifat desimal dan siklitis. Dalam skala desimal,angka limit-limit kelas besar butirnya sama, hanya letak tandakomanya yang berbeda. Sebagai contoh, pada skala Atterberg,angka limit-limit kelas besar butirnya adalah … 0.02, 0.2, 2, 20, 200… Jumlah kelas dalam skala Atterberg tidak cukup banyak untukdapat dipakai dalam analisis statistika. Bila setiap kelas ini dibagilagi menjadi sejumlah sub-kelas, dimana nilai limit-limit sub-kelasbesar butir itu dibuat sedemikian rupa sehingga mengikuti aturanlogaritmik, maka nilai limit-limit sub-kelas besar butir itu akanberupa bilangan irasional yang sukar diingat, kecuali biladibulatkan, dan kurang sesuai untuk analisis statistik. Karena itu,dilihat dari segi-segi tersebut, skala Atterberg tidak penting. Walaudemikian, skala Atterberg pernah dipakai secara luas oleh para ahliilmu tanah dan ahli geologi Eropa.

Beberapa skala besar butir yang lain tidak bersifat geometris


56 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dan tidak pula linier. Skala tidak beraturan seperti itu digunakanoleh U.S. Department of Agriculture dan para ahli ilmu tanah diAmerika Serikat. Skala itu memang memberikan hasil yangmemuaskan bila digunakan untuk memerikan material berbutirsedang dan halus, namun kurang sesuai bila digunakan untukmeneliti material berbutir kasar atau untuk analisis statistik.

Meskipun cukup banyak skala besar butir yang telah disusunoleh para ahli, namun hingga saat ini para ahli ilmu tanah, ahliteknik sipil, ahli oseanografi, dan ahli geologi masih belum sepakatuntuk memakai salah satu diantara skala-skala itu sebagai skalabaku. Bagi para ahli sedimentologi, suatu skala baku harus bersifatgeometris agar memungkinkan dilakukannya analisis statistik.Skala Udden dan skala phi yang diturunkan daripadanya dapatmemenuhi tuntutan tersebut. Karena itu, skala ini digunakan secaraluas oleh para ahli sedimentologi. Skala itu dijadikan dasar untukmenentukan limit-limit kelas besar butir yang disajikan dalam bukuini.

3.1.4.2 Tampilan Distribusi Frekuensi Besar Butir

Unsur-unsur detritus dari sedimen klastika (butir pasir, kerakal,dsb), apabila disusun berdasarkan ukurannya, akanmemperlihatkan distribusi yang kontinu. Maksudnya, nilai besarbutir dari semua unsur itu akan dapat disusun secara berurutan,dari kecil hingga besar, dimana nilai-nilai besar butir itu hanyasedikit berbeda sedemikian rupa sehingga dapat dipandangberubah secara berangsur dan kontinu. Seperti telah diketahui,secara konvensi biasanya kita membagi distribusi kontinu itu kedalam sejumlah kelas besar butir. Pembagian tersebut


57 of 350 1/5/2016 8:55 AM

memungkinkan kita untuk membandingkan distribusi besar butirsuatu tubuh sedimen dengan tubuh sedimen lain serta untukmenganalisis distribusinya.

Distribusi frekuensi besar butir suatu sedimen dapatditampilkan dalam bentuk tabel (gambar 3-5) atau grafik. Tampilandistribusi frekuensi secara grafik lebih mudah ditangkapmaksudnya daripada tampilan yang berupa tabel.

Bentuk-bentuk tampilan grafis yang sering dipergunakan adalahhistogram dan kurva kumulatif (cumulative curve) (gambar 3-7 dan3-8). Bentuk histogram dan kurva kumulatif yang digunakan dalamsedimentologi agak menyimpang dari bentuk umum. Karenadigunakan untuk analisis besar butir, histogram dan kurva kumulatifitu umumnya memperlihatkan prosentase setiap kelas berdasarkanberat material, bukan prosentase jumlah partikel dalam setiap kelasbesar butir. Selain itu, pada beberapa tahun terakhir, nilai besarbutir yang dirajahkan pada sumbu-x biasanya berupa logaritmabesar butir; bukan besar butirnya sendiri. Karena itu, lebar setiapbatang pada histogram, yang merepresentasikan kisaran besarbutir, dilukiskan sama, meskipun rentang kelas yang diwakilinyasebenarnya tidak sama. Cara ini mempermudah interpolasi kurvakumulatif. Selain itu, arah perubahan nilai skala dalam keduabentuk tampilan itu bertolak-belakang dengan pola konvensional.Nilai-nilai besar butir dalam histogram dan kurva kumulatif itumenurun ke arah kanan (kita tahu biasanya suatu kuantitas dalamhistogram dan kurva kumulatif konvensional bertambah ke arahkanan). Namun, “keanehan” itu justru menambah tingginya nilaipraktis dari kedua gambar itu karena memungkinkan dirajahkannyakurva kumulatif dalam kertas log probabilitas (gambar 3-9).


58 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Nilai-nilai diameter atau phi dirajahkan dalam skala biasa,sedangkan frekuensi kumulatif dirajahkan pada skala probabilitas.Banyak kurva kumulatif hasil perajahan itu tampak sebagai garislurus, bukan berbentuk “S” seperti yang biasa tampak dalam plotbiasa (bandingkan gambar 3-8 dengan gambar 3-9).

3.1.4.3 Karakter Distribusi Frekuensi Besar Butir

Hasil pembandingan histogram dari beberapa sedimen yangberbeda memperlihatkan adanya kesamaan dan perbedaan.Perbedaan-perbedaan tersebut juga terlihat dalam kurva kumulatif,namun sukar untuk ditafsirkan. Udden (1914) membahas masalahini dan memperkirakan bahwa perbedaan itu muncul akibat adanyahal-hal yang berkaitan dengan agen atau lingkungan pengendapan.Beberapa contoh variasi karakter distribusi frekuensi besar butirdapat dilihat pada gambar 3-10.

Ada beberapa sifat distribusi frekuensi yang penting untukdipahami. Seperti terlihat pada gambar 3-10, diantara semua kelasbesar butir itu terdapat suatu kelas besar butir yang frekuensinyalebih tinggi daripada kelas besar butir lain. Kelas itu disebut kelasmodus (modal class). Kelas-kelas lain memiliki frekuensi yangsecara berangsur makin rendah dengan makin jauhnya letak kelasitu dari kelas modus. Walau demikian, kadang-kadang ditemukanpengecualian dimana dua atau tiga kelas besar butir yang terletakcukup jauh dari kelas modus memiliki frekuensi yang lebih tinggidibanding kelas yang berdampingan dengan kelas modus (gambar3-10F). Kelas seperti itu disebut kelas modus sekunder (secondarymodal class). Sedimen yang memiliki lebih dari satu kelas modusdisebut polimodus (polymodal).


59 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Dengan mengamati hasil-hasil analisis yang ditampilkan secaragrafis, misalnya yang terlihat pada gambar 3-10, kita dapatmenemukan beberapa karakter lain, yaitu:

Jumlah kelas besar butir tidak selalu sama. Dengan kata lain,sedimen dapat memiliki derajat pemilahan yang beragam.Perhatikan jumlah kelas besar butir dalam gambar 3-10A ada 5;dalam gambar 3-10D dan E ada 6; dalam gambar 3-10B dan Cada 9; sedangkan dalam gambar 3-10F ada 10.

1.

Letak kelas modus terhadap kelas-kelas lain tidak selalu sama.Dengan kata lain, sedimen dapat memiliki kemencengan(skewness) yang beragam. Berdasarkan letak modus kelas,relatif terhadap kelas-kelas lain, distribusi besar butir sedimenada yang setangkup (gambar 3-10A, B, C) maupun tidaksetangkup atau menceng (gambar 3-10D dan E).

2.

Frekuensi kelas modus, relatif dibanding frekuensi kelas-kelaslain, juga tidak selalu sama. Dengan kata lain, sedimen dapatmemiliki kemancungan (kurtosis) yang beragam.

3.

Dari pembahasan di atas, jelaslah sudah bahwa ada empat sifatdistribusi besar butir, yakni:

Besar butir “rata-rata” atau kecenderungan pertengahan (centraltendency): mean, median, dan modus.

1.

Dispersi atau “pemilahan”. Dalam istilah statistik, dispersidisebut simbangan baku(standard deviation).

2.


60 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Kesetangkupan (symmetry) atau kemencengan (skewness).3.

Kemancungan (kurtosis).4.

Penjelasan yang lebih mendetil tentang sifat-sifat tersebut, yangdapat digunakan untuk memerikan distribusi frekuensi besar butir,dapat ditemukan dalam berbagai buku ajar statistika elementer.

Sudah barang tentu akan sangat baik apabila kita dapatmenyajikan sifat-sifat itu dalam bentuk angka. Penampilan yangringkas seperti itu tidak hanya memungkinkan kita untukmengatakan apakah suatu sedimen memiliki pemilahan yang lebihbaik (memiliki simpangan baku yang lebih kecil) atau lebih buruk(memiliki simpangan baku yang lebih besar) dibanding sedimenlain, namun juga dapat mengungkapkan seberapa baikpemilahannya. Angka-angka seperti itu juga memungkinkan kitauntuk merajahkan ukuran partikel rata-rata (atau sifat lain) terhadapjarak endapan dari sumbernya serta menyajikan hubungan antaraukuran partikel dengan jarak angkut secara kuantitatif. Demikianpula, adanya angka-angka seperti itu memungkinkan kita untukmerajahkan nilai-nilai tertentu, misalnya saja median atauparameter besar butir lain, ke dalam sebuah peta. Dalam petaseperti itu, setiap angka berkorespondensi dengan satu parameterbesar tertentu yang diketahui dari sampel yang diambil pada lokasitersebut. Setelah itu, kita dapat membuat sebuah peta kontur yangdidasarkan pada angka-angka yang telah dirajahkan pada peta itu.Dengan cara seperti itu, kita akan dapat menafsirkan arah aliranatau hal lain.

Parameter-parameter distribusi frekuensi besar butir dapat


61 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dibaca atau dihitung dari titik-titik tertentu yang ada pada kurvakumulatif. Parameter-parameter sejenis juga dapat ditentukandengan cara melakukan perhitungan tertentu dengan memakaidata mentah. Parameter-parameter seperti itu disebut “ukuran-ukuran momen” (“moment measures”).

Banyak usaha telah dilakukan oleh para ahli untuk menelaahdistribusi besar butir dan banyak diantaranya kemudianmengajukan berbagai cara untuk menaksir parameter-parameterbesar butir. Ikhtisar berbagai usaha para ahli itu, beserta hasil-hasilnya, telah disajikan secara ringkas oleh Folk (1966). Selain itu,perlu juga ditelaah karya tulis Inman (1952), Krumbein & Pettijohn(1938), serta McBride (1971). Tidak mungkin bagi kita untukmembahas dan mengevaluasi semuanya disini. Secara umum,dapat dikatakan bahwa dewasa ini ada kecenderungan di kalanganpara ahli untuk menggunakan nilai phi, bukan nilai diametersebenarnya, dalam mengungkapkan karakter distribusi besar butirserta untuk menghitung parameter-parameter besar butir darititik-titik tertentu yang ada pada kurva kumulatif, misalnya nilai-nilaikuartil (persentil 25, 50, dan 75) bersama-sama dengan persentil10 dan 90 atau nilai-nilai persentil 5, 16, 50, 84, dan 95. Tabel 3-6merupakan ikhtisar dari beberapa rumus yang dapat digunakanuntuk menyatakan parameter-parameter besar butir.

3.1.4.4 Khuluk Matematis dari Distribusi Frekuensi Besar Butir

Udden (1914) menemukan fakta bahwa skala besar butirgeometris cenderung menyebabkan terbentuknya kurva frekuensi(atau histogram) yang simetris. Dengan kata lain, apabila kitamerajahkan distribusi frekuensi bukan dengan memakai nilai besar


62 of 350 1/5/2016 8:55 AM

butir sebenarnya, melainkan nilai log besar butir sebagai variabelbebas, maka distribusi besar butir akan cenderung simetris. Faktaitu mendorong sebagian ahli untuk menelaah khuluk distribusibesar butir serta menentukan jenis fungsi, menyatakan fungsi itudalam bentuk persamaan, dan mencari faktor-faktor fisik apa yangmelatarbelakanginya.

Krumbein (1938) menyimpulkan bahwa banyak sedimenmemiliki distribusi besar butir log normal dan dia menyajikandistribusi itu sebagai sebuah fungsi Gauss, di dalam distribusimana nilai log besar butir digunakan sebagai pengganti nilai besarbutir sebenarnya. Krumbein kemudian melakukan sejumlahpengujian untuk meneliti normalitas fungsi tersebut sedemikianrupa sehingga akhirnya dia dapat menemukan sejumlahpersyaratan yang dapat dipenuhi oleh kebanyakan sedimen.Karakter log normal dari distribusi besar butir dapat dengan cepatdiketahui dari kertas probabilitas yang telah dimodifikasi (Otto,1939). Distribusi besar butir, yang dinyatakan sebagai prosentaseberat, dikumulasikan dengan cara biasa dan kemudian dirajahkansebagai fungsi dari log besar butir (gambar 3-9). Sedimen padaumumnya hanya memperlihatkan sedikit deviasi dari garis lurus;bahkan ada sebagian yang benar-benar muncul sebagai sebuahgaris lurus. Walau demikian, harus diakui bahwa ada sedimen yangtidak memperlihatkan distribusi log normal.

Bagnold (1941) berkeyakinan bahwa distribusi besar butirbukan merupakan fungsi log normal, melainkan fungsi probabilitaslain. Roller (1937, 1941) mengajak para ahli untuk memperhatikankekeliruan teoritis dan aktual dari hukum probabilitas Gauss untukpartikel kasar dan partikel halus yang ada dalam sedimen. Pada


63 of 350 1/5/2016 8:55 AM

beberapa kasus, distribusi besar butir mungkin lebih mendekatidistribusi partikel yang merupakan produk penghancuran random.Distribusi besar butir itu, sebagaimana diperlihat-kan oleh batubarayang dihancurkan, dapat dinyatakan dalam bentuk persamaanseperti yang diajukan oleh Rosin & Rammler (1934). Beberapaendapan piroklastik kasar, glacial boulder clay atau till, serta produkpelapukan residu yang diamati oleh Krumbein & Tisdel (1940)memiliki distribusi yang mengindikasikan bahwa pembentukannyaterjadi akibat proses penghancuran random. Kesimpulan itudidukung oleh hasil-hasil penelitian Kittleman (1964). Lihat gambar3-11. Bahkan, distribusi besar butir dalam beberapa sedimen biasa(misalnya batupasir arkose dan batupasir kuarsa) mendekatiHukum Rosin (Dapples dkk, 1953). Walau demikian, Roller (1937,1941) menyatakan bahwa Hukum Rosin juga memiliki beberapakelemahan teoritis dan praktis.

Beberapa bukti menunjukkan bahwa banyak, jika bukansebagian besar, distribusi frekuensi besar butir sedimen alamimerupakan gabungan dari dua atau lebih distribusi diskrit. Setiapdistribusi itu merupakan sebuah populasi tersendiri, dimanamasing-masing mungkin merupakan distribusi log normal.Kombinasi dari sejumlah distribusi itu menyebabkan munculnyadistribusi yang cenderung memiliki kemencengan tinggi, bahkandalam beberapa kasus menyebabkan munculnya distribusibimodus (atau polimodus). Beberapa usaha telah dilakukan olehpara ahli—misalnya Tanner (1959), Spencer (1963), dan Visher(1969)—untuk “memisahkan” kurva kumulatif dan memisahkanpopulasi-populasi dfskrit yang membentuk populasi total itu.

3.1.5 Distribusi Besar Butir dan Penyebabnya


64 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Secara umum, penafsiran hasil analisis besar butir dilakukandengan tiga metoda. Metoda pertama mengaitkan karakter kurvadistribusi besar butir dengan hidrodinamika (dengan prosespengendapan). Metodologi ini dikembangkan oleh Udden (1914)untuk menelaah distribusi bimodus yang diperlihatkan oleh banyaksedimen sungai yang berbutir kasar, dimana modus kasarditafsirkan sebagai produk pengangkutan traksional, sedangkanmodus yang lebih halus ditafsirkannya sebagai produkpengangkutan saltasional. Penafsiran kurva-kurva distribusi besarbutir dalam kaitannya dengan hidrodinamika dikembangkan lebihjauh oleh Inman (1949), Moss (1962, 1963), Friedman (1967), danVisher (1969). Metoda kedua didasarkan pada asumsi bahwadistribusi besar butir sedimen pada dasarnya merupakan produkdari proses-proses pembentukan sedimen. Dalam metodologi ini,distribusi besar butir dinisbahkan pada batuan sumber dandistribusi itu sendiri merupakan cerminan dari proses disintegrasibatuan sumber. Breakage theories yang dikembangkan oleh Rosin& Rammler (1934), Kolmogorov (1941), dan Tanner (1959) sertaberbagai pengamatan yang dilakukan oleh Rogers dkk (1963) danSmalley (1966) merupakan contoh dari penerapan metoda ini.Metoda ketiga adalah melakukan penelitian empiris terhadapkarakter distribusi besar butir sedimen yang diambil dari berbagailingkungan geomorfik untuk melihat hubungan, jika ada, antaradistribusi besar butir dengan lingkungan pengendapan. Metodologiini ditemukan pertama kali oleh Udden (1914), kemudiandikembangkan oleh Wentworth (1931a), Sindowski (1957),Friedman (1961, 1962), Moiola & Weiser (1968), dan beberapa ahlilain.

Dalam tulisan di bawah ini kita akan membahas secara lebih


65 of 350 1/5/2016 8:55 AM

mendetil setiap ancangan tersebut di atas dalam mempelajaridistribusi besar butir sedimen.

3.1.5.1 Besar Butir dan Provenance

Besar butir tertentu terlihat kurang terepresentasikan secaralayak dalam sistem sedimen. Wentworth (1933) mengajak para ahliuntuk menelaah masalah itu dan berpendapat bahwa hasilpenelaahan itu akan menjadi dasar alami untuk mendefinisikankelas-kelas besar butir. Dia menyatakan bahwa kurangterepresentasikannya kelas besar butir tertentu, dan lebihterepresentasi-kan kelas besar butir lain, terjadi akibat prosespembentukan partikel dan faktor-faktor hidrodinamika (tabel 3-7).

Apa buktinya bahwa kelas-kelas besar butir tertentu kurangterepresentasikan dalam distribusi besar butir sedimen? Einsteindkk (1940) menyitir hasil penelitian Nesper di Sungai Rhine, Swiss,di tempat mana material dasar sungai disusun oleh partikel dengandiameter 5–100 mm. Selain itu, diantara bongkah yang relatif besarserta pada lubuk yang relatif terlindung ditemukan pasir dengandiameter 1 mm dan material lain yang lebih halus daripadanya.Walau demikian, partikel dengan diameter 1–5 mm tidak ditemukandi sana. Para peneliti itu menyimpulkan bahwa partikel dengandiameter 1–5 mm “jarang ditemukan karena adanya pengaruhfaktor-faktor geologi dan hidrolika tertentu”. Di Sungai Rhine,material kasar merupakan bagian dari beban dasar, sedangkanpasir merupakan bagian dari beban suspensi.

Statistik dari sekitar 1000 data analisis besar butir yang telahditerbitkan menunjukkan adanya defisiensi pada kelas granul (2–4


66 of 350 1/5/2016 8:55 AM

mm) dan pasir kasar (1–2 mm), bahkan mungkin juga pada kisaranpasir halus (1/16–1/8 mm) (Pettijohn, 1940). Bukti yang menyokongkesimpulan tersebut terutama berupa fakta bahwa kelas modussedimen jarang yang jatuh pada kelas-kelas besar butir tersebut.Kalau memang tidak terjadi defisiensi, maka hasil analisis besarbutir yang ada selama ini akan memperlihatkan bahwa kelasmodus juga akan sering jatuh pada kelas-kelas tersebut, seseringkelas modus yang jatuh pada kelas-kelas besar butir lain. Hasilanalisis terhadap 241 sampel pasir dan gravel aluvial dari bagianselatan California (Conkling dkk, 1934) menunjukkan bahwa kelasmodus hanya jatuh tiga kali pada kelas besar butir 2–4 mm. Angkaitu jauh lebih kecil dibanding dengan kelas modus ½–1/4 mm yangjatuh sebanyak 63 kali dan kelas modus 32–64 mm yang jatuhsebanyak 41 kali. Hasil-hasil penelitian itu didukung oleh Schlee(1957) yang meneliti gravel aluvial pada bagian hulu sungai diselatan Maryland. Dari 72 sampel alur, tidak ada satupun yangmemiliki kelas modus 1–2 mm atau 2–4 mm. Distribusi besar butirkomposit, yang dibuat dengan cara menyatakan nilai rata-rata dari72 sampel tersebut, juga memperlihatkan defisiensi padakelas-kelas besar butir tersebut (gambar 3-12).

Keanehan tersebut tidak hanya berlaku pada sedimen fluvialkarena, sebagaimana diperlihatkan oleh Hough (1942), sedimenpesisir dan sedimen dasar teluk Buzard dan Cape Cod jugamemperlihatkan defisiensi seperti itu. Hough menyatakan bahwamedian dari beberapa ratus sampel jarang yang jatuh pada kelas2–4 mm atau kelas 1/16–1/32 mm. Demikian pula, data distribusibesar butir komposit dari 64 sampel sedimen Massachussetts Bayyang dianalisis oleh Trowbridge & Shepard (1932) menunjukkanrendahnya frekuensi pada kelas 1–2 mm. Rendahnya frekuensi itu


67 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dijelaskan sebagai kekosongan (gap) antara dua beban sedimen:salah satu beban diangkut oleh gelombang badai, sedangkanbeban lain diangkut oleh gelombang yang lebih tenang. Perludicamkan bahwa sedimen pada umumnya, baik sedimen lepaspantai maupun sedimen gisik, tidak bersifat bimodus sepertisedimen fluvial yang berbutir kasar dan bahwa defisiensikelas-kelas besar butir tertentu hanya akan terlihat apabila semuahasil analisis diamati. Tidak semua peneliti merasa yakin bahwakelas-kelas besar butir 1–2 mm dan 2–4 mm kurangterepresentasikan. Russell (1968) meninta perhatian para ahliterhadap konsentrasi-konsentrasi pasir sangat kasar dan gravelhalus pada gisik tertentu, dimana material itu hadir dalamkelimpahan yang luar biasa. Dia menyimpulkan bahwa, secarahidrodinamik, kelas-kelas besar butir itu tidak stabil dalam sungaiserta cenderung terpilah dan terangkut dengan cepat menuju lautuntuk kemudian terakumulasi pada gisik.

Sedimen eolus tampaknya memperlihatkan defisiensi padakelas 1/8–1/16 mm. Keanehan itu dikemukakan oleh Udden (1914).Sebagaimana sedimen sungai yang berbutir halus, sedimen eolusjarang yang bersifat bimodus. Walau demikian, kelas modus itujarang yang jatuh pada kelas 1/8–1/16 mm. Udden tidakmenganalisis sebab musabab munculnya keanehan tersebut,namun dia menyatakan bahwa gejala itu mungkin tidak umum dankita mungkin dapat menemukan endapan eolus lain yang moduskelasnya jatuh pada kelas besar butir itu sehingga apa yangsemula tampak merupakan defisiensi itu sebenarnya tidak ada.Bahwa ada suatu kekosongan antara lanau dan pasir jugadikemukakan oleh Rogers dkk (1963) serta oleh Tanner (1958).Masalah itu telah dikaji lebih jauh oleh Wolff (1964). Suatu distribusi


68 of 350 1/5/2016 8:55 AM

komposit yang disusun dari hasil 930 analisis besar butirmemperlihatkan defisiensi pada kelas lanau kasar. Wolff mengirabahwa defisiensi itu berkaitan dengan pemakaian teknik analitikuntuk lanau dan lempung yang berbeda dengan teknik analitik yangdigunakan untuk pasir. Jika bukan merupakan artefak dariperbedaan teknik analisis, maka kekosongan itu mungkin munculakibat ketidaksempurnaan sampel dan bahwa kekosongan itumungkin akan hilang apabila sedimen lain dimasukkan ke dalamsampel yang dianalisis.

Ada beberapa hal yang dapat digunakan untuk menjelaskandefisiensi kelas-kelas besar butir tertentu atau paling tidakdefisiensi sedimen dengan modus kelas seperti itu. Kita mungkindapat mengasumsikan bahwa material yang berada dalam kisarankelas-kelas besar butir itu dihasilkan oleh pelapukan dan tidakpernah diendapkan sebagai kelas modus untuk alasan-alasanhidrodinamika tertentu atau material itu hilang sewaktu terangkutkarena ketidakstabilan mekanisnya. Kita juga dapat menganggapada suatu defisiensi primer untuk kelas-kelas besar butir tertentu.Mungkin pelapukan tidak menghasilkan berbagai kelas besar butirdalam jumlah yang sama. Sukar bagi kita untuk menentukanhipotesis mana yang dengan tepat memaparkan sebab-musababmunculnya defisiensi tersebut. Jika kelas-kelas besar butir itudihasilkan oleh pelapukan atau abrasi, apa yang menjadi sumberpartikel-partikel tersebut? Faktor-faktor hidrolika mungkin dapatmenghambat pengendapan partikel tersebut pada tempat-tempattertentu, namun tidak mungkin dapat menghambatpengendapannya di setiap tempat. Mungkin partikel itutersegregasi, sebagaimana diperkirakan oleh Russell (1968), dankemudian diendapkan secara terpisah pula. Kita juga dapat


69 of 350 1/5/2016 8:55 AM

menganggap bahwa partikel itu memang dihasilkan olehpelapukan, namun memiliki stabilitas mekanik yang rendahsehingga kemudian terhancurkan. Kita pun tidak dapat menolakperkiraan yang menyatakan bahwa partikel itu mungkin tidakdihasilkan dalam jumlah yang cukup banyak pada lingkunganpelapukan. Hipotesis pertama telah digunakan untuk menjelaskandefisiensi pada kelas 2–4 mm (Hough, 1942). Partikel seperti itumemang dapat terbentuk akibat disintegrasi (namun tidak terbentukakibat dekomposisi) batuan plutonik. Butiran-butiran mineral yangmenyusunnya relatif besar dibanding ukuran total dari partikeltersebut. Karena itu ada sebagian ahli yang berpendapat bahwapartikel granul secara struktural memang lemah dan tidak mampumenyelamatkan diri dari aksi sungai yang keras.

Di lain pihak, bukan tidak mungkin bahwa proses-prosesdisintegrasi batuan asal menghasilkan lebih banyak partikel denganukuran tertentu dan relatif kurang banyak menghasilkan partikeldengan ukuran lain sedemikian rupa sehingga sejak awal memangtelah ada defisiensi distribusi besar butir. Ada tiga kategori ukuranpartikel yang kemungkinan besar akan terbentuk dari hancuranbatuan (disini kita menujukan perhatian pada batuan sumberkristalin; untuk batuan sedimen klastika, pelapukan hanya akanmenyebabkan terlepasnya partikel-partikel yang terbentuk padafasa sedimentasi sebelumnya). Sebagian batuan secara khasmenghasilkan blok sewaktu terlapukkan, sedangkan sebagian lainmengalami proses penghancuran lanjut dan menghasilkan partikelberukuran pasir. Contoh batuan yang biasanya menghasilkan blokadalah kuarsit; sedangkan contoh batuan yang biasa mengalamipenghancuran tahap lanjut dan menghasilkan partikel berukuranpasir adalah batuan beku asam yang berbutir kasar dan gneiss.


70 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Produk disintegrasi yang berukuran pertengahan mungkin relatifjarang. Walau demikian, data yang ada dewasa ini masihinkonklusif; lima sampel batuan granitik yang terdisintegrasi(namun tidak terdekomposisi) yang dianalisis oleh Krumbein &Tisdel (1940) terlihat paling banyak mengandung partikel 2–4 mm(gambar 3-13). Walau demikian, sebagaimana dikemukakan olehDake (1921) dan Smalley (1966), distribusi besar butir partikelkuarsa sangat dibatasi oleh distribusi besar butir kuarsa dalambatuan kristalin faneritik. Partikel yang berukuran lebih dari 1 mmjarang ditemukan. Blok yang dihasilkan akan menjadi materialberukuran kerikil; bukan pasir. Selain itu, proses penghancuranlanjut pada umumnya tidak terjadi, kecuali apabila ada gaya-gayayang luar biasa.

Dekomposisi menghasilkan partikel berukuran lempung.Karena itu, akan tampak adanya defisiensi dalam kelas besar butirlanau. Walau demikian, lanau relatif umum ditemukan dan prosespembentukannya merupakan satu masalah tersendiri. Rogers dkk(1963) memperkirakan bahwa lanau dihasilkan oleh pelepasanpartikel berukuran lanau dari partikel kuarsa yang ukurannya lebihbesar. Pandangan seperti itu juga dikemukakan oleh Smalley &Vita-Finzi (1968) yang berpendapat bahwa proses itu paling efektifbekerja selama terjadinya pengangkutan oleh angin di daerahgurun. Penelitian eksperimental yang dilakukan oleh Kuenen(1969) mengenai pengangkutan eolus gagal untuk mendukunggagasan tersebut. Kuenen menisbahkan lanau pada pelapukanbatuan berbutir halus yang banyak mengandung kuarsa. Vita-Finzi& Smalley (1970) menyimpulkan bahwa glacial grindingbertanggungjawab terhadap ruah lanau dalam rekaman geologi.Eratnya asosiasi antara loess—yang terutama disusun oleh


71 of 350 1/5/2016 8:55 AM

lanau—dengan glasiasi kontinental sedikit banyaknyamemperlihatkan kesesuaian dengan pendapat tersebut.

Hingga sejauh mana komposisi besar butir dari populasi yanglebih besar mempengaruhi kurva distribusi besar butir dari sedimentertentu? Karakter bimodus yang diperlihatkan oleh sedimen sungaiberbutir kasar dinisbahkan pada defisiensi primer dalamkelas-kelas besar butir yang memisahkan kelas-kelas modus(gambar 6-2). Apakah karakter bimodus dari material itu akandipertahankan dalam endapan yang terbentuk oleh sungai?Agaknya hal itulah yang terjadi pada kasus sedimen yangdiendapkan oleh es—boulder clay atau till. Analisis till umumnyamemperlihatkan satu atau lebih modus sekunder yang agaknyatidak bersifat random. Modus sekunder itu mungkinmerepresentasikan “pembebanan” es oleh material khusus yangpernah terpilah dan terendapkan pada siklus sedimentasisebelumnya. Es yang bergerak di atas sandy outwash dapatmengambil banyak material penyusun sandy outwash itu sehinggahasil analisis besar butir endapan es akan memperlihatkan bahwaendapan itu hanya mengandung sedikit pasir. Masalah apakah halyang analog terjadi juga pada sedimen endapan akuatis, hal itumasih belum dapat dipastikan, meskipun sejumlah penelitiberkeyakinan bahwa hal itu juga terjadi dalam sedimen endapanakuatis. Swenson (1942) berpendapat bahwa sedimen penyusuntepi Sungai Mississippi banyak terubah oleh input dari suatu anaksungai utama, yakni Sungai Maquoketa. Curray (1960)berkeyakinan bahwa kurva distribusi besar butir dari banyaksedimen di dasar Teluk Mexico ditentukan oleh proporsi beberapasedimen yang sebenarnya kecil kemungkinannya untukdiendapkan secara bersama-sama.


72 of 350 1/5/2016 8:55 AM

3.1.5.2 Besar Butir dan Pengangkutan

Seberapa jauh dan dengan cara bagaimana proses-prosespengangkutan mempengaruhi besar butir dan distribusi besar butirsedimen? Efek-efek pengangkutan belum dapat dipahamisepenuhnya. Konsep-konsep yang ada dewasa ini terutamadidasarkan pada penalaran deduktif dan hanya didukung oleh datapercobaan atau data lapangan yang jumlahnya sangat terbatas.Meskipun banyak penelitian dilakukan untuk mengetahui efek-efekpengangkutan terhadap ukuran material yang di-angkut, namunkita masih belum dapat memastikan sebab-musabab timbulnyaefek-efek besar butir sebagaimana yang terlihat dalam lingkungan-lingkungan alami. Secara umum, gravel yang diangkut oleh sungaitampaknya mengalami penurunan ukuran ke arah hilir (gambar3-14). Selain itu, karena sudut-sudut material berukuran besarmakin membundar dan karena sisi-sisinya makin halus ke arah hilir,maka diasumsikan bahwa abrasi merupakan proses yang bekerjaaktif selama pengangkutan dan, oleh karenanya, penurunan ukuranke arah hilir disebabkan oleh proses penghancuran seperti itu. Halitu mungkin ada benarnya. Namun, sebagaimana dikemukakanpada Bab 14, penurunan ukuran dalam beberapa kasuskemungkinan besar tidak hanya disebabkan oleh abrasi, namunmerupakan cerminan penurunan kompetensi sungai. Penurunankompetensi itu sendiri pada gilirannya berkaitan dengan penurunangradien sungai ke arah hilir.

Pernyataan bahwa pasir dan gravel mengalami penurunanukuran ke arah hilir selama berlangsungnya pengangkutan hampirmerupakan sebuah aksioma. Pembundaran yang terlihat padasemua kecur matang mengimplikasikan terjadinya peng-hancuran


73 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dan penurunan berat.

Abrasi merupakan sebuah istilah umum yang berartipenghancuran atau atrisi. Dengan pengertian seperti itu, istilahabrasi dapat diterapkan pada hampir setiap proses penurunanukuran secara mekanis. Walau demikian, sebagian penelitimengenal adanya beberapa jenis proses penurunan ukuran dankemudian mendefinisikan ulang istilah abrasi dalam pengertianyang lebih terbatas. Marshall (1927) menyatakan adanya tigaproses penurunan ukuran: abrasi (dalam pengertian terbatas),tumbukan (impact), dan grinding. Abrasi adalah efek pengeratanyang dilakukan oleh suatu partikel terhadap partikel lain. Abrasimerupa-kan proses penghancuran yang berlangsung palinglambat. Tumbukan adalah pukulan suatu partikel berukuran relatifbesar terhadap partikel lain yang ukurannya lebih kecil. Karena itu,tumbukan hanya memegang peranan penting jika ada perbedaanukuran yang berarti antara partikel yang menumbuk denganpartikel yang tertumbuk. Jika perbedaan ukuran itu cukup jauh danjika suatu sistem didominasi oleh partikel besar, maka partikel kecilakan mengalami penghancuran dalam waktu relatif singkat.Grinding adalah crushing partikel kecil sewaktu berhubungan terusmenerus dengan partikel yang lebih besar daripadanya dan dikenaioleh tekanan partikel-partikel besar itu. Grinding merupakan prosespenghancuran yang paling efektif, bahkan lebih efektif dibandingtumbukan sekalipun. Dalam abrasion mill, partikel pasir yangbercampur dengan gravel dalam beberapa jam akan terubahmenjadi partikel lanau dan lempung.

Wadell (1932) menyatakan adanya empat proses abrasi:pelarutan (solution), atrisi (attrition), chipping, dan penyubanan


74 of 350 1/5/2016 8:55 AM

(splitting). Perbedaan diantara keempat proses itu terutama terletakpada nisbah ukuran material yang dihasilkan oleh abrasi, relatifterhadap ukuran partikel sebelum terabrasi. Modus abrasi sendiritidak dipertimbangkan dalam penggolongan tersebut. Jika partikelhasil abrasi berukuran suboptik, maka penghancurannya disebutpelarutan. Pelarutan dapat merupakan peng-hancuran ionik ataupenghancuran koloidal. Jika partikel hasil abrasi dapat dilihat,namun ukurannya kurang dari 1/150 kali ukuran partikel asalnya,maka penghancurannya disebut atrisi. Jika partikel hasil abrasimasih cukup besar dan terbentuk akibat hilang-nya sudut-sudutpartikel asal, maka proses penghancurannya disebut chipping. Jikaproses penghancuran itu menghasilkan fragmen-fragmen yangukurannya lebih kurang sama, maka proses itu disebutpenyubanan.

Atrisi normal pada gravel menghasilkan material berukuranlanau atau lempung, bukan pasir. Chipping dan penyubanan jarangterjadi, kecuali di bawah aliran yang sangat cepat, dimana kondisiitu memicu terbentuknya spalls dan broken rounds. Bretz (1929)mengajak para ahli untuk memperhatikan berbagai broken roundsdari sejumlah gravel yang ada di scabland areas, Washington.Menurut Bretz (1929), persentase kerikil dan kerakal yang dahulumembundar dan sekarang ditemukan terpecah-pecah jauh melebihijumlah pecahan gravel yang ditemukan dalam gosong-gosong diSungai Columbia. Dengan demikian, dia menyimpulkan bahwagravel scabland areas diangkut oleh banjir yang luar biasabesarnya. Sekuat apapun aliran “normal” dalam sungai masa kini,namun gravel yang diangkutnya tidak akan membentuk brokenrounds, melainkan hanya akan menyebabkan pembundaran padagravel itu. Meskipun atrisi normal jauh lebih sering terjadi dibanding


75 of 350 1/5/2016 8:55 AM

penyubanan, namun hal itu tidak berarti bahwa penyubanan jarangterjadi. Sebagai buktinya, kita bisa menemukan broken roundsdalam kebanyakan gravel. Proporsi broken rounds dalam suatugravel mungkin tidak hanya berkaitan dengan kekuatan aliran,namun mungkin juga dengan ketahanan partikel dan proses-prosespemecahan batuan pasca-pengendapan.

Kuenen (1956) mencoba untuk menganalisis proses abrasi. Diamengenal adanya tujuh proses penurunan ukuran partikel:penyubanan, crushing, chipping, cracking, grinding, pelarutan, danblasting. Cracking adalah proses yang bertanggungjawab terhadappembentukan percussion marks berbentuk bulan sabit padapermukaan kerikil. Sand blasting adalah penghancuran yangdisebabkan oleh pasir yang menumbuk suatu kerikil yang sedangdiam.

Hingga dewasa ini belum ada penelitian lengkap ataumenyeluruh terhadap efek-efek penurunan ukuran butir terhadapparameter-parameter besar butir. Hal itu antara lain terjadi karenaproses itu berlangsung secara bersamaan dengan prosespe-milahan sehingga para ahli mendapatkan kesukaran untukmemisahkan efek-efek penurunan ukuran dari efek-efek pemilahan.Sebagaimana dikemukakan oleh Marshall (1927), di bawah kondisitertentu, beberapa partikel dikenai oleh proses penurunan ukuranyang lebih cepat dibanding partikel lain. Hal itu banyakmenimbulkan perubahan dalam komposisi “campuran” asli dalamabrasion mill. Jika produk abrasi yang berbutir halus dipengaruhioleh efek-efek pemilahan, maka hasilnya adalah peningkatan besarbutir rata-rata dari residu dan peningkatan pemilahan (penurunansimpangan baku).


76 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Para ahli juga makin lama makin tertarik pada laju penurunanukuran dan faktor-faktor yang mengontrolnya. Sebagian aspek lajuabrasi dapat dipelajari dalam abrasion mill dan percobaan lain yangberkaitan dengannya, namun para ahli menemukan kesulitan untukmenerapkan hasil percobaan-percobaan tersebut pada situasialami dimana penurunan ukuran hanya sebagian (mungkinsebagian kecil saja) yang berkaitan dengan penghancuran.Sebagian besar penurunan ukuran ke arah hilir dinisbah-kan padapemilahan.

Penelitian-penelitian laboratorium yang terkontrol menawarkanancangan lain untuk memecahkan masalah itu. Percobaan-percobaan itu pertama kali dilakukan oleh Daubrée (1879) yangmemberikan sumbangan pemikiran penting mengenai hal itu.Walau demikian, penelitian eksperimental seperti itu memilikibeberapa kelemahan. Pertama, penelitian itu menyederhanakanpermasalahan karena tidak seorang pun yang dapat memastikanbahwa kondisi-kondisi dalam abrasion mill mendekati (karena yangjelas tidak sama) kondisi-kondisi sungai atau pesisir. Hasil-hasilpenelitian eksperimental dapat diekstrapolasikan hingga limit-limittertentu: karena sebagian besar penelitian abrasion mill dilakukanpada fragmen berukuran kerikil, maka berbagai kesimpulan yangdiambil daripadanya dapat menimbulkan galat ketika diterapkanpada pasir. Sejak penelitian pionir yang dilaku-kan oleh Daubrée(1879), tidak sedikit ahil mencoba melakukan penelitian sejenisterhadap penghancuran gravel, termasuk Wentworth (1919,1931b), Marshall (1927), Schoklitsch (1933), Krumbein (1941b),Raleigh (1943, 1944) dan Potter (1955). Lihat gambar 3-14.Penelitian-penelitian itu dilakukan dengan memakai abrasion millatau tumbling barrel. Penelitian-penelitian ter-akhir (Kuenen, 1955,


77 of 350 1/5/2016 8:55 AM

1956, 1964; Bradley dkk, 1972) menggunakan circular moat,sebuah alat yang diyakini lebih mendekati kondisi sungai alami.

Penelitian-penelitian eksperimental tersebut di atasmemperlihatkan bahwa penurunan ukuran gravel oleh abrasi danproses-proses lain yang berkaitan dengannya merupakan fungsidari ukuran partikel, khuluk (ketahanan) partikel, khuluk dan“kehebatan” (rigor; violence) aksi abrasi, ukuran dan proporsimaterial yang mengalami abrasi, khuluk material dasar dimanagravel bergerak (apakah berupa pasir atau gravel), serta durasiproses abrasi atau jarak abrasi.

Efek besar butir jelas terlihat: gravel dengan cepat terabrasidan membundar, sedangkan pasir sangat lambat terabrasi.Bahkan, untuk partikel kerikil sekalipun, prosentase material yanghilang untuk suatu jarak pengangkutan tertentu lebih banyak terjadipada partikel yang ukurannya lebih besar (Kuenen, 1956). Hasilpenelitian itu menjadi makin kompleks pada saat diguna-kansebuah campuran yang terdiri dari beberapa kategori besar butir,bukan material yang hanya disusun oleh satu kategori besar butir.Dalam campuran, justru partikel halus yang lebih banyakmengalami penghancuran. Hal itu mungkin terjadi karena pengaruhgaya-gaya yang diberikan oleh partikel besar terhadap partikelkecil. Sebagaimana diakui oleh semua peneliti, ketahanan(durability) material memegang peranan penting. Secara umum,rijang, kuarsit, dan kuarsa urat merupakan material yang palingtahan terhadap penghancuran; batuan metamorf menempati posisikedua, sedangkan batupasir dan batugamping merupakan materialyang paling lemah terhadap penghancuran (Plumley, 1948;Kuenen, 1956). “Kehebatan” aksi penghancuran juga merupakan


78 of 350 1/5/2016 8:55 AM

faktor penting. Laju penghilangan massa meningkat dengan makinhebatnya aksi penghancuran. Percobaan-percobaan yangdilakukan oleh Kuenen (1956) menunjukkan bahwa abrasisebanding dengan pangkat dua kecepatan aliran. Masalah apakahada atau tidak ada kecepatan kritis untuk mineral atau batuantertentu, di atas kecepatan kritis mana chipping dan penyubananlebih dominan dibanding tipe abrasi lain, sebagaimanadikemukakan oleh Krynine (1942), tidak diketahui. Sebagaimanadiperlihatkan oleh Kuenen (1956), khuluk permukaan dasar sungai,di atas mana gravel diangkut, juga memegang peranan penting.Penghilangan massa akan relatif rendah jika material penyusundasar sungai berupa pasir dan akan relatif tinggi, mungkin sekitarlima kali lipat, apabila material penyusun dasar sungai berupagravel. Efek bentuk asal dari partikel tampaknya sangat kecil.Walau demikian diketahui bahwa laju penghilangan massa menjadimenurun sejalan dengan ber-tambahnya kebundaran partikel.Pengaruh agen geologi pada penghancuran gravel lebih rendahdibanding pengaruhnya terhadap penghancuran pasir. Penelitian-penelitian eksperimental yang dilakukan terhadap surf action masihsangat sedikit (Kuenen, 1964). Penghancuran gravel oleh surfaction agaknya berlangsung cepat.

Semua penelitian eksperimental yang dilakukan selama inimenunjukkan bahwa laju penurunan besar butir mencapai nilaitertinggi pada tahap awal proses pengangkutan dan cenderungmenurun secara eksponensial sejalan dengan bertambahnya waktudan jarak angkut (Krumbein, 1941b; Schoklitsch, 1933).

Penelitian-penelitian eksperimental terhadap abrasi pasir antaralain dilakukan oleh Daubrée (1879), Anderson (1926), Thiel (1940),


79 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Kuenen (1959, 1960a, 1960b), serta Berthois & Portier (1957).Semua penelitian itu menunjukkan bahwa, apabila tidak terdapatpartikel kasar, abrasi pasir berlangsung dengan laju yang jauh lebihrendah. Daubrée (1879), misalnya saja, menunjuk-kan bahwapartikel pasir hanya akan kehilangan massa sebanyak 0,01% perkilometer jarak angkut. Dengan menggunakan circular moat, bukanrevolving mill, Kuenen (1958) menemukan fakta bahwa butirankuarsa yang berdiameter sekitar 0,5 mm akan kehilangan sekitar0,0001% material per kilometer jarak angkut. Hasil penelitiani itumengimplikasikan bahwa pengangkut-an sejauh 10.000 km tidakakan menghasilkan pembundaran yang berarti pada partikel kuarsadengan ukuran sebesar itu. Karena sungai pada umumnya memilikipanjang sekitar 1000 km, bahkan kurang dari itu, maka 10 siklusabrasi mekanis oleh sungai hanya akan menyebabkanpenghilangan massa kurang dari 1%. Penelitian lain, denganmemakai abrasion mill (Berthois & Portier, 1957; Thiel, 1940)menunjukkan penghilangan massa yang lebih besar dari itu, namunhasil penelitian itu tetap menunjukkan bahwa penurunan ukuranyang berarti pada pasir kuarsa tidak dapat dicapai oleh aksi sungai.Untuk mengubah suatu partikel pasir berbentuk kubus denganpanjang sisi 1 mm agar sudut-sudutnya berubah sedemikian rupasehingga kubus itu berubah menjadi bola dengan diameter 1 mmdiperlukan penghilangan massa sebanyak 47,5%. Padahal,penghilangan terbanyak sekalipun yang pernah dilaporkan selamaini tidak menyebabkan terjadinya penurunan besar butir danperubahan bentuk yang berarti; paling-paling hanya menyebabkansedikit perubahan kedua sifat itu. Foto-foto partikel kuarsaberukuran pasir yang disajikan oleh Thiel (1940), sebelum dansetelah mengalami abrasi yang setara dengan pengangkutansejauh 5000 mil (sekitar 8333 km), mendukung kesimpulan


80 of 350 1/5/2016 8:55 AM

tersebut. Foto-foto partikel kuarsa berukuran pasir yang disajikanoleh Kuenen (1958), sebelum dan setelah mengalami abrasi sejauh248 km, juga praktis tidak memperlihatkan perubahan apa-apa.Efek-efek yang ditimbulkan oleh pengangkutan angin tampaknyabeberapa kali lebih kuat dibanding efek-efek pengangkutan air(Kuenen, 1960b). Fakta itu mendorong Kuenen untuk berpendapatbahwa pembundaran partikel pasir harus dinisbahkan pada aksiangin. Partikel yang diameternya lebih kecil dari 0,05 mm samasekali tidak terabrasi.

Setelah memperhatikan hasil berbagai penelitian eksperimentaldi atas, ada satu pertanyaan yang perlu dijawab: Apa peran-anabrasi alami dalam mengurangi atau mengubah ukuran individu-individu partikel atau dalam mengubah distribusi besar butir suatupopulasi partikel? Jelas bahwa proses itu menyebabkan terjadinyaperubahan bentuk, kebundaran, dan tekstur permuka-an partikel(efek-efek pengangkutan terhadap perubahan sifat-sifat tersebutakan dibahas pada sub bab 3.2). Walau demikian, penurunanukuran yang berarti ke arah hilir sebagaimana yang teramati padabanyak sungai kemungkinan besar hanya sedikit dipengaruhi olehabrasi. Penurunan ukuran itu sangat dipengaruhi oleh penurunangradien dan kompetensi sungai ke arah hilir (lihat Bab 14). Padalingkungan-lingkungan alami, partikel kuarsa agaknya tidak atauhanya sedikit mengalami penurunan ukuran akibat abrasi.Pendeknya, distribusi besar butir merupakan produk aksi hidrolik,bukan produk abrasi, dan secara umum distribusi besar butir suatuendapan merupakan warisan dari disintegrasi batuan dan bukanmerupakan produk agen atau proses pengangkutan.

3.1.5.3 Besar Butir dan Proses-Proses Pengendapan


81 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Gagasan yang menyatakan bahwa sebagian besar distribusifrekuensi besar butir merupakan campuran dari dua atau tigapopulasi besar butir yang berkaitan dengan modus pengangkutansedimen dan bahwa penafsiran kurva distribusi besar butirmerupakan sebuah masalah dalam mengenal dan mengaitkansubpopulasi-subpopulasi itu dengan proses-proses hidrodinamikatertentu makin lama makin mendapatkan dukungan (gambar 3-15).

Ancangan ini pertama-tama diterapkan pada endapan sungaiyang berbutir kasar. Khuluk bimodus terutama sering ditemu-kandalam endapan tersebut. Pasir, di lain pihak, cenderung unimodus.Diantara beratus-ratus karya tulis yang menyajikan hasil analisisgravel sungai di California, misalnya saja, 92% diantaranyamemiliki lebih dari satu modus (Conkling dkk, 1934). Sedangkanuntuk kasus endapan pasir, hanya 42% saja yang memiliki moduslebih dari satu. Secara umum, gravel yang memiliki modus lebihdari satu memiliki kelas modus pada salah satu kelas gravel,sedangkan modus sekunder berada pada kelas pasir. Modussekunder itu 4 atau 5 kelas lebih kecil daripada kelas modusutama. Dengan demikian, partikel-partikel penyusun utamaendapan itu 16 hingga 32 kali lebih besar dibanding partikelsekunder. Gravel aluvial lain juga memperlihatkan sifat bimodus.Krumbein (1940, 1942a) menemukan bahwa 85% gravel endapanbanjir di San Gabriel dan Arroyo Seco bersifat bimodus. Dua puluhdiantara 23 sampel gravel teras Black Hills juga bersifat bimodus(Plumley, 1948).

Semua data tersebut di atas digunakan sebagai dasarpemikiran adanya dua populasi yang berkorespondensi dengandua modus pengangkutan partikel. Udden (1914) menyatakan


82 of 350 1/5/2016 8:55 AM

bahwa, “… medium pengangkut… cenderung mengangkut danmeng-endapkan dua kategori besar butir, bukan satu kategoribesar butir. Endapan utama yang dihasilkannya akan mengandungpartikel-partikel kasar yang jumlahnya lebih sedikit dibanding kelasmodus.” Dia mengasumsikan bahwa kelas modus akan terletakpada kelas partikel yang relatif halus, sedangkan kelas modussekunder akan terletak pada kelas gravel. Sebenarnya, justru yangsebaliknya lah yang sering ditemukan.

Fraser (1935) berpendapat bahwa pengendapan kerakal danpasir halus secara simultan tidak mungkin terjadi dan diamenjelaskan bahwa kecepatan arus yang mengangkut kerakalberukuran 25 cm harus menurun sebanyak 60% sebelum mampumengendapkan partikel berukuran 1 mm. Perubahan kecepatanaliran yang drastis seperti itu kemungkinan besar tidak akan terjadidan Fraser (1935) berkeyakinan bahwa pada satu titik waktu,sungai hanya mengendapkan partikel-partikel dengan kisaranukuran yang terbatas dan bahwa material relatif halus yangditemukan dalam gravel sebenarnya terbentuk kemudian melaluiinfiltrasi. Pendapat seperti itu juga dikemukakan oleh Dal Cin(1967), berdasarkan hasil penelitiannya terhadap gravel di SungaiPiave, Itali. Plumley (1948) juga menafsirkan material halus, yangmerupakan modus sekunder dalam banyak gravel, sebagaimaterial yang terjebak dan mengisi ruang kosong diantara partikel-partikel besar. Untuk mendukung pendapatnya itu, Plumley (1948)menyatakan bahwa jika diasumsikan bahwa ada dua fraksi besarbutir dalam suatu endapan—dimana fraksi halus cukup kecilsedemikian rupa sehingga dapat menempati ruang yang terletakdiantara fraksi kasar—maka fraksi halus itu akan menempatisekitar 22–32% berat dari keseluruhan endapan, tergantung pada


83 of 350 1/5/2016 8:55 AM

keketatan pembandelaannya. Karena gravel alami rata-ratamengandung 20% modus sekunder dan besar butir yang berkaitandengannya, agaknya fraksi itu memang terjebak diantara partikel-partikel kasar. Meskipun terdapat perbedaan antara bentuk gravelalami dengan partikel ideal yang berbentuk bola, meskipun dalamsuatu gravel sering terdapat dua fraksi besar butir yang ukurannyajauh berbeda, dan meskipun pembandelaan endapan alami tidakmemperlihatkan keteraturan geometris sempurna, namunhasil-hasil pengamatan selama ini memperlihatkan banyakkesesuaian dengan hasil-hasil kajian teoritis.

Sudah barang tentu distribusi bimodus dapat muncul akibatprosedur pengambilan sampel dimana material yang dikumpul-kanberasal dari dua lapisan yang berbeda, masing-masing denganpopulasinya sendiri-sendiri (Bagnold, 1941). Namun banyakdsitribusi bimodus memang bukan merupakan artefak teknikpengambilan sampel sebagaimana distribusi besar butir yangdiperlihatkan oleh sampel-sampel yang berasal dari satu lapisan.Kedua populasi itu tampak diendapkan pada episodepeng-endapan yang sama.

Distribusi bimodus hanya merupakan sebuah kasus khusus daripencampuran dua populasi, dimana pada kasus itu kedua populasibesar butir itu terpisahkan cukup jauh sedemikian rupa sehinggadistribusi keseluruhan tampak bimodus. Apabila kelas-kelas besarbutir dengan frekuensi yang relatif tinggi itu tidak berjauhan, makapopulasi keseluruhan akan tampak unimodus. Walau demikian,populasi komposit akan tampak menceng dan distribusi frekuensibesar butir itu akan berbeda dengan log normal. Peningkatankesadaran bahwa banyak distribusi besar butir merupakan


84 of 350 1/5/2016 8:55 AM

komposit dari dua atau tiga populasi telah mendorong sebagian ahliuntuk mengaitkan subpopulasi-subpopulasi itu pada moduspengangkutan sedimen yang berbeda-beda.

Doeglas (1946) dan Harris (1958a, 1958b) mencobamengaitkan sifat itu dengan kondisi-kondisi pengangkutan yangber-beda. Kemajuan besar dalam hal ini terjadi denganditerbitkannya karya-karya tulis Moss (1962, 1963, 1972). Mossmelihat adanya tiga subpopulasi yang berkaitan dengan prosessedimentasi yang berbeda-beda. Populasi-populasi itu dapatdiketahui dari kurva distribusi besar butir. Bagian utama daridistribusi besar butir terletak antara persentil 20 dan 80. Populasiitu merupakan beban saltasi utama. “Ekor” kasar dari distribusibesar butir merupakan beban traksi, sedangkan “ekor” halusmerupakan material suspensi yang terjebak pada ruang diantararangka utama endapan tersebut. Sebagaimana dikemukakan olehMoss (1962), dalam sejumlah endapan sungai yang berbutir kasar,beban traksi menjadi bagian utama dari endapan itu. Endapan-endapan itu merupakan endapan bimodus yang telah dijelaskan diatas.

Penelitian utama pada beberapa tahun terakhir, yangmengaitkan populasi-populasi distribusi besar butir dengan hidro-dinamika, adalah penelitian yang dilakukan oleh Visher (1969). Dia mengasumsikan bahwa kurva distribusi besar butir dari semuasedimen klastika merupakan komposit dari tiga populasi dasar—populasi yang diangkut dengan cara traksi, saltasi, dansuspensi—dan setiap populasi itu memiliki distribusi log normalsehingga akan tampak sebagai sebuah garis lurus dalam skalaprobabilitas (dengan menggunakan log diameter atau notasi phi).


85 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Lihat gambar 3-15. Hubungan seperti itu diperlihatkan oleh lebihdari 2000 hasil analisis besar butir yang dilakukan pada endapanyang berasal dari lingkungan yang berbeda-beda.

Apa hubungan antara bentuk partikel dan kurva distribusi besarbutir—kelimpahan relatif dan karakter komponen-komponen-nya—dengan lingkungan pengendapan yang ditentukankeberadaannya berdasarkan aspek-aspek morfologi? Visherber-keyakinan bahwa karakter individu kurva distribusi besar butirmemberikan dasar untuk mengenal lingkungan, namun dia jugamenyatakan bahwa “setiap usaha untuk mendefinisikan secaracermat limit-limit segmen garis yang miring, titik-titik infleksi, danpersentase ketiga populasi dasar untuk setiap lingkunganpengendapan tidak mungkin dapat dilakukan.”

Hingga disini dapat disimpulkan bahwa beberapa ancanganuntuk mencari arti dari kurva distribusi besar butir sedimen klastikamemiliki kesahihan tersendiri. Faktor-faktor hidrodinamika hinggatingkat tertentu dapat dihubungkan dengan lingkungangeomorfologi. Suatu proses tertentu mungkin bekerja dominanpada suatu lingkungan, namun mungkin hanya berperan sekunderpada lingkungan lain.

3.1.6 Distribusi Besar Butir dan Analisis Lingkungan

Udden berkeyakinan bahwa komposisi besar butir suatusedimen klastika dikontrol oleh kondisi hidrodinamika yang adasewaktu sedimen itu diendapkan. Karena itu, jika sedimen purbadiendapkan di bawah kondisi yang lebih kurang sama dengankondisi pengendapan masa kini, maka pemelajaran sedimen


86 of 350 1/5/2016 8:55 AM

modern akan akan mampu mengungkapkan karakter besar butirsetiap tipe sedimen, dimana karakter itu selanjutnya dapatdigunakan untuk mengungkapkan asal-usul endapan purba.Karena itu pula, Udden melakukan banyak “analisis mekanik”,khususnya endapan angin, dan menerbitkan pada 1914 lebih dari350 hasil analisis mekanik bersama-sama dengan sebuah ikhtisarmengenai “hukum-hukum” yang menurut dia mengatur komposisisedimen klastika. Wentworth (1931a) menerbitkan lebih dari 800hasil analisis mekanik dalam bentuk grafik untuk memperluas hasilpenelitian Udden. Pengamatan terhadap pola grafik yang disajikandalam berbagai histogram yang dibuat oleh Wentworthmenunjukkan bahwa pola yang berasal dari lingkungan yangberbeda juga berbeda-beda. Glacial till dan pasir gisik, misalnyasaja, sangat jauh berbeda. Di lain pihak, beberapa sedimen yangdiendapkan pada lingkungan pengendapan yang berbedamemperlihatkan komposisi mekanik yang mirip satu sama lain,misalnya pasir gisik dan pasir gumuk.

Ketidakmampuan untuk memisahkan lingkungan atau agenpengendapan berdasarkan pola grafik distribusi besar butir tidakmenyurutkan hasrat para ahli untuk mencari sifat-sifat distribusibesar butir yang lebih samar. Keller (1945) memakai nisbahkuantitas dua kelas proksimal terhadap kelas modus—apa yang diasebut sebagai nisbah F : C—untuk membedakan pasir endapanangin dengan pasir gisik. Nisbah yang diajukannya merupakan nilaitaksiran dari kemencengan. Sejak itu, usaha-usaha yang lebihcanggih dan menggunakan satu atau beberapa parameter besarbutir dilakukan untuk membedakan pasir sungai, gisik, dan gumuk.Friedman (1961, 1962, 1967) mencoba untuk membedakan pasirgisik dan pasir gumuk dengan memakai plot kemencengan


87 of 350 1/5/2016 8:55 AM

terhadap mean dan untuk membedakan pasir sungai dengan pasirgisik dengan memakai plot kemencengan terhadap simpanganbaku (gambar 3-16). Penelitian yang dilakukan oleh Moiola &Weiser (1968), dengan memakai ancangan yang mirip, mendukunggagasan yang dikemukakan oleh Friedman. Ahli lain jugamenggunakan diagram tebar (scatter diagram) yang melibatkandua variabel. Passega (1957, 1964), misalnya saja, merajahkanpersentil 1, C (pada dasarnya ukuran paling kasar), terhadap besarbutir rata-rata, M. Demikian pula dengan apa yang dilakukan olehBull (1962). Diasumsikan bahwa pola CM tertentu mengindikasikanproses atau agen pengendapan tertentu. Passega (1957, 1964),misalnya saja, mampu memisahkan aksi arus turbid dengan aksiarus biasa.

Pemakaian parameter-parameter besar butir dalam berbagaikombinasi sebagai indikator lingkungan juga pernah dicobakanoleh Mason & Folk (1958), Gees (1965), Schlee dkk (1965), Kolduk(1968), Doeglas (1968), Solohub & Klovan (1970), serta Buller &McManus (1972). Tidak semua penulis itu berhasil memisahkanlingkungan-lingkungan pengendapan pasir dengan ancangantersebut. Bahkan, pada beberapa kasus, ancangan itu tidakmemberikan hasil apa-apa. Pada kasus lain, terjadi pertumpang-tindihan pada diagram tebar. Karena itu, hasil-hasil yang diperolehmenjadi taksa.

Metoda lain yang lebih canggih lagi menggunakan lebih daridua variabel sekaligus. Teknik itu adalah analisis diskriminan(discriminant analysis) yang dikembangkan oleh Sahu (1964a,1964b). Klovan (1966) memakai analisis faktor (factor analysis)pada sedimen Barataria Bay, Louisiana, untuk mengisolasi faktor-


88 of 350 1/5/2016 8:55 AM

faktor yang berkaitan dengan proses-proses yang mengontrolpengendapan sedimen di tempat itu: surf, arus dasar, danpengendapan air tenang.

Pendeknya, dapat dikatakan bahwa usaha-usaha untukmengaitkan distribusi besar butir suatu sedimen dengan lingkunganpengendapannya hanya berhasil secara terbatas. Agaknyahasil-hasil negatif muncul dari premis bahwa kurva distribusi besarbutir dikontrol oleh faktor-faktor hidrodinamika dan bahwa setiaplingkungan dicirikan oleh rezim hidrodinamika yang khas. Tidaksatupun diantara kedua premis itu yang sahih. Efek provenansi(maksudnya, karakter besar butir sedimen yang masuk ke dalamlingkungan pengendapan) belum diperhitungkan sewajarnya.Selain itu, proses-proses hidrodinamika yang sama dapat bekerjapada lebih dari satu lingkungan pengendapan. Dengan kata lain,lingkungan hidrodinamika dan lingkungan pengendapan sepertiyang biasa didefinisikan berdasarkan geomorfologi mungkin tidaktepat sama (Solohub & Klovan, 1970).

Terakhir, kita dapat mengambil kesimpulan-kesimpulan berikut:

Berbagai pengukuran (misalnya berat dan volume) dapatdilakukan terhadap individu-individu partikel atau pada agregatpartikel. Pengukuran itu dapat dilakukan dengan banyak cara,misalnya dengan pengayakan, elutriasi, dan penyerapan gas.Hasil-hasil pengukuran itu kemudian dikonversikan menjadi“diameter” partikel berdasarkan asumsi-asumsi tertentu. Banyakdiantara asumsi-asumsi itu hanya merupakan suatu pendekatanyang tidak terlalu dekat.

1.


89 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Distribusi besar butir yang diketahui dari hasil pengukuran itudinyatakan dalam prosentase jumlah partikel atau prosentaseberat partikel yang ada dalam setiap kelas besar butir. Kurvadistribusi besar butir, baik yang didasarkan pada prosentaseberat maupun prosentase jumlah partikel, memiliki bentuk yangberagam.

2.

Prosedur-prosedur analitik baku dapat diterapkan dengan baikpada sedimen yang tidak terkonsolidasi, terutama sedimenmasa kini. Namun, prosedur-prosedur itu tidak dapat diterapkanpada sedimen purba yang kompak. Karena itu, prosedur-prosedur tersebut memiliki manfaat yang terbatas. Demikianpula, berbagai kesimpulan yang diperoleh dari hasil penerapanprosedur-prosedur itu pada sedimen masa kini juga memilikipenerapan yang terbatas, misalnya dalam membedakanbeberapa lingkungan pengendapan berdasarkan parameter-parameter tekstur.

3.

Faktor pembatas lain yang lebih serius adalah alterasidiagenetik. Alterasi diagenetik dapat menyebabkan berubahnyadistribusi besar butir asli. Alterasi itu muncul akibat peletisasioleh organisme, degradasi unsur-unsur rangka batuan yangberukuran besar, rekristalisasi, dan proses lain. Karena itu, kitaperlu melaksanakan berbagai prosedur analitik sepertidisagregasi dan dispersi sebelum melakukan analisissedimentasi. Distribusi besar butir serpih paling rentan terhadapperubahan diagenetik dan teknik analisis yang digunakan.Karena itu, sebagian besar analisis besar butir dilakukan padabatupasir yang tidak terlalu rentan terhadap perubahan-perubahan seperti itu.

4.


90 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Masih perlu dipertanyakan lagi apakah distribusi besar butirmemang indikatif untuk agen dan/atau lingkungan tertentu atautidak. Selain itu, kalaupun distribusi besar butir memangmerupakan indikator agen dan/atau lingkungan pengendapan,namun analisis besar butir mungkin tetap tidak dapat diterapkanpada batuan purba yang telah terlitifikasi dengan baik.

5.

Pendeknya, meskipun literatur mengenai disrtibusi besar butirsedimen klastika demikian banyak dan tidak sedikit usaha telahdilakukan para ahli untuk mendefinisikan besar butir,mengukurnya, dan menghitung parameter-parameter distribusibesar butir, namun input akhir yang diberikannya dalampemecahan masalah-masalah geologi sangat mengecewakandan tidak sesuai dengan begitu banyaknya usaha yang telahdilakukan selama ini.

6.

Walau demikian, masih ada aspek besar butir yang bermanfaat.Aspek itu bahkan dapat diketahui dari batuan yang telahterlitifikasi. Aspek yang dimaksud adalah ukuran danpenyebaran ukuran kerikil terbesar yang ada dalamkonglomerat, jenis fenoklas (phenoclast, yakni fragmen luaryang mengindikasikan bahwa fragmen itu telah diangkut jauhdari sumbernya), dan unsur-unsur rangka yang, meskipunbukan sekedar sifat besar butir, namun memiliki kebenaangeologi yang penting. Kita juga dapat melakukan penelitianterhadap bentuk, kebundaran, tekstur permukaan, dankomposisi.

7.

3.2 BENTUK DAN KEBUNDARAN


91 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Bentuk (shape) dan kebundaran (roundness) pasir dan gravel sejaklama digunakan untuk mengungkapkan sejarah endapan dimanapartikel itu berada. Bentuk khas dari kerikil yang terbentuk oleh aksies dan angin telah lama diketahui. Efek agen-agen lain tidak terlalujelas dan menjadi bahan perdebatan hangat. Apakah kerikil gisiklebih pipih dibanding kerikil sungai? Apakah angin menyebabkanpembundaran partikel pasir lebih efektif dibanding air? Berapa limitbesar butir minimal, jika ada, yang bentuknya dapat dipengaruhioleh aliran air? Apakah partikel kuarsa dapat mengalamipembundaran yang efektif dalam satu daur sedimentasi?Pertanyaan-pertanyaan seperti itu masih belum mendapatkanjawaban konklusif. Padahal, jawaban konklusif itu akan membantukita dalam menafsirkan sejarah geologi suatu sedimen.

3.2.1 Bentuk

Bentuk sebuah benda dapat digolongkan dengan banyak cara.Para ahli geometri telah mendefinisikan bentuk-bentuk regulerseperti kubus, prisma, bola, silinder, dan kerucut. Demikian pula,para ahli kristalografi telah mendefinisikan berbagai bentuk kristal.Tidak satupun diantara kedua sistem klasifikasi itu sesuai untukditerapkan pada partikel sedimen. Bentuk partikel sedimen palingbanter hanya mendekati bentuk geometris. Istilah-istilah yangdigunakan untuk menyatakan kemiripan suatu partikel sedimendengan benda geometris—misalnya prismoid, bipiramid(bipyramidal), piramid (pyramidal), membaji (wedge-shape), atautabuler-sejajar (parallel-tabular)—memang dapat dipakai(Wentworth, 1936a). Namun, penggolongan seperti itu tidak sajakualitatif sifatnya, namun juga tidak memiliki kaitan dengan sifatdinamis benda-benda itu selama terangkut. Karena itu, kita


92 of 350 1/5/2016 8:55 AM

memerlukan adanya suatu indeks bentuk yang memungkinkandilakukannya analisis matematis atau analisis grafis sedemikianrupa sehingga kita akan dapat merekonstruksikan kurva frekuensidistribusi bentuk partikel.

Bentuk-bentuk tertentu tidak dapat dinyatakan dengan bilangansederhana. Sebagai contoh, kristal euhedra dari beberapa mineralberat dan bentuk kurvatur khas dari fragmen gelas vulkanik sukaruntuk dinyatakan secara numerik. Bentuk khas dari wind-facetedstone—seperti einkanter dan dreikanter (Bryan, 1931; Whitney &Dietrich, 1973)—broken rounds (Bretz, 1929), serta flat-iron formdari glacial cobble (Von Engelen, 1930) tidak dapat direduksi kedalam satu angka tunggal. Walau demikian, untuk alasan yangtelah dikemukakan di atas, suatu indeks numerik atau indekskuantitatif sangat bermanfaat apabila digunakan dalam analisisbentuk partikel dan banyak usaha telah dilakukan oleh para ahliuntuk menemukan indeks seperti itu.

Salah satu ancangan yang digunakan adalah memilih suaturujukan baku. Rujukan yang biasa digunakan adalah sebuah bola.Bola dipilih sebagai rujukan karena: (1) bola merupakan bentukakhir yang akan dicapai oleh banyak fragmen batuan dan mineralyang terabrasi pada jangka panjang; dan (2) bola memilikibeberapa sifat unik. Diantara semua bentuk geometris yangvolumenya sama, bola memiliki luas permukaan yang paling kecil.Karena itu, dibanding benda-benda lain yang volume dandensitasnya sama, bola memiliki settling velocity tertinggi ketikamengendap melalui suatu fluida (Krumbein, 1942b). Lihat gambar3-17. Karena itu pula, di bawah kondisi pengangkutansuspensional, partikel yang membundar cenderung untuk terpisah


93 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dari partikel lain yang tidak berbentuk bola, meskipun densitas danvolumenya sama.

Idealnya, kebolaan (sphericity) suatu partikel didefinisikansebagai s/S, dimana s adalah luas permukaan suatu bola yangvolumenya sama dengan partikel, sedangkan S adalah luaspermukaan aktual dari partikel itu. Untuk partikel berbentuk bola,maka s/S akan berharga 1,0. Partikel lain yang tidak berbentukbola akan memiliki nilai s/S yang lebih kecil dari 1,0. Karena kitaakan menemukan kesukaran untuk menentukan luas permukaanpartikel sedimen yang pada umumnya berukuran kecil dan tidakberaturan, maka nilai kebolaan suatu partikel dapat didekati darinilai dn/Ds, dimana dn adalah diameter sebuah bola yangvolumenya sama dengan partikel, sedangkan Ds adalah diametersuatu bola imajiner yang dapat melingkupi partikel itu (umumnyamerupakan nilai diameter terpanjang dari partikel itu) (Wadell,1935).

Dalam suatu sampel pasir atau gravel, setiap partikel akanmemiliki nilai kebolaan tersendiri. Walau demikian, sebagianpartikel itu akan berbentuk seperti cakram (salah satu sumbunyapendek, sedangkan dua sumbu yang lain lebih kurang sama).Partikel lain mungkin berbentuk seperti batang (salah satusumbunya panjang, sedangkan dua sumbu yang lain lebih kurangsama). Kedua bentuk itu akan memiliki nilai kebolaan yang rendah.Namun, indeks kebolaan seperti yang telah dijelaskan di atas tidakmampu membedakan kedua bentuk tersebut. Padahal, pembedaanantara kedua bentuk itu sangat penting artinya dalam penelitiantertentu, misalnya saja penelitian kemas gravel.


94 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Hal itulah yang kemudian mendorong sejumlah ahli untukmengajukan indeks kebolaan lain. Semua indeks itu melibatkanpendefinisian dan pengukuran beberapa “diameter” partikel danpemilihan satu atau lebih nisbah untuk mengungkapkan bentuk.Zingg (1935) menggunakan nisbah b/a dan c/b (dimana a, b, dan cberturut-turut panjang, lebar, dan tebal partikel) untukmendefinisikan empat kategori bentuk (gambar 3-18 dan tabel 3-8).Kategori-kategori itu—oblate, prolate, triaxial, dan equi-axial—danhubungannya dengan indeks kebolaan Wadell diperlihatkan padagambar 3-19.

Sebagian ahli juga mengusulkan ukuran lain, misalnyakepipihan (flatness) dan kepanjangan (elongation). Sebagian besarukuran itu dikaji ulang oleh Konzewitsch (1961), Köster (1964),Flemming (1965), Humbert (1968), dan Carver (1971). Sneed &Folk (1958) mengusulkan suatu ancangan yang merupakan hasilpenyempurnaan dari ancangan Zingg-Wadell dan mendefinisi-kanindeks proyeksi kebolaan maksimum (maximum projectionsphericity index) (c2a–1b–2)1/3 yang mereka lihat berkorelasi lebihbaik dengan settling velocity dibanding kebolaan operasional yangdikemukakan oleh Wadell.

Kesulitan-kesulitan praktis muncul pada semua metodapengukuran dan pengungkapan hasil-hasil pengukuran itu. Semuametoda tersebut di atas melibatkan pengukuran yang hanya dapatdilakukan pada kerikil yang bebas matriks dan sukar atau tidakmungkin diterapkan pada pasir atau pada gravel dan pasir yangtelah terlifitikasi. Walau demikian, kita tetap perlu mem-pelajariproses-proses menyebabkan munculnya bentuk partikel serta artigeologinya.


95 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Apa yang dapat kita katakan mengenai kebenaan geologi daribentuk partikel pasir atau gravel? Partikel kuarsa yang ada dalamsuatu endapan pasir memiliki bentuk yang beragam. Padaumumnya partikel itu cenderung membundar. Walau demikian,dalam pasir yang paling matang sekalipun, partikel kuarsa terlihatagak memanjang, dimana nisbah sumbu panjang terhadap sumbupendek berkisar mulai dari 1,0 hingga 2,5, dengan nilai rata-ratamendekati 1,5. Wayland (1939) menunjukkan adanyakecenderungan pemanjangan kuarsa detritus pada arah sumbu-c.Hal itu dinisbahkannya pada abrasi yang tidak seragam dan padaperbedaaan kekerasan pada arah kristalografi yang berbeda-beda.Walau demikian, Ingerson & Ramisch (1942) melihat bahwapartikel kuarsa yang berasal dari batuan beku dan batuanmetamorf, bahkan granit, cenderung memanjang pada arah yangsejajar dengan sumbu-c (gambar 3-20). Dengan demikian,pemanjangan partikel kuarsa itu terutama ditentukan oleh bentukasalnya. Bloss (1957) dan Moss (1966) memperlihatkan secaraeksperimental bahwa kuarsa memiliki belahan prismatik danbelahan rhombohedra yang lemah sehingga partikel yang terbentukakibat pemecahan kuarsa cenderung untuk memanjang pada arahyang sejajar dengan sumbu-c atau membentuk sudut dengansumbu-c. Hal senada dikemukakan pula oleh Turnau-Morawska(1955). Dengan demikian, bentuk kuarsa detritus terutama dapatdinisbahkan pada bidang pertumbuhan atau pecahan asal.Diasumsikan bahwa kuarsa dari batuan metamorf memiliki bentukasal yang lebih memanjang dibanding kuarsa yang berasal daribatuan beku (Krynine, 1946) dan bahwa perbedaan itumemungkinkan setiap orang untuk membedakan kuarsa yangberasal dari kedua batuan sumber itu (Bokman, 1952). Penelitian-penelitian yang dilakukan kemudian (Blatt & Christie, 1963) tidak


96 of 350 1/5/2016 8:55 AM

mendukung asumsi itu.

Secara umum diyakini pula bahwa bentuk kerikil terutamaditentukan oleh bentuk asal partikel itu. Dalam beberapa kasus,bentuk asal partikel itu sendiri dikontrol oleh struktur batuanasalnya. Walau demikian, tidak diragukan lagi bahwa beberapaagen geologi menyebabkan terubahnya bentuk kerikil danmeninggalkan jejaknya dalam partikel itu seperti pada kasus eoliansandblast. Apakah kesimpulan di atas dapat diterapkan padagravel gisik dimana, menurut beberapa peneliti, swash cenderungmenghasilkan kerikil yang lebih pipih dibanding aksi sungai?Pendapat terakhir ini didukung oleh hasil-hasil penelitian Landon(1930), Cailleux (1945), Lenk-Chevitch (1959), serta Dobkins &Folk (1970). Walau demikian, pendapat itu ditentang oleh Gregory(1915), Wentworth (1922b), Kuenen (1964), dan Grogan (1945).Lihat gambar 3-21 dan 3-22. Berdasarkan hasil-hasil penelitianeksperimental dan lapangan, banyak ahli berpendapat bahwapenghancuran mekanis pada gisik tidak banyak mem-pengaruhikepipihan gravel (Kuenen, 1964). Walau demikian, sebagaimanadikemukakan sendiri oleh Landon (1930), mungkin saja gravelterpilah sedemikian rupa sehingga gravel pipih cenderung untukterakumulasi pada gisik. Hingga tingkat tertentu pendapat itudidukung oleh hasil-hasil penelitian Humbert (1968) yangmenemukan bahwa kerikil pipih bermigrasi downbeach, sedangkanpartikel yang lebih membundar tertinggal di belakang. Hal itu tidakmengandung pengertian bahwa kebolaan tidak terubah oleh abrasi.Namun, sebagian besar hasil penelitian yang diterbitkan selamaini—seperti karya Russell & Taylor (1937a), Plumley (1948), Sneed& Folk (1958), Humbert (1968), Unrug (1957), dan Dal Cin (1967)—menunjukkan bahwa pengubahan bentuk itu relatif kecil dan


97 of 350 1/5/2016 8:55 AM

fakta yang memperlihatkan seolah-olah terjadi perubahan bentukke arah hilir mungkin disebabkan oleh pemilahan bentuk, bukanakibat perubahan bentuk. Walau demikian, Dobkins & Folk (1970),yang mempelajari dan meng-ukur kebolaan dan kebundaransejumlah besar kerikl yang ada di sungai-sungai dan pantai Tahiti,menemukan fakta bahwa kerikil gisik memiliki kebundaran yanglebih tinggi, memiliki kebolaan yang lebih rendah, dan jelas lebihoblate dibanding kerikil sungai, meskipun material yang diangkutoleh arus pantai dan arus sungai itu memiliki komposisi yang sama.

Kesimpulan-kesimpulan di atas menunjukkan bahwa bentukmungkin merupakan salah satu faktor penting dalam prosessedimentasi dan dalam menentukan tanggapan partikel terhadapaliran. Krumbein (1942b) serta Sneed & Folk (1958) menemu-kanadanya korelasi yang baik antara indeks kebolaan atau indeksbentuk dengan settling velocity (gambar 3-17). Berbagai penelitianeksperimental oleh Briggs dkk (1962) menunjukkan bahwakebolaan memegang peranan yang sama pentingnya dengan beratjenis dalam mempengaruhi settling velocity berbagai spesiesmineral berat. Selain itu, tanggapan yang diberikan oleh partikelpasir atau gravel terhadap aliran sangat dipengaruh oleh bentukpartikel itu. Menurut definisinya, partikel ekuidimensional tidakmemiliki pengarahan; partikel berbentuk cakram pipih diasumsikanmemiliki imbrikasi yang jelas; partikel memanjang memberikantanggapan yang lain lagi (lihat bagian 3.4.5).

3.2.2 Kebundaran

Kebundaran berkaitan dengan ketajaman tepi atau sudut suatufragmen klastika; kebundaran tidak berkaitan dengan kebola-an.


98 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Beberapa bentuk geometris yang sudut-sudutnya 90o—kubus,prisma, balok, dsb (gambar 3-18)—memiliki sudut-sudut yangtajam sehingga jari-jari kurvaturnya berharga nol. Walau demikian,kita tahu bahwa bentuk benda-benda itu berbeda sama sekali.Istilah kebundaran digunakan secara keliru dalam literatur sebagaisinonim dari bentuk (Russell & Taylor, 1937a). Per-bedaan antarakedua istilah itu sangat mendasar dan hendaknya dicamkandengan baik dan benar. Kebundaran pertama kali di-definisikandengan jelas oleh Wentworth (1919) sebagai ri/R, dimana ri adalahjari-jari kurvatur tepi partikel yang paling runcing, sedangkan Radalah setengah diameter terpanjang dari partikel. Wadell (1932)mendefinisikan kebundaran sebagai nisbah radius rata-rata darikurvatur beberapa tepi partikel terhadap radius kurvatur maksimumyang dapat ditutupi oleh partikel. Karena definisi-definisi itu sukarditerapkan, akan lebih mudah untuk bekerja dengan gambar duadimensi, yakni penampang melintang atau proyeksi partikel, bukanpartikel itu sendiri yang merupakan benda tiga dimensi. Pada kasusitu, kebundaran didefinisikan sebagai radius rata-rata kurvatursudut-sudut penampang melintang partikel dibagi dengan lingkaranterbesar yang dapat diletakkan dalam penampang partikel itu(gambar 3-23). Definisi yang disebut terakhir ini dapat dinyakandengan persamaan:

dimana: ri adalah individu-individu radius lingkaran yang sisinyaberimpit dengan sudut partikel.

R adalah jari-jari lingkaran maksimum yang dapatditutupi oleh partikel.

N adalah jumlah lingkaran yang sisinya berimpit dengan


99 of 350 1/5/2016 8:55 AM

sudut partikel.

Dengan definisi seperti itu, sebuah bola akan memiliki kebundaran1,0. Selain itu, sebagaimana telah dikemukakan di atas, bola jugaakan memiliki kebolaan 1,0. Benda lain yang tidak berbentuk bolajuga dapat memiliki kebundaran 1,0, misalnya saja bendaberbentuk kapsul yang pada hakekatnya merupakan sebuahsilinder yang ujung-ujungnya berupa setengah bola. Berbagaibentuk modifikasi dari definisi kebundaran yang telah disebutkan diatas diajukan oleh peneliti lain. Masalah itu telah dikaji ulang olehKöster (1964), Humbert (1968), dan Pryor (1971).

Seperti telah dikemukakan di atas, istilah kebundaran selamaini digunakan agak serampangan. Demikian pula dengan istilahmembundar (rounded), membundar tanggung (subrounded),menyudut tanggung (subangular), dan menyudut (angular). Agarpengertiannya menjadi lebih cermat, istilah-istilah itu akandidefinisikan kembali secara kuantitatif di sini. Hal itu terutamadilakukan dengan merujuk pada nilai-nilai kebundaran yang duludiajukan oleh Wadell (Russell & Taylor, 1937b; Folk, 1955).Kelas-kelas kebundaran (tabel 3-9) tidak memiliki kisaran yangsama. Hal itu dilakukan karena kita biasanya sukar untukmembedakan partikel-partikel yang relatif membundar, apabilaperbedaan kebundaran antara partikel-partikel itu relatif kecil. Dilain pihak, kita biasanya dapat membedakan partikel-partikel yangrelatif menyudut, meskipun perbedaan kebundaran antara partikel-partikel itu relatif kecil. Dengan pemikiran seperti itu, Pettijohnmendefinisikan kembali limit-limit kelas kebundaran sedemikianrupa sehingga nilai tengah dari kelas-kelas kebundaran itu bersifatgeometris. Powers (1953) mendefinisikan dan menamakan enam


100 of 350 1/5/2016 8:55 AM

skala kebundaran sedemikian rupa sehingga limit-limit kelaskebundaran itu mendekati skala geometris dengan nisbah √2.Limit-limit kelas kebundaran itu kemudian diberi nilai r oleh Folk(1955) dengan cara yang mirip dengan cara Krumbein (1938)dalam memberikan nilai f untuk menyatakan besar butir.

Skala kebundaran Pettijohn (tabel 3-9 dan gambar 3-24) adalahsbb:

Menyudut (angular) (0-0,15): sangat sedikit atau tidak ada jejakpenghancuran; sudut dan sisi partikel tajam; sudut sekunder(tonjolan minor dari profil partikel; bukan sudut antar-mukapartikel) banyak dan tajam.

Menyudut tanggung (subangular) (0,15-0,25): sedikit jejakpenghancuran; sudut dan tepi partikel hingga tingkat tertentumembundar; banyak terdapat sudut sekunder (10-20),meskipun tidak sebanyak seperti pada partikel menyudut.

Membundar tanggung (subrounded) (0,25-0,40): jejakpenghancuran cukup banyak; sudut dan sisi partikelmembundar; jumlah sudut sekunder relatif sedikit (5-10) danumumnya membundar. Luas permukaan partikel berkurang;sudut-dalam asli, meskipun membundar, masih terlihat jelas.

Membundar (rounded) (0,40-0,60): Bidang-bidang asli hampirterhancurkan seluruhnya; bidang yang relatif datar masih dapatditemukan. Sisi dan sudut asli menjadi melengkung danmembentuk kurva yang relatif besar; hanya sedikit ditemukansudut sekunder (0-5). Pada kebundaran 0,60, semua sudut


101 of 350 1/5/2016 8:55 AM

sekunder hilang. Bentuk asli masih terlihat.

Sangat bundar (well rounded) (0,60-1,00): tidak adapermukaan, sudut, atau sisi asli; semuanya membentuklengkungan-lekungan besar; tidak ada bagian yang datar; tidakada sudut sekunder. Bentuk asli tidak terlihat lagi, namun dapatdiperkirakan dari bentuknya yang sekarang.

Apa kebenaan geologi dari kebundaran dan apa manfaatkebundaran dalam menentukan jarak, arah, dan kecepatanper-gerakan partikel sedimen? Dengan diawali oleh Daubrée(1879), banyak peneliti mencoba untuk menjawab pertanyaantersebut, baik dengan cara melakukan penelitian lapangan maupunpenelitian laboratorium. Hasil semua penelitian itu menunjukkanbahwa kebundaran partikel makin tinggi dengan makin jauhnyajarak angkut dan bahwa laju pembundaran partikel pada mula-nyatinggi, namun kemudian menurun (gambar 3-25 dan 3-26). Faktaitu, meskipun telah dinyatakan oleh Daubrée (1879), baru dapatdiungkapkan secara kuantitatif oleh Wentworth (1919, 1922a,1922b). Krumbein (1941b) adalah orang yang pertama kalimemformulasikan rumus matematika yang memperlihatkanhubungan antara kebundaran dengan jarak angkut. Diamenyatakan bahwa laju perubahan kebundaran merupakan fungsidari perbedaan antara kebundaran pada suatu titik dengan limitingroundness. Limiting roundness itu sendiri merupakan sebuahangka yang nilainya tergantung pada beberapa ukuran darimaterial yang mengalami pembundaran serta pada rezim sungaiatau gisik tertentu. Hubungan itu dapat dinyatakan denganpersamaan:


102 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dimana: R adalah kebundaran pada suatu titik.

PL adalah limiting roundness.

k adalah koefisien pembundaran.

x adalah jarak.

Persamaan di atas tampaknya sesuai dengan data percobaan dandata lapangan (Krumbein, 1940, 1942a). Lihat gambar 3-27.Keraguan terhadap kesahihan persamaan itu muncul sejalandengan diterbitkannya hasil penelitian eksperimental lain, baik yangdilakukan oleh Krumbein (1941b) sendiri, maupun hasil penelitianPlumley (1948) terhadap gravel dalam sungai-sungai di sekitarBlack Hills. Proses pembundaran jauh lebih kompleks daripada apayang tercermin dari persamaan itu. Plumley (1948) menyimpulkanbahwa perubahan kebundaran tidak hanya sebanding denganperbedaan antara kebundaran pada suatu titik dengan limitingroundness, namun juga dengan pangkat sekian dari jarak angkut.

Baik hasil percobaan dengan menggunakan abrasion millmaupun hasil penelitian pada sungai alami sama-samamenunjukkan bahwa kebundaran bertambah sejalan denganbertambahnya jarak (waktu) angkut. Selain itu, prosespembundar-an pada mulanya berlangsung cepat, namun kemudianmakin lambat. Tampaknya memang ada suatu limiting roundnessyang paling tidak sebagian diantaranya berhubungan denganlitologi. Sebagai contoh, nilai limiting roundness rijang lebih rendahdibanding limiting roundness kuarsa atau batugamping (Sneed &Folk, 1958). Selain itu, pembundaran gravel berlangsung cepat.


103 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Seberapa jauh suatu partikel gravel harus terangkut agarmembundar baik (0,60)? Penelitian-penelitian lapangan danlaboratorium tidak memberikan satu jawaban pasti terhadappertanyaan itu, namun memberikan nilai pendekatannya.Peng-ubahan suatu kubus menjadi sebuah bola yang diameternyasama mengharuskan hilangnya 47,5% volume atau berat kubus itu.Jadi, mungkin dapat dikatakan bahwa penghilangan beratsebanyak 1/3 hingga ½ bagian akan menyebabkan partikelmencapai kebundaran maksimum; penurunan ukuran pada tahapselanjutnya tidak akan disertai dengan peningkatan kebundaran.Seperti terlihat dalam data yang disajikan oleh Krumbein (1941b),penghilangan sekitar 1/3 bagian berkorespondensi dengankebundar-an sekitar 0,60 (sangat bundar). Data itu jugamenunjukkan bahwa penghilangan berat pada tahap selanjutnyatidak menyebab-kan kebundaran partikel menjadi lebih tinggi.Partikel batugamping yang diteliti oleh Krumbein (1941b) mencapainilai ke-bundaran 0,60 setelah terangkut sejauh 11,7 km. Apabilakita menggunakan hasil penelitian Daubrée yang menyatakanbahwa suatu partikel granit akan kehilangan 0,001 hingga 0,004berat per kilometer pengangkutan, maka partikel itu akan sangatbundar setelah terangkut 84–333 km. Meskipun perhitungan itumasih sangat kasar, namun secara umum mungkin benar. Kuenen(1956b), yang melakukan percobaan terhadap pergerakan graveldalam circular flume, menemukan bahwa batu-gamping menjadisangat bundar setelah terangkut hingga jarak sekitar 50 km; gabrokehilangan berat sekitar 35–40% setelah terangkut sekitar 140 km.Kuarsa urat memperlihatkan kehilangan berat 0,001 per kilometerjarak angkut dan, oleh karena itu, akan sangat membundar setelahterangkut sekitar 300 km.


104 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Plumley (1948) menemukan fakta bahwa kerikil batugampingpada dua sungai di sekitar Black Hills menjadi sangat bundar (0,60)setelah terangkut sekitar 18 dan 37 km (gambar 3-26). Kerikilkuarsit dalam gravel di daerah Brandwine, Maryland, memilikikebundaran 0,59 (Schlee, 1957). Singkapan terdekat yang mungkinmenjadi sumber kerikil itu terletak sekitar 72 km dari tempat itu.Kuarsa dalam gravel Sungai Colorado, Texas, menjadi sangatbundar setelah terangkut kurang dari 161 km, sedangkan kerikilbatugamping di daerah itu telah sangat bundar ketika memasukisungai utama (Sneed & Folk, 1958). Hasil-hasil penelitian itudidukung oleh Unrug (1957) yang menemukan bahwa kerikil granitmencapai kebundaran maksimum setelah terangkut sekitar 125 kmdi Sungai Dunajec, Polandia. Hasil-hasil penelitian Dal Cin (1967)di Sungai Piave, Itali, juga mendukung hasil-hasil penelitian Sneed& Folk (1958).

Dengan mengetahui bahwa pembundaran terutama diperolehpada beberapa kilometer pertama jarak angkut, jelas sudah bahwagravel menyudut atau menyudut tanggung tidak mungkin terangkutlebih dari beberapa puluh kilometer, atau paling jauh terangkut16–24 km, oleh sungai. Selain itu, dengan pengecualian untukbagian proksimal dari suatu endapan gravel, kebundar-an hanyaakan memperlihatkan sedikit variasi regional. Hal itu padagilirannya membatasi manfaat kebundaran gravel sebagai indikatorarus purba.

Pembundaran gravel gisik telah banyak diketahui. Walaudemikian, untuk kasus gravel gisik, para ahli menemukan lebihbanyak kesulitan untuk menghubungkan kebundaran dengan jarakangkut (gambar 3-22). Untuk kasus itu, para ahli hanya dapat


105 of 350 1/5/2016 8:55 AM

menyatakan bahwa sering gravel itu terangkut, makin bundargravel itu. Sebagaimana gravel sungai, gravel gisik juga tampaknyamemiliki limiting roundness tertentu.

Berbeda dengan kasus pembundaran gravel, semua datapenelitian lapangan dan laboratorium menunjukkan bahwapem-bundaran pasir merupakan proses yang sangat lambat.Daubrée (1879) menemukan bahwa butiran-butiran pasir hanyakelihangan 0,0001 bagian per kilometer jarak angkut. Percobaan-percobaan abrasi yang dilakukan oleh Thiel (1940) terhadapbutiran-butiran kuarsa berukuran pasir menunjukkan bahwa partikelitu kehilangan 22% setelah terangkut selama 100 jam dalamabrasion mill. Waktu angkut itu diperkirakan setara dengan jarakangkut 5000 mil (sekitar 8333 km). Dengan kata lain, partikelkuarsa itu kehilangan sekitar 0,0001 bagian per mil jarak angkut.Marshall (1927) menunjukkan bahwa partikel berdiameter 2–3 mmmengalami penghilangan 0,005 bagian per mil jarak angkut.Kuenen (1960a), dengan memakai flume (bukan memakai tumblingbarrel), menemukan angka penghilangan yang lebih rendah lagi.Kuarsa hanya kehilangan 1% berat setelah terangkut 10.000 km(Kuenen, 1958). Penghilangan itu demikian sedikit sehinggapembundaran yang diakibatkan oleh penghilangan massa itu bolehdikatakan tidak terdeteksi sama sekali. Karena sebagian besarsungai memiliki panjang kurang dari 1000 km, maka dapatdisimpulkan bahwa satu kali pengangkutan sungai tidak akanmenyebabkan terjadinya pembundaran pada partikel pasir. Tentusaja kesimpulan yang disebut terakhir ini hanya sahih apabiladata-data yang diperoleh Marshall (1927) dan Kuenen (1958;1960a) juga sahih adanya.


106 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Pengaruh aksi eolus terhadap pembundaran pasir, sepertidiperlihatkan oleh penelitian-penelitian eksperimental yangdilaku-kan oleh Kuenen (1960b), jauh lebih efektif dibanding agenakuatis dimana penghilangan massa pada partikel kuarsa100–1000 kali lebih tinggi dibanding dengan penghilangan massayang terjadi akibat pengangkutan akuatis untuk jarak angkut yangsama. Aksi eolus menyebabkan partikel berbentuk kubus dapatberubah menjadi bola sempurna. Hasil berbagai percobaan yangdi-lakukan oleh Kuenen (1960b) menunjukkan bahwapengangkutan fluvial sama sekali tidak efektif dalammembundarkan partikel kuarsa dan felspar. Aksi gisik mungkinlebih efektif, namun diperkirakan tidak terlalu banyakmempengaruhi rata-rata dari semua pasir. Aksi eolus merupakanmekanisme abrasi yang potensial untuk pasir yang diameternyahingga 0,1 mm; aksi eolus tidak memberikan pengaruh apa-apaterhadap partikel yang diameternya kurang dari 0,05 mm. Dengandemikian, pasir membundar dapat digunakan untukmengindikasikan bahwa, dalam keseluruhan sejarah pasir itu,paling tidak sekali diantaranya pernah terangkut oleh angin.

Efektivitas aksi gisik terhadap pasir masih belum dievaluasisepenuhnya. Folk (1960), yang meneliti perselingan pasir kuarsayang membundar kurang baik dan pasir kuarsa yang membundarbaik dalam Tuscarora Quartzite (Silur) di West Virginia,menafsirkan pasir kuarsa yang membundar baik sebagai produksurf action. Swett dkk (1971) memperkirakan jarak angkut pasirdalam estuarium pasut memiliki nilai yang memadai untukmenyebabkan terbundarkannya partikel kuarsa, meskipun dalamlaju pembundaran yang rendah sebagaimana yang dikemukakanoleh Kuenen.


107 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Hasil berbagai penelitian lapangan cenderung mendukung hasilpenelitian laboratorium. Penelitian klasik yang dilakukan olehRussell & Taylor (1937b) menunjukkan bahwa pasir yang diangkutoleh Sungai Mississippi yang terletak diantara Cairo (Illinois) danTeluk Mexico, dengan jarak sekitar 1770 km, tampaknya tidakmenyebabkan penurunan pasir ke arah hilir. Karena itu, merekamenyimpulkan bahwa aksi sungai tidak menyebabkan bundarnyapartikel pasir dan bahwa penurunan kebundaran yang ke arah hilirsebenarnya disebabkan oleh pemecahan partikel. Penurunankebundaran yang terlihat adalah dari 0,24 menjadi 0,18, atausekitar 23,5%. Di lain pihak, Plumley (1948) menunjukkan bahwapasir kasar (diameternya 1,0–1,414 mm) di Battle Creek, BlackHills (Dakota Selatan), mengalami peningkatan kebundaran 71%dari 0,21 menjadi 0,36 setelah terangkut 64 km. Walau demikian,pasir yang sama di Sungai Chayenne, Dakota Selatan, hanyamengalami peningkatan kebundaran sebanyak 5% dari 0,42menjadi 0,44 setelah terangkut 150 mil (gambar 3-28). Kuarsa yangberukuran 0,088–0,250 mm dalam pasir Rio Grande, Argentina,tidak menunjukkan perubahan yang berarti setelah terangkut 100km (Mazzoni & Spalletti, 1972). Pasir yang terangkut di sepanjanggisik Danau Erie, sebagaimana pasir di Sungai Mississippi,mengalami penurunan kebundar-an ke arah hilir (Pettijohn &Lundahl, 1943), penurunan mana agaknya berkaitan dengan aksipemilahan. Karena kebundaran pada umumnya berkorelasi positifdengan kebolaan, maka penurunan kebolaan ke arah hilir akandisertai dengan penurunan kebundaran. Aksi pemilahan padasungai besar yang mengalir tenang, seperti Sungai Mississippi,terus berlangsung sehingga setiap gejala peningkatan kebundaranke arah hilir tertutupi oleh aksi pemilahan. Kemungkinan kecil sajabahwa sungai peng-angkut gravel dan bergradien tinggi di sekitar


108 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Black HIlls akan menyebabkan pembundaran partikel pasir danbahwa Sungai Mississippi akan menyebabkan penurunankebundaran akibat pemecahan.

Peranan pelarutan terhadap pembundaran kuarsa juga masihbelum dianalisis secara memadai. Kuenen (1960b) ber-keyakinanbahwa efek pelarutan terhadap pembundaran partikel kuarsa dapatdiabaikan karena jika pelarutan memegang peranan penting dalampembundaran partikel kuarsa, maka partikel kecil lah yang akanterkena efek paling kuat. Di bawah kondisi tertentu, perlarutan insitu pada partikel kuarsa memang terjadi, terutama pada kuarsayang ada dalam tanah. Crook (1968) secara khusus memintaperhatian para ahli terhadap efek pelarutan.

Perlu dicamkan bahwa apabila suatu partikel, terutama pasirkuarsa, telah membundar (0,60), maka sifat itu tidak akan hilang.Selain itu, karena pasir kuarsa umumnya akan masuk ke dalamsiklus sedimentasi berikutnya, maka kuarsa membundar yangditemukan dalam suatu endapan mungkin bukan merupakanproduk siklus sedimentasi terakhir, melainkan produk siklussedimentasi sebelumnya. Demikian juga dengan kerikil kuarsit dankuarsa urat.

Banyak usaha telah dilakukan para ahli untuk menggunakankebundaran pasir kuarsa untuk mengenal lingkunganpeng-endapan, namun usaha-usaha itu kurang berhasil. Beal &Shepard (1956) serta Waskom (1958) hanya menemukan sedikitperbedaan kebundaran antara tubuh-tubuh pasir masa kini yangada dalam beberapa sub-lingkungan pada zona pesisir di GulfCoastal Region.


109 of 350 1/5/2016 8:55 AM

3.3 TEKSTUR PERMUKAAN

Mikrorelief dari permukaan suatu partikel—yang tidaktergantung pada ukuran, bentuk, atau kebundaran partikelitu—disebut tekstur permukaan (surface texture). Polish, frosting,striation, dsb termasuk ke dalam kategori tekstur permukaan.Sebagian tekstur permukaan dapat dilihat dengan mata telanjang;sebagian yang lain hanya dapat dilihat dengan mikroskop optik,bahkan sebagian lain lagi hanya dapat dilihat dengan mikroskopelektron. Banyak tekstur permukaan dipandang memiliki kebenaangenetik tersendiri (Krinsley, 1973). Striation pada kerikil endapangletser merupakan satu contoh dari pentingnya teksturper-mukaan. Frosting pada partikel pasir dinisbahkan pada aksiangin.

Karena suatu partikel pasir atau kerikil dapat terbentuk padasiklus sedimentasi sebelumnya, maka tekstur permukaan yangtampak pada partikel-partikel penyusun suatu endapan mungkinbukan merupakan produk aksi pengangkutan yang menyebab-kanterbentuknya endapan tersebut, melainkan produk aksipengangkutan pada siklus sedimentasi sebelumnya. Jumlah aksiabrasi dan pengangkutan yang diperlukan untuk membentuktekstur permukaan tidak sebanyak seperti aksi abrasi danpeng-angkutan yang menyebabkan terubahnya kebundaran,bentuk, atau ukuran partikel. Tekstur permukaan mudah terhapusdan tercetak dalam partikel sedimen. Wentworth (1922a), misalnyasaja, menentukan secara eksperimental bahwa jarak angkut sekitar560 meter dapat menghapus glacial striation yang semula adapada permukaan kerikil batugamping tanpa menyebabkan banyakberubahnya bentuk kerikil itu. Bond (1954) menyatakan bahwa


110 of 350 1/5/2016 8:55 AM

frosting pada pasir di Gurun Kalahari menjadi hilang setelah pasiritu terangkut sejauh 64 km oleh Sungai Zambesi. Dengandemikian, tekstur permukaan kemungkinan besar merupakanrekaman dari siklus pengangkutan terakhir. Walau demikian,sebagaimana karakter sedimen yang lain, pasir yang disusun olehpartikel yang asal-usulnya beragam akan mengandung partikeldengan tekstur permukaan yang juga beragam. Sebagian ahlimengasumsikan bahwa tekstur permukaan yang terbentuk padasatu siklus sedimentasi akan tertutup oleh tekstur permukaan yangterbentuk pada siklus sedimentasi berikutnya (Krinsley & Funnell,1965) sehingga suatu partikel dapat merekam beberapa episodepengangkutan.

Tekstur permukaan sangat beragam, namun secara umumdapat digolongkan ke dalam dua kategori. Pertama, teksturpermukaan yang berkaitan dengan kekusaman (dullness) ataupolish partikel. Kedua, tekstur permukaan yang berkaitan denganjejak-jejak pada permukaan (gejala mikrorelief) seperti striation,percussion scar, dsb.

3.3.1 Polish vs. Frost

Istilah polish, atau gloss, yang merujuk pada kilap permukaan,adalah kualitas yang berkaitan dengan keteraturan cahaya yangdipantulkan oleh suatu partikel. Difusi cahaya menyebabkanterbentuknya permukaan yang kusam (dull; matte). Polishdiindikasikan oleh kehadiran highlights. Sebab musababmunculnya polish atau munculnya permukaan yang kusam belumdapat dipahami sepenuhnya. Kemungkinan ada beberapa hal yangmenyebabkan munculnya gejala itu. Polish dapat terbentuk secara


111 of 350 1/5/2016 8:55 AM

mekanik akibat atrisi lemah, terutama jika agen abrasi itumerupakan partikel berukuran kecil. Mekanisme itulah yangdiperkira-kan merupakan penyebab terbentuknya wind polish padabeberapa singkapan kuarsit dan fragmen kuarsit (ventifact). Polishjuga dapat terbentuk akibat diendapkannya suatu film yang miripdengan kaca atau gelas seperti pada kasus desert varnish.Meskipun asal-usul desert varnish belum diketahui secara pasti,namun para ahli (a.l. Laudermilk, 1931) umumnya berkeyakinanbahwa desert varnish agaknya dihasilkan oleh air yang semula adadalam batuan, namun kemudian naik ke permukaan dan menguapmeninggalkan endapan yang berupa zat-zat yang relatif tidak dapatlarut dalam bentuk selaput tipis yang disusun oleh silika, oksidabesi, dan oksida mangan. Sebagian ahli geologi menisbahkanpolish yang tinggi pada sandblasting. Laudermilk (1931)berpendapat bahwa lumut kerak (lichen) tertentu memegangperanan penting sebagai akumulator senyawa besi dan mangan.Pertumbuhan lumut itu terhenti setelah lapisan tipis itu, sedangkanendapan itu sendiri kemudian ditebarkan ke seluruh permukaanpartikel oleh asam yang dikeluarkan dari tubuh lumut yang telahmati. Dehidrasi dan oksidasi di bawah pengaruh teriknya sinarmatahari gurun juga dapat menyebabkan terbentuknya residu yangmirip dengan desert varnish. Hunt (1954), sewaktu memaparkanbahwa desert varnish merupakan gejala paling jelas di daerahkering, berpendapat bahwa gejala seperti itu juga terbentuk didaerah iklim basah dan bahwa banyak desert varnish yang terlihatdi gurun merupakan produk dari iklim basah yang ada sebelumiklim daerah itu berubah menjadi kering.

Polish yang paling menjadi teka-teki ditemukan pada beberapakerikil yang diselimuti oleh lempung, misalnya gastrolit (gastrolith),


112 of 350 1/5/2016 8:55 AM

atau “batu perut” (“stomach stone”) dari reptil plesiosaurus purba.Kerikil yang paling terkenal adalah kerikil yang ditemukan dalamserpih bahari Kapur (Hares, 1917; Stauffer, 1945). Meskipun kerikilitu telah banyak dibahas oleh para ahli, namun para ahli masihbelum mencapai kesepakatan mengenai asal-usul polish yangdimilikinya. Selama ini, polish itu dinisbah-kan pada aksi angin,abrasi dalam perut binatang, dan pergerakan-pergerakankompaksional dalam matriks serpih.

Polish, dan tentu saja high polish atau gloss, merupakan gejalaistimewa. Sebagian besar kerikil memiliki permukaan yang kusam.Butiran kuarsa jarang yang memiliki high polish. Sebagian pasir, dilain pihak, memiliki karakter permukaan tertentu yang disebut“matte” atau “frosted”. Permukaan seperti itu terlihat, misalnya saja,pada partikel sangat membundar dan kaya akan kuarsit yang adadalam Peter Sandstone (Ordovisium) di Upper Mississippi Valley.Frosted pernah dinisbahkan pada abrasi eolus, bahkan pernahdipetakan dalam endapan Plistosen di Eropa oleh Cailleux (1942)yang menganggap bahwa frosted surface merupakan kriteria untukmengenal aksi periglasial. Kemiripan umum antara frosted surfacedengan permukaan gelas yang dikenai sandblast mendukung teoriitu. Walau demikian, penelitian yang dilakukan oleh Kuenen &Perdok (1962) serta Ricci Lucchi & Casa (1970) menunjukkanbahwa korosi kimia (chemical corrosion) kemungkinan besarmerupakan proses yang menyebabkan terbentuknya gejala itu.Frosted surface dapat terbentuk pada partikel kuarsa akibat etchingoleh larutan HCl sangat cair dalam waktu yang relatif singkat.Partikel kuarsa dalam pasir gampingan sedikit terkorosi atautergantikan oleh semen karbonat. Penyerangan partikel secarakimiawi seperti itu, yang menyebabkan terbentuknya frosted


113 of 350 1/5/2016 8:55 AM

surface pada partikel sedimen (Walker, 1957), mengindikasikanbahwa tekstur itu merupakan gejala pasca-pengendapan. Walaudemikian, Roth (1932) berkeyakinan bahwa frosting bukanmerupakan produk abrasi atau pelarutan, melainkan produkpelebaran baru (incipient enlargement).

Sebagaimana dikemukakan oleh Kuenen & Perdok (1962),mikrorelief bertanggungjawab terhadap penebaran cahaya, dankenampakan frosted yang dihasilkannya, mungkin disebabkan olehbeberapa proses. Gejala bertekstur kasar mungkin dapatdinisbahkan pada abrasi, sedangkan mikrorelief yang berteksturhalus (dengan ukuran 2 μm atau kurang), yang terutamaber-tanggungjawab terhadap munculnya gejala frosting, terbentuksecara kimia oleh kondisi basah dan kondisi kering yang berkaitandengan pembentukan dan penguapan embun serta denganpelarutan dan presipitasi yang berkorelasi dengannya. “Chemicalfrost” itu mempengaruhi semua partikel, termasuk lekuk-lekuknya.Frost bertekstur kasar yang disebabkan oleh aksi abrasi hanyamempengaruhi bagian-bagian yang menonjol dan bagian-bagianpartikel yang tidak terlindung.

3.3.2 Mikrorelief

Mikrorelief pada kerikil dan kerakal—yang dapat dilihat denganmata telanjang—mencakup striation, scratch, percussion mark, danindentation atau pit. Striation adalah goresan yang terutamamerupakan produk aktivitas es, umumnya es gletser, yangterbentuk pada permukaan partikel. Wentworth (1932, 1936b)memperlihatkan peranan aksi sungai subartik dalam menghasilkankerikil yang permukaannya dihiasi oleh striation. Persentase


114 of 350 1/5/2016 8:55 AM

striated cobbles dalam beberapa sungai subartik sangat tinggi.Prosentase striated cobbles dalam endapan sungai subartikmungkin sama, bahkan melebihi, prosentase striated cobblesdalam endapan gletser. Walau demikian, striated cobbles dalamsungai subartik tidak mengandung faset-faset yang dimiliki secarakhas dimiliki oleh partikel yang dikenai oleh aksi gletser. Wentworth(1936a) mempelajari beberapa endapan morena Wisconsin yangterkenal akan kesempurnaan striated stone yang ada didalamnya.Dari sekitar 600 kerikil atau kerakal yang diamatinya, 40%diantaranya tidak memperlihatkan striation sama sekali, 50%diantaranya hanya memiliki striation yang samar atau hanyamemiliki striation yang jelas pada satu sisinya saja, dan 10%diantaranya memperlihatkan gejala lain. Striation paling banyakterbentuk dan paling jelas terlihat dalam kerakal batugamping,sedangkan kerakal batuan silikaan dan batuan beku berbutir kasarboleh dikatakan tidak tergores sama sekali. Karena itu, tidakmengherankan apabila komponen tillite purba yang telah kompakhanya memperlihatkan sedikit striation, bahkan tidakmemperlihatkan striation sama sekali.

Striation adalah goresan sempit, lurus, atau hampir lurus yangterdapat dalam permukaan partikel yang tergores. Gejala lain yangberkaitan dengan striation adalah bruises yang lebih kasar, lebihpendek, dan lebih lebar dibanding striation serta umumnyamemperlihatkan pola en echelon. Nailhead scratches adalahstriation yang memiliki bagian kepala atau titik asal yang jelas.Goresan yang disebut terakhir ini cenderung lebih sempit atausedikit meruncing dari titik itu, sedangkan ujung yang lain tidakterlalu jelas. Jika kerikil yang memperlihatkan striation tertanamdalam suatu matriks, maka striation itu cenderung sejajar dengan


115 of 350 1/5/2016 8:55 AM

arah pergerakan aliran es. Dengan demikian, striation cenderungterletak sejajar dengan sumbu panjang kerikil.

Ada empat pola utama dari striation: (1) sejajar (parallel); (2)hampir sejajar (subparallel); (3) tersebar (scatter) atau random; dan(4) membentuk jaring (grid). Jaring disusun oleh dua atau tigasistem goresan yang saling menyilang. Pola hampir-sejajar danrandom paling sering ditemukan dalam kerakal gletser. Striationsejajar dan hampir-sejajar cenderung terletak sejajar dengansumbu panjang kerakal. Wentworth (1936b) menyatakan bahwapola jaring, terutama yang disusun oleh goresan-goresan yangspasinya relatif jauh, serta striation yang melengkung, lebih banyakditemukan dalam ice-jam cobbles dan kerakal sungai dibandingkerakal gletser.

Striation (dan slickenside) juga bisa terbentuk selamaberlangsungnya deformasi suatu batuan di bawah pengaruhtekanan. Kerikil dan kerakal yang tertanam dalam matriks yangagak halus cenderung memperlihatkan pergoresan seperti itu.Striation yang dihasilkan oleh pergerakan itu umumnya merupakanmicrostriation, dimana hanya striation terbesar saja yang dapatdilihat dengan mata telanjang (Judson & Barks, 1961; Clifton,1965). Microstriation umumnya sejajar satu sama lain dan kerikilyang memiliki microstriation umumnya memperlihatkan “tectonicpolish”. Hal itu, serta kehadiran sesar mikro (microfault),merupakan aspek pembeda antara striation yang terbentuk padasaat berlangsungnya pengendapan dengan striation yang terbentukakibat deformasi.

Lekukan melengkung yang terbentuk akibat tumbukan, dan


116 of 350 1/5/2016 8:55 AM

disebut percussion mark, sering ditemukan pada beberapa kerikil,khususnya rijang dan kuarsit padat. Lekukan kecil itu disebabkanoleh tumbukan sebuah benda yang bergerak dengan kecepatantinggi terhadap kerikil atau kerakal. Percussion mark dinisbahkanpada aksi fluvial, bukan aksi gisik (Klein, 1963).

Banyak kerikil memiliki lekukan di permukaannya. Lekukan-lekukan itu dapat terbentuk akibat etching dan pelarutan diferensialyang berasosiasi dengan ketidakhomogenan batuan. Batuan bekuberbutir kasar dicirikan oleh lekukan, sedangkan batuan berbutirhalus, misalnya rijang, kuarsit, dan berbagai tipe batugamping,mungkin memiliki permukaan yang mulus. Lebih umumnya lagi,istilah pitted pebbles diterapkan pada kerikil atau kerakal yangmemiliki lekukan yang tidak berkaitan dengan tekstur batuan ituatau dengan pelapukan diferensial. Lekukan seperti itu seringditemukan pada bidang kontak antar kerikil. Ukuran lekukan itubermacam-macam, dengan panjang maksimum centimeter dankedalaman 1 centimeter. Lekukan itu umum-nya mulus seolah-olahtercungkil oleh sendok. Kuenen (1942) menelaah literaturmengenai pitted pebbles dan masalah pem-bentukannya. Pittedpebbles dijelaskan sebagai produk tekanan (hipotesis ini terbuktitidak sahih) dan akibat pelarutan yang dipicu oleh adanya tekananpada titik-titik kontak antar kerikil (Sorby, 1863; Kuenen, 1942).

Pitted pebbles hendaknya tidak tertukar dengan “cuppedpebbles”. Sisi atas dari “cupped pebbles” dikenai oleh aksipelarutan dan sisi itu demikian terkorosi sehingga tidak lebih darisebuah kerak (Scott, 1947).

Mikrorelief kerikil mudah dilihat dengan mata telanjang. Walau


117 of 350 1/5/2016 8:55 AM

demikian, mikrorelief pada butiran pasir hanya dapat terlihat dibawah mikroskop. Karena itu, tidak mengherankan apabilamikrorelief partikel pasir merupakan hal yang relatif baru diteliti,terutama setelah adanya mikroskop elektron dan scanning-electronmicroscope (Krinsley & Takahashi, 1962a, 1962b, 1962c; Porter,1962; Wolfe, 1967; Krinsley & Donahue, 1968; Margolis, 1968;Stieglitz, 1969; Krinsley & Margolis, 1969; Ricci Lucchi & Casa,1970; Fitzpatrick & Summerson, 1971). Penelitian-penelitian itumenghasilkan pengetahuan mengenai kehadiran sekian banyakjejak pada permukaan partikel pasir kuarsa dengan ukuran danbentuk yang sangat beragam. Banyak usaha dilakukan oleh paraahli untuk mengaitkan pola-pola mikrorelief dengan lingkunganpengendapan. Perhatian para ahli secara khusus ditujukan padapola-pola yang diperlihatkan dari lingkungan litoral, eolus, danglasial. Ancangan yang digunakan adalah meng-ambil sampellingkungan-lingkungan tersebut untuk mengetahui teksturpermukaan yang khas dari endapan pada lingkungan-lingkunganitu. Sayang sekali, partikel-partikel pasir dalam beberapalingkungan yang telah diambil sampelnya memiliki sejarah yangkompleks karena telah terangkut oleh es atau air pada siklussedimentasi sebelumnya. Tekstur permukaan itu, yang diperkirakanterbentuk pada lingkungan yang beragam, saling bertumpang-tindih(Krinsley & Funnell, 1965). Padahal dulu diperkirakan bahwajejak-jejak permukaan lama dapat dengan mudah terhapus selamaberlangsungnya siklus sedimentasi baru. Ketidaktahuan para ahlimengenai jenis agen yang menghasilkan gejala-gejala tertentu,atau mengenai kepastian asal-usul jejak tertentu (apakah terbentukhanya oleh satu agen atau oleh beberapa agen tertentu), sertamengenai cara khusus untuk meng-ukur atau memerikan gejala-gejala yang terlihat pada permukaan partikel telah mengurangi nilai


118 of 350 1/5/2016 8:55 AM

tekstur permukaan sebagai suatu kriterion untuk mengenal agendan/atau lingkungan pengendapan. Manfaat ancangan itu untukbatupasir purba hampir tidak diketahui sama sekali. Diagenesistidak diragukan lagi menyebabkan timbulnya perubahan drastispada permukaan partikel sedemikian rupa sehingga, meskipunpara ahli telah memiliki kriteria lingkungan yang didasarkan padadata non-subjektif dan dapat direproduksikan, namun kriteria itumungkin sukar untuk diterapkan pada batuan tua, terutamabatupasir yang kompak, sedemikian rupa sehingga batuan ituhanya akan dapat diteliti dengan sayatan tipis.

3.4 KEMAS DAN GEOMETRI RANGKA

3.4.1 Kemas

Para ahli geologi sejak lama tertarik pada kemas (fabric)sedimen, khususnya sedimen klastika. Jamieson (1860) melakukanpengamatan terhadap imbrikasi batuan di Scotlandia. Walaudemikian, penelitian kemas yang sistematis baru dimulai setelahterbitnya Gefügekunde der Gesteine karya Bruno Sander pada1936. Meskipun buku itu terutama membahas tentang kemasbatuan metamorf, namun isinya memberikan prinsip-prinsip danmetodologi yang sistematis dan dapat diadaptasikan pada batuansedimen. Akhir-akhir ini, literatur mengenai kemas batuan sedimenbanyak bermunculan dan telah disarikan oleh Potter & Pettijohn(1963) serta Johansson (1965a).

Tujuan utama dari kebanyakan penelitian kemas primersedimen klastika adalah perekonstruksian arus purba. Walaudemikian, akhir-akhir ini penelitian kemas juga diarahkan untuk


119 of 350 1/5/2016 8:55 AM

mengetahui proses pengangkutan sedimen. Penelitian kemasterutama dilakukan pada pasir, gravel, dan till.

Kemas juga merupakan salah satu sifat sedimen yang pentingkarena memiliki kaitan erat dengan sifat-sifat fisik batuan, misalnyakonduktivitas termal, listrik, fluida, dan sonik.

Penelitian kemas dolomit dan batugamping kurang mendapatperhatian semestinya. Manfaat kemas batugamping dan dolomitdiperlihatkan dengan jelas oleh Sander (1936) melaluipenelitiannya terhadap dolomit dan batugamping Trias di Austria.

3.4.2 Definisi dan Konsep

Kemas (fabric), dalam sedimentologi, diartikan sebagaihubungan ruang dan orientasi unsur-unsur kemas. Denganpengerti-an seperti itu, istilah kemas lebih sempit dibanding istilahGefüge. Istilah yang disebut terakhir ini digunakan oleh Sander(1936) untuk mencakup sifat-sifat seperti besar butir, pemilahan,porositas, dsb, yang biasanya dianggap sebagai bagian daritekstur. Unsur-unsur kemas (fabric elements) suatu batuansedimen dapat berupa kristal tunggal, partikel pasir dan gravel,cangkang binatang, atau benda lain yang biasa berperan sebagaikomponen batuan.

Pembandelaan (packing) adalah “densitas” atau spasi antarunsur kemas. Suatu batuan dapat memiliki pembandelaan yangberagam, sekalipun disusun oleh unsur-unsur kemas yangberbentuk bola dan ukurannya seragam. Pembandelaan itu akanlebih kompleks lagi apabila unsur-unsur itu tidak berbentuk bola


120 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dan ukurannya tidak seragam. Meskipun pembandelaan memilikikaitan yang erat dengan kemas, namun keduanya merupakan duasifat yang berbeda.

Setiap unsur kemas yang tidak berbentuk bola akan memilikiorientasi tertentu. Jika sejumlah besar unsur kemas pada suatubatuan (misalnya sebagian besar kerikil dalam suatu gravel)memperlihatkan orientasi pada arah tertentu, maka dikatakanbahwa batuan itu memiliki preferred orientation atau memilikikemas anisotrop (anisotropic fabric). Kemas seperti itu dapatdi-wujudkan oleh kesejajaran sumbu panjang kerikil penyusungravel, kesejajaran graptolit dalam serpih, keseragaman orientasicangkang moluska (misalnya sebagian besar cangkang itu cekungke atas), dsb. Kemas seperti itu disebut kemas dimensi(dimensional fabric) karena kesejajaran itu muncul akibat dimensiaktual dari unsur-unsur tersebut. Jika kemas seperti itudiperlihatkan oleh kesejajaran arah kristalografi (misalnyakesejajaran sumbu-c kristal kuarsa), maka kemasnya disebutkemas kristalografi (crystallographic fabric). Kemas dimensi dapatmemiliki hubungan yang erat dengan kemas kristalografi, namunkeduanya dapat pula tidak memiliki hubungan apa-apa. Padakasus fragmen batuan atau fosil, sudah barang tentu tidak adahubungan antara kemas dimensi dengan kemas kristalografi.

Dilihat dari asal-usulnya, kita dapat mengenal adanya dua tipekemas, yakni kemas deformasi (deformational fabric) dan kemasaposisi (apositional fabric). Kemas deformasi dihasilkan oleh stresseksternal yang diterima oleh suatu batuan dan ter-bentuk akibatrotasi atau pergerakan unsur-unsur kemas di bawah pengaruhstress tersebut atau akibat pertumbuhan unsur-unsur baru dalam


121 of 350 1/5/2016 8:55 AM

stress field. Kemas inilah yang pada dasarnya diperlihatkan olehbatuan metamorf. Kemas aposisi terbentuk pada saatpengendapan dan merupakan kemas “primer”. Sebagian besarkemas batuan sedimen merupakan kemas aposisi. Walaudemikian, kompaksi batuan sedimen, yang sebagian merupakanfenomenon deformasi, dapat menyebabkan terubahnya kemasprimer. Deformasi seperti itu mungkin tertahan oleh sementasiawal. Beberapa jenjang proses pembentukan kemas dapat terekamdalam konkresi (Oertel & Curtis, 1972). Kemas aposisi atau kemasprimer merupakan rekaman tanggapan unsur-unsur linier (misalnyasumbu panjang kerikil) terhadap medan gaya, misalnya saja medangravitasi bumi dan medan magnet. Sebagian besar unsur kemasyang tidak berbentuk bola cenderung untuk diam pada posisistabilitas maksimumnya, dimana dimensi terpanjang dari benda ituakan terletak sejajar dengan bidang perlapisan, sebagaiperwujudan tanggapan unsur-unsur tersebut terhadap medangravitasi bumi. Walau demikian, posisi atau orientasi unsur-unsuritu dapat terubah akibat aliran fluida.

Tidak semua kemas aposisi seperti itu. Sebagian kemas aposisimerupakan kemas pertumbuhan (growth fabric). Orientasiunsur-unsur pada kemas pertumbuhan merupakan hasilpertumbuhan kristal. Pertumbuhan kristal itu sendiri seringkaliberkaitan erat dengan kehadiran ruang bebas di dalam batuan.Pertumbuhan kristal yang tegak lurus terhadap suatu bidang—seperti yang terlihat pada geode, urat, dsb—merupakan contohkemas pertumbuhan. Kemas ini akan dibahas lebih jauh pada Bab12.

3.4.3 Unsur dan Analisis Kemas


122 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Hanya unsur-unsur kemas yang dimensinya tidak sama sajayang akan memberikan tanggapan terhadap aliran fluida dan akanmemiliki preferred orientation. Sebuah unsur berbentuk bolamemiliki dimensi yang seragam dan tidak akan memperlihat-kantanggapan apapun terhadap aliran fluida. Sebuah unsur berbentukelipsoid tiga sumbu, di lain pihak, akan memiliki orientasi dan akanmemperlihatkan tanggapan terhadap aliran fluida. Aspek unsurkemas yang diukur adalah orientasi sumbu panjang (apabila unsuritu berbentuk batangan) atau orientasi sumbu pendek (apabilaunsur itu berbentuk cakram).

Meskipun setiap komponen detritus merupakan unsur kemasyang potensial, namun hanya komponen-komponen yangdimensinya berbeda-beda saja yang dapat memberikan manfaatbesar dalam analisis kemas. Partikel-partikel kerikil dan pasirmerupakan unsur kemas yang posisi sumbu-sumbunya palingsering diteliti. Lembar-lembar mika, bahkan mika lempung, sertabanyak material organik (ranting kayu, fragmen daun berbentuktali) merupakan unsur-unsur kemas yang sangat bermanfaat,terutama dalam sedimen argilit. Rangka atau cangkang binatang—khususnya orthocerids, Tentaculites, cangkang bivalvia, sertagastropoda berulir banyak—umumnya memperlihatkan pengarahandan merupakan unsur kemas yang juga sangat bermanfaat.

Orientasi suatu unsur kemas dinyatakan dengan “jurus” dan“kemiringan”-nya. “Jurus” atau azimuth unsur kemas adalah sudutyang dibentuk oleh sumbu-sumbu tertentu dari unsur itu denganarah utara magnet. “Inklinasi” unsur kemas adalah sudut vertikalyang dibentuk oleh sumbu-sumbu tertentu dari unsur itu denganbidang horizontal. Sumbu panjang kerikil dapat mem-perlihatkan


123 of 350 1/5/2016 8:55 AM

preferred orientation. Walau demikian, kerikil tertentu, misalnyakerikil berbentuk cakram, tidak memperlihatkan preferredorientation atau paling banter hanya memperlihatkan orientasi yangsangat samar. Orientasi partikel-partikel yang disebut terakhir inidikontrol oleh permukaan partikel yang luas dan datar. Nilaipendekatan untuk posisi bidang itu (yakni bidang a–b) dapatdinyatakan dengan azimuth dan inklinasi garis yang tegak lurusterhadap bidang tersebut. Arah itu pada dasarnya merupakanorientasi diameter terpendek (sumbu-c) dari kerikil itu.

Jika suatu kerikil dapat dikeluarkan dari matriksnya, dan diberitanda, maka posisinya dapat diorientasikan kembali dilaboratorium. Kemudian, dengan bantuan sebuah goniometer,azimuth dan sudut kemiringan sumbu panjang kerikil itu atauorientasi garis yang tegak lurus terhadap bidang proyeksimaksimumnya akan dapat diukur (Karlstrom, 1952). Jika, stratadimana kerikil itu berada telah terangkat, maka efek pengangkatanitu sudah barang tentu harus diperhitungkan sedemikian rupasehingga data orientasi yang diperoleh sudah bebas dari pengaruhtektonik. Para pembaca yang tertarik untuk mengetahui lebih jauhteknik-teknik pengambilan sampel dan prosedur-prosedurpengukuran itu hendaknya membaca karya-karya tulis Potter &Pettijohn (1963) serta Bonham & Spotts (1971).

Data pengamatan terhadap sekitar 100 atau lebih kerikil dapatdiringkaskan secara grafis dengan beberapa cara. Sebagai contoh,untuk mengetahui arah aliran es, kita dapat mengukur danmenganalisis sekian data azimuth sumbu panjang till stone.Nilai-nilai bacaan azimuth dapat dikelompokkan ke dalam kategori-kategori tertentu (dengan memakai interval yang sesuai, misalnya


124 of 350 1/5/2016 8:55 AM

saja 20o). Setelah itu kita cari kelas modus atau nilai rata-ratahitungnya. Metoda-metoda itu mencakup analisis distribusifrekuensi “sirkuler” (“circular” frequency distribution) itu telahdibahas panjang lebar oleh Jizba (1971). Kita juga dapatmenyajikan nilai-nilai bacaan dalam sebuah histogram sirkuler(circular histogram). Nilai-nilai kemiringan partikel itu dapatditangani dengan cara yang sama.

Diagram yang memperlihatkan azimuth dan inklinasi sumbupanjang suatu unsur kemas disebut “petrofabric diagram” (Knopf &Ingerson, 1938). Posisi setiap sumbu panjang direpresentasikanoleh suatu titik dalam kertas koordinat kutub (polar coordinatepaper), dalam jaring kutub sama-luas Lambert (Lambert equiareapolar net), atau dalam jaring Schmidt (Schmidt net) (gambar3-29A). Ada tidaknya pengkonsentrasian titik-titik data dalam jaringseperti itu mengindikasikan ada tidaknya pengarah-an unsur kemastersebut. Diagram seperti itu dapat dengan mudah dipahamiapabila kita membayangkan bahwa setiap kerikil itu ditempatkanpada bagian tengah suatu bola sesuai dengan posisinya padasingkapan. Sumbu panjang (atau sumbu lain) dari kerikil itukemudian diperpanjang hingga sumbu itu berpotongan denganpermukaan bola. Titik perpotongan antara sumbu itu denganpermukaan bola bagian bawah (“belahan selatan”) kemudiandirajahkan pada peta “kutub” dari belahan bola itu. Jadi, dalamdiagram itu, orientasi suatu garis dalam ruang (misalnya sajasumbu panjang suatu kerikil) akan direpresentasikan oleh suatutitik. Sebuah bidang juga dapat direpresentasikan oleh suatu titik.Caranya adalah dengan merajahkan posisi suatu garis yang tegaklurus terhadap bidang itu. Jadi, kita dapat merajahkan orientasisuatu lapisan silang-siur dengan sebuah titik pada petrofabric


125 of 350 1/5/2016 8:55 AM

diagram. Dengan cara itu pula, orientasi dari sekian banyak lapisansilang-siur dapat ditampilkan pada satu diagram.

Jika unsur-unsur linier memiliki penyebaran random, makatitik-titik yang mererpesentasikan unsur-unsur itu juga akantersebar secara random dalam petrofabric diagram. Jikaunsur-unsur itu memperlihatkan pengarahan, maka titik-titik yangme-representasikannya akan terkonsentrasi pada tempat-tempattertentu. Untuk memperlihatkan penyebaran atau densitas titik-titiktersebut, kita dapat menyajikan data itu dengan garis-garis kontur.Setiap daerah yang dibatasi oleh kontur tertentu kemudian dapatdiberi simbol tersendiri. Dengan demikian, dalam petrofabricdiagram, kontur digunakan untuk menunjukkan jumlah titik datadalam setiap satuan luas (gambar 3-29B). Para ahli biasanya tidakmenyatakan angka aktual dari densitas titik-titik tersebut, melainkanjumlah relatifnya (persentasenya). Satuan luas yang digunakanbiasanya 1% luas keseluruhan diagram.

Titik-titik yang merepresentasikan sumbu unsur-unsur kemasyang berbentuk garis atau titik-titik yang merepresentasikan garisyang tegak lurus terhadap unsur-unsur kemas yang berbentukbidang dapat membentuk zona atau sabuk dengan konsentrasi titikproyeksi yang beragam. Zona-zona seperti itu disebut girdle.

Meskipun konsep kemas dimensi dapat diterapkan pada semuasedimen klastika, termasuk beberapa tipe batugamping, namunpengukuran unsur-unsur kemas dalam batuan klastika yangkompak sukar untuk dilakukan. Imbrikasi kerikil-kerikil pipih dalamsuatu konglomerat dapat dengan relatif mudah dilihat, namunapabila kita tidak dapat menandai, memindahkan, dan melakukan


126 of 350 1/5/2016 8:55 AM

reorientasi kerikil-kerikil seperti itu, maka analisis kemas tidakmungkin dapat dilaksanakan pada konglomerat itu. Bidang-bidangperlapisan mungkin dapat memberikan informasi penting. Padabidang perlapisan itu kita dapat melihat orientasi kerikilmemanjang, fosil berbentuk kerucut atau fosil memanjang, sertamaterial rombakan tumbuhan.

Orientasi partikel pasir dalam suatu batupasir tidak mudahuntuk ditentukan. Sayatan-sayatan tipis pada arah yang tegak lurusterhadap bidang perlapisan biasanya memperlihatkan bahwasumbu panjang partikel sejajar dengan bidang perlapisan atau,pada kasus-kasus tertentu, terimbrikasi. Sayatan pada arah yangsejajar dengan bidang perlapisan umumnya memper-lihatkanpengarahan partikel-partikel memanjang. Beberapa teknik telahdikembangkan untuk mempelajari kemas batupasir (Martinez,1963; Nanz, 1955; Bonham & Spotts, 1971).

3.4.4 Konsep Simetri dan Tipe-Tipe Kemas

Apabila orientasi unsur-unsur kemas dalam suatu batuan tidakberaturan, maka batuan itu dikatakan memiliki kemas isotrop(isotropic fabric). Namun, apabila unsur-unsur kemas dalam suatubatuan memperlihatkan preferred orientation, maka dikatakanbahwa batuan itu memiliki kemas anisotrop (anisotropic fabric).Meskipun pola kemas sangat beragam, namun endapan sedimenhanya memperlihatkan beberapa aturan-susunan yang sederhana.Karena orientasi suatu unsur kemas tergantung pada bentuk unsuritu, maka akan terasa bermanfaat apabila pada saat ini kitameninjau secara singkat pola-pola umum yang diperlihatkan olehkategori-kategori utama dari bentuk butir.


127 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Pola-pola umum yang diperlihatkan oleh kategori-kategoriutama bentuk butir paling baik dicandra dengan merujuk pada duabidang. Pertama, bidang horizontal yang lebih kurang mendekatibidang pengendapan (surface of deposition). Kedua, bidangvertikal yang sejajar dengan arah aliran. Hal yang sangat pentingartinya adalah orientasi suatu unsur kemas dan hubungan antarapola yang dihasilkan oleh populasi unsur-unsur tersebut denganbidang-bidang rujukan tersebut.

Unsur kemas yang berbentuk bola sudah barang tentu tidakdapat memperlihatkan pola kemas tertentu.

Unsur kemas yang berbentuk batang dicandra denganmenyatakan orientasi sumbu panjangnya. Pola kemas yangdihasilkan dapat random atau isotrop (gambar 3-30A). Unsur-unsuritu juga dapat tersebar secara terbatas pada bidang horizontaltertentu, namun pola penyebaran horizontalnya bersifat randomdan kutub-kutubnya membentuk suatu girdle (gambar 3-30B).Unsur-unsur itu juga dapat memperlihatkan kemas arus (currentfabric) yang disebabkan oleh penyusunan-ulang pada bidanghorizontal dengan kutub-kutub terletak tegak lurus terhadap aruspembentuknya (gambar 3-30C) atau sejajar dengan aruspembentuknya (gambar 3-30D). Selain itu, unsur berbentuk batangmasih dapat membentuk kemas lain, namun kemas-kemas itujarang ditemukan, misalnya saja sebagai suatu kutub tunggal dibagian tengah diagram (sumbu panjang sebagian dropstones yangvertikal akan memperlihatkan kemas seperti itu).

Orientasi unsur berbentuk cakram dapat dicandra berdasarkanpola kemas yang diperlihatkan oleh sumbu pendek yang pada


128 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dasarnya terletak tegak lurus terhadap bidang cakram. Cakramdapat terletak pada bidang perlapisan dimana sumbu pendekcakram itu terletak tegak lurus terhadap bidang perlapisan (gambar3-30E). Unsur-unsur kemas berbentuk cakram juga dapattersusun-ulang oleh arus dan memperlihatkan kemas imbrikasiyang miring ke hulu. Pada kasus ini, sumbu pendek tidak akanterletak di tengah diagram (gambar 3-30F).

3.4.5 Kemas Sedimen

3.4.5.1 Kemas Gravel

Preferred orientation dalam beberapa gravel telah diketahuisejak lama. Pola susunan kerikil pipih yang seperti susunan gentingdalam beberapa gravel dan konglomerat dinamakan “strukturimbrikasi” (“imbricate structure”) (Becker, 1893). Lihat gambar 3-32.Cailleux (1945) mempelajari kemiringan sekitar 4000 kerikil dalamformasi-formasi yang umurnya berkisar mulai dari Paleozoikumhingga resen. Hasilnya menunjukkan bahwa imbrikasi merupakanjenis kemas yang paling sering ditemukan. Dalam formasi bahari,imbrikasi itu memperlihatkan arah yang agak bervariasi, sedangkandalam endapan sungai sudut kemiringan imbrikasi sangat seragam.Inklinasi partikel-partikel gravel endapan sungai, ke arah hulu,rata-rata berharga 15–30o; endapan bahari memperlihatkaninklinasi 2–15o. Secara umum, kerikil pipih memiliki inklinasi yanglebih kecil dibanding kerikil yang tidak terlalu pipih; partikel-partikelyang relatif besar memiliki orientasi yang lebih baik dibandingpartikel yang relatif kecil. Kerikil-kerikil yang saling bersentuhanmemiliki orientasi yang lebih baik dibanding kerikil-kerikil terisolir.Menurut Unrug (1957), sudut inklinasi cenderung berkurang ke


129 of 350 1/5/2016 8:55 AM

arah hilir. Hal itu dinisbahkan oleh Unrug (1957) pada “pemilahangravel yang lebih buruk ke arah hilir”. Johansson (1965b), yangmelakukan penelitian paling komprehensif terhadap kemas gravelsetelah Cailleux (1945), menyatakan bahwa imbrikasi merupakanindikator arus yang paling dapat diandalkan dalam endapan sungaimasa kini. Inklinasi pada endapan sungai masa kini bervariasimulai dari sekitar 10o hingga sekitar 30o. Inklinasi sebesar itumemiliki kaitan dengan kepipihan dan “kondisi-kondisihidrodinamika”. Inklinasi yang tinggi (sekitar 40o) dalamkonglomerat Keweenawan (Prakambrium) ditafsirkan oleh White(1952) sebagai akibat terkonsentrasinya kerikil pipih padasayap-sayap lubang kerukan. Karena itu, kemiringan itu merupakansebuah ukuran dari sudut henti (angle of repose).

Orientasi sumbu panjang kerikil berbentuk batang tidak terlaludipahami sebagaimana orientasi kerikil berbentuk cakram. Bahkan,para ahli menemukan fakta-fakta yang kontroversial. Kesejajaransumbu panjang dengan arah arus telah dikemukakan oleh banyakahli seperti Krumbein (1940, 1942a), Schlee (1957), serta Dumitriu& Dumitriu (1961). Walau demikian, Twenhofel (1932), Unrug(1957), Doeglas (1962), Sedimentary Petrology Seminar (1965),serta Rust (1972) melaporkan adanya orientasi sumbu panjangyang tegak lurus terhadap arah arus. Pendapat itu ditunjang olehhasil penelitian eksperimental yang dilakukan oleh Sarkisian &Klimova (1955) serta Kelling & Williams (1967). Fakta-fakta yangberlawanan itu mungkin dipengaruhi oleh beberapa faktor.Johansson menyatakan bahwa kerikil yang ketika diangkut selalubersentuhan dengan substrat cenderung untuk diendapkansedemikian rupa sehingga sumbu panjang kerikil itu tegak lurusterhadap arah arus. Di lain pihak, kerikil yang diangkut dalam


130 of 350 1/5/2016 8:55 AM

medium pengangkut—misalnya dalam es gletser, aliran lumpur,dsb—cenderung sejajar dengan arah aliran karena adanyapengaruh shearing stress medium yang bergerak. Menurut Rust(1972), orientasi yang tegak lurus terhadap arah arus paling jelasterlihat apabila kerikil-kerikil yang terorientasi itu terisolasi padabidang batas sedimen-fluida yang disusun oleh pasir. Orientasi ituakan menghilang sejalan dengan makin bertambah banyaknyakerikil sedemikian rupa sehingga akhirnya terbentuk orientasi yangsejajar dengan arah aliran. Kecepatan aliran tampaknyamerupakan salah satu faktor yang menentukan orientasi kerikil.Torrential flow menyebabkan terbentuknya orientasi yang sejajardengan arah aliran.

3.4.5.2 Kemas Till

Preferred orientation dari till stone telah lama digunakan sebagaikriterion arah aliran es (Richter, 1932, 1936; Krumbein, 1939;Holmes, 1941; Karlstrom, 1952; Harrison, 1957; Virkkala, 1960;Seifert, 1954; West & Donner, 1956; Kauranne, 1960; dll). Sepertiyang dapat diinferensikan dari glacial striation, chatter mark, dankriteria pergerakan es yang lain, partikel berbentuk batang dalamground morainal till cenderung sejajar dengan arah pergerakan es.Pada beberapa kasus, ditemukan adanya partikel yang terletaklebih kurang tegak lurus terhadap arah pergerakan es, meskipunfrekuensinya jauh lebih rendah dibanding partikel yang sejajardengan arah pergerakan es. Pada morainal till lain, kemas yangterlihat mungkin kompleks. Kemas till secara umum merupakan alatyang bermanfaat untuk menentukan arah pergerakan es,khususnya pada saat tidak ditemukan kriteria lain (Lindsey, 1966;Halbach, 1962).


131 of 350 1/5/2016 8:55 AM

3.4.5.3 Kemas Pasir

Kemas pasir dan batupasir kurang begitu dipahami dibandingkemas gravel. Hal itu terutama terjadi karena adanya berbagaikesulitan dalam pemelajaran kemas material yang relatif halus.Banyak usaha telah dilakukan oleh para ahli untuk mengukur posisisumbu panjang (Schwarzacher, 1951) dan sumbu panjang semu(Griffiths, 1949; Griffiths & Rosenfeld, 1950) partikel membatangserta orientasi sumbu-c kristal (Rowland, 1946) yang didasarkanpada premis bahwa sumbu panjang partikel memiliki hubunganyang erat dengan sumbu-c kristal.

Wayland (1939) menyatakan bahwa orientasi sumbu panjangkristal kuarsa cenderung sama dengan orientasi sumbu-c kristal itu.Ramisch (1942) mendukung hasil-hasil penelitian Wayland (1939).Karena itu, jika partikel kuarsa yang tidak ber-bentuk boladiarahkan oleh arus dasar pada saat diendapkan, maka batupasiritu kemungkinan besar akan memperlihatkan kemas kristalografi.Analisis petrofabric yang dilakukan Wayland terhadap St. PeterSandstone (Ordovisium) menunjukkan bahwa sumbu optik c darikuarsa memang memperlihatkan orientasi seperti itu. Rowland(1946) mencoba untuk mengeksplorasi lebih jauh hubungan antaraarah dimensi dengan arah kristalografi dalam kuarsa klastika,namun hasil-hasil penelitiannya agak kurang konklusif. Kesulitanagaknya sebagian muncul dari fakta bahwa kuarsa memilikibelahan rhombohedra dan, meskipun tidak sempurna, belahan itucenderung menyebabkan terbentuknya fragmen-fragmenmemanjang yang sumbu panjangnya sejajar dengan sumbu kristalc (Bloss, 1957; Bonham, 1957; Zimmerle & Bonham, 1962).Hubungan antara orientasi dimensi dengan orientasi kristalografi


132 of 350 1/5/2016 8:55 AM

memungkinkan kita untuk menentukan orientasi dimensi denganmenggunakan suatu fotometer pada sayatan tipis yang dipotongpada arah yang sejajar dengan bidang perlapisan (Martinez, 1958;1963).

Secara umum, kemas dimensi dari kuarsa yang berkaitandengan aliran adalah kemas yang terlihat pada sayatan yangsejajar dengan bidang perlapisan, khususnya sayatan batupasiryang bidang perlapisan horizontalnya tidak terganggu (gambar3-32). Rajahan dari sumbu panjang semu yang terlihat padasayatan itu umumnya memperlihatkan bahwa arah rata-rata sumbuitu sejajar atau hampir sejajar dengan arah aliran sebagaimanayang terlihat dari hasil analisis struktur bidang perlapisan bawah(Sestini & Pranzini, 1965). Kesesuaian seperti itu juga ditemukanantara kemas partikel dengan dielectric anisotropy (McIver, 1970).Lihat gambar 3-33. Walau demikian, adanya pengecualian dari itutelah dilaporkan oleh beberapa ahli (Onions & Middleton, 1968;Parkash & Middleton, 1970).

Hubungan antara sumbu panjang semu dengan arah arusdidukung oleh hasil-hasil penelitian eksperimental (Dapples &Rominger, 1945). Ujung yang relatif besar dari partikel yang tidaksetangkup cenderung mengarah ke hulu. Pemelajaran ter-hadapsedimen gisik, sungai, dan gumuk masa kini menunjukkan adanyakemas dimensi yang jelas pada bidang yang sejajar dengan bidangperlapisan (Nanz, 1955; Curray, 1956).

Sayatan tipis batupasir yang dipotong pada arah yang tegaklurus terhadap bidang perlapisan dan sejajar dengan arah arusmemperlihatkan bahwa imbrikasi partikel pasir umumnya,


133 of 350 1/5/2016 8:55 AM

meskipun tidak selalu, miring ke arah hulu (Sestini & Pranzini,1965).

Kemas pasir diketahui memiliki kaitan yang sangat erat denganpermeabilitas vektoral (Griffiths, 1949; Griffiths & Rosenfeld, 1950,1953).

3.4.5.4 Kemas Lempung dan Serpih

Partikel-partikel lempung, khususnya mineral lempung, memilikiperawakan seperti mika dan umumnya pipih (Marshall, 1941;Bates, 1958). Meskipun partikel-partikel itu diendapkan secararandom, namun tekanan gravitasi dan kompaksi yang ditimbulkanoleh tekanan gravitasi itu pada akhirnya akan menyebabkanpartikel-partikel terputar dan terletak pada satu bidang yang samasedemikian rupa sehingga partikel-partikel itu akan terletak sejajaratau terletak hampir sejajar satu sama lain. Orientasi seperti itumenyebabkan porositas serpih atau lempung menjadi berkurangserta menyebabkan terbentuknya anisotropi kemas danpenyubanan (fissility). Hal itu terlihat dengan jelas dari hasil-hasilanalisis sinar-X yang dilakukan terhadap kemas kaolinit dariserangkaian sampel yang diambil dari suatu nodul siderit secaraberturut-turut mulai dari pusat hingga bagian tepi nodul itu (Oertel &Curtis, 1972). Tampaknya konkresi itu merekam sejarah kompaksiserpih yang melingkupinya. Konkresi itu sendiri terbentuk sebelumserpih yang melingkupinya terkompaksi dan pertumbuhan konkresiterus berlanjut hingga kompaksi hampir selesai. Kemas kaolinitmemperlihatkan perubahan progresif, mulai dari kemas yanghampir random di bagian tengah konkresi, hingga kemas yangsangat terarah pada permukaan konkresi. Pembahasan yang lebih


134 of 350 1/5/2016 8:55 AM

mendalam mengenai faktor-faktor kimia dan mekanis yangmengontrol kemas lempung disajikan oleh Meade (1964).

Pengamatan terhadap sayatan tipis serpih yang dipotong padaarah yang tegak lurus terhadap bidang perlapisan menunjuk-kanadanya efek-efek “kepunahan massa” di bawah nikol bersilang. Halitu mengindikasikan bahwa lempeng-lempeng mineral lempungterletak sejajar dengan bidang perlapisan. Walau demikian, Keller(1946) menunjukkan bahwa sebagian fire clay disusun olehlempeng-lempeng mineral yang tersebar secara random. Diaberkeyakinan bahwa hal itu terjadi sebagai akibat pertumbuhanlempeng-lempeng itu dalam suatu gel lempung setelah lempung itusendiri diendapkan. Lempung seperti itu memiliki bidang belahankonkoidal hingga tidak beraturan.

3.4.5.5 Kemas Batugamping dan Dolomit

Kemas primer dari batugamping dan dolomit telah diteliti olehSander (1936) dan Hohlt (1948). Kemas kristalografi yangberkembang baik telah dilaporkan oleh Hohlt. Pola-pola yangdiperlihatkan oleh Sander sebagian besar merupakan kemaspertumbuhan (growth fabric) dalam ruang pori dan bukaan lain.Kemas itu terbentuk akibat tumbuhnya deretan kristal pada dindinglubang tersebut. Kemas kristalografi kemungkinan besar tidak akanditemukan dalam batugamping dan dolomit yang tidak dikenaistress.

Kemas dimensi juga sering ditemukan dalam batugamping dandolomit. Kemas itu berkaitan dengan pengarahan berbagai unsurrangka yang datar (atau berbentuk seperti batang) atau cekung-


135 of 350 1/5/2016 8:55 AM

cembung (Dunham, 1962). Kemas itu akan dibahas lebih jauh pada3.4.5.6. Kemas diagenetik akan dibahas pada bagian akhir dari babini dan dalam Bab 10.

3.4.5.6 Orientasi Fosil

Benda organik juga memberikan tanggapan terhadap aliran.Cangkang organisme berbentuk cekung-cembung dapat ter-letakdemikian rupa sehingga cekung ke atas atau cembung ke atas.Walau demikian, apabila cangkang seperti itu diangkut oleh arus,orientasinya cenderung seragam, dalam hal ini cembung ke atas.Dengan demikian, pengarahan cangkang seperti itu merupakanindeks kecepatan arus sekaligus indeks posisi stratigrafi (Shrock,1948). Walau demikian, ada ahli yang melaporkan bahwa padabeberapa endapan yang ditafsirkan sebagai turbidit, cangkang itucekung ke atas (Cromwell dkk, 1966). Orientasi seperti itu memangdapat dihasilkan oleh arus turbid (Middleton, 1967).

Fosil yang memperlihatkan pengarahan juga dapat berperansebagai indeks arah arus. Sebagaimana dikemukakan oleh paraahli sejak lama, Tentaculite, koloni-koloni graptolit (Ruedemann,1897; Moors, 1969), dan fosil lain yang bentuknya mirip dengan itumemperlihatkan gejala pengarahan pada bidang perlapisan.Chenowith (1952) menunjukkan bahwa orthoceracone cephalopodsdan high-spired gstropods memperlihatkan orientasi yang baikdalam Formasi Trenton di Negara Bagian New York. Fosil-fosil itucenderung sejajar dan tegak lurus terhadap pararipples yang adadalam lapisan itu. Chenowith berkeyakinan bahwa orientasifosil-fosil itu, yakni tegak lurus terhadap gelembur dan sejajardengan arah arus, muncul karena terpindahkan-nya pusat gravitasi


136 of 350 1/5/2016 8:55 AM

fosil-fosil itu. Untuk mendukung gagasannya itu, dia merajahkanposisi sumbu panjang dan puncak (apex) fosil-fosil itu (gambar3-34). Menurut Seilacher (1960), diagram mawar yangmemperlihatkan pengarahan yang berlawanan (pola “dasikupu-kupu”) merepresentasikan orientasi cangkang detritus tegaklurus terhadap arah arus, sedangkan pola yang cenderungmengarah ke satu arah mengindikasikian orientasi yang sejajardengan arah arus (gambar 3-35).

Salah satu kriteria arus purba yang paling sering ditemukanadalah “lineasi arang kayu” (“charcoal lineation”). Berdasarkanasosiasinya dengan struktur sedimen lain, diketahui bahwa lineasiarang kayu itu dapat sejajar (Colton & DeWitt, 1959) maupun tegaklurus (Pelletier, 1958) terhadap arah arus. Orientasi yang normalkemungkinan sejajar dengan arah arus. Walau demikian,sebagaimana kasus partikel berbentuk batang (Ingerson, 1940)dan banyak fosil berbentuk batang (Seilacher, 1960), kesejajar-anarang kayu dapat dikontrol oleh gelembur. Pada kasus itu, sumbupanjang arang kayu akan sejajar dengan arah lembah gelembur.

3.4.6 Evaluasi Kemas Sedimen

Sebagaimana kasus besar butir, para ahli telah banyakmelakukan penelitian terhadap kemas sedimen, namun hasil-hasilpenelitian itu masih belum sebanding dengan tenaga, waktu, danbiaya yang selama ini dikeluarkan. Selain itu, sebagaimana kasusbesar butir, keterbatasan hasil-hasil penelitian kemas antara laindisebabkan oleh fakta bahwa teknik-teknik yang dapat diterapkansecara langsung pada gravel dan pasir masa kini tidak dapatditerapkan pada batuan yang telah terlitifikasi dengan baik. Kemas


137 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dimensi pasir juga cenderung terganggu atau terhapus olehnendatan, deformasi, atau bioturbasi. Pergerakan-pergerakantektonik menyebabkan tertutupnya kemas primer dan kemudianmenutupinya dengan kemas deformasi. Pemelajar-an kemasterutama ditujukan pada penentuan arah arus purba. Kriteria lainyang digunakan untuk menafsirkan arus purba—lapisan silang-siur,gelembur, dan struktur bidang perlapisan bawah—lebih mudahuntuk dilihat dan diukur sehingga para ahli umumnya hanya akanmelakukan analisis kemas yang banyak memakan tenaga danwaktu itu apabila dia tidak menemukan kriteria lain yang dapatdigunakan untuk menentukan arah arus purba.

Manfaat terbesar dari kemas, terutama kemas pasir, adalahmembantu seseorang dalam menentukan orientasi tubuh pasiryang ditemukan dalam lubang bor. Jika ada korelasi antara kemasdengan bentuk tubuh pasir, dan jika kemas suatu oriented coredapat diketahui, maka manfaat kemas dalam memprediksikantrend tubuh pasir dari satu lubang tunggal sangat besar.Pengetahuan mengenai kemas sedimen juga membantu kita dalammemahami sifat-sifat geofisika yang berkatain dengan anisotropitubuh pasir.

3.4.7 Geometri Rangka dari Sedimen Detritus

3.4.7.1 Pembandelaan

Pembandelaan (packing) berkaitan dengan aturan-susunanunsur-unsur rangka, dimana setiap unsur didukung dan tertahanoleh unsur lain yang berada dalam kontak tangensial (tangentialcontact; point contact) dengannya (Graton & Fraser, 1935).


138 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Ada beberapa alasan yang menyebabkan pentingnyapemelajaran pembandelaan. Pembandelaan tertutup (closepacking) menyebabkan menurunnya volume dan ukuran ruang poribatuan. Karena itu, pembandelaan tertutup menyebabkanterubahnya porositas dan permeabilitas batuan. Pembandelaan“terbuka” (“open” packing; “loose” packing) memiliki efek yangberlawanan dengan pembandelaan tertutup. Pertanyaan mengenaiproses dan agen apa yang bertanggungjawab terhadappemunculan pembandelaan yang beragam dalam endapan gisik(sebagian terbuka dan sebagian lain tertutup) telah menjadi bahankajian para ahli yang mempelajari endapan itu (Kindle, 1936).Meskipun kontak antar partikel pada mulanya berupa kontaknoktah, namun kontak itu dapat terubah kemudian karenaterjadinya pelarutan intrastrata sedemikian rupa sehingga partikel-partikel penyusun batuan menjadi makin berdekatan. Pemelajarantentang hubungan antar partikel mampu memberikan informasiyang bermanfaat mengenai khuluk perubahan-perubahandiagenetik pasca-pengendapan.

Pemelajaran pembandelaan memerlukan adanya suatu definisiyang lebih cermat dari istilah pembandelaan itu sendiri. Definisi ituantara lain diperlukan untuk mengukur “ketertutupan”pembandelaan serta untuk melihat perubahan-perubahan apa yangterjadi pada pembandelaan akibat proses-proses pasca-pengendapan. Pemelajaran itu dapat diarahkan pada analisisteoritis atau eksperimental terhadap pembandelaan partikel-partikelberbentuk bola serta pengamatan yang mendetil terhadappembandelaan agregat alami, baik dengan cara melakukanpengamatan langsung terhadap endapan alami maupun denganmelakukan penelitian eksperimental. Pembahasan yang lebih


139 of 350 1/5/2016 8:55 AM

mendetil mengenai berbagai ancangan untuk menelitipem-bandelaan dapat ditemukan dalam berbagai karya tulis ilmiah,khususnya dalam monograf yang disusun oleh Graton & Fraser(1935), Fraser (1935), serta Kahn (1956a, 1956b, 1959).

Unsur-unsur rangka sedimen klastika kasar (gravel dan pasir)ialah butiran-butiran kerikil dan pasir yang menjadi penyusunendapan itu. Unsur-unsur klastika itu tidak berbentuk seperti boladan memiliki ukuran yang tidak seragam. Walau demikian,pemahaman mengenai fenomenon pembandelaan dan efeknyaterhadap porositas dan permeabilitas dapat diperoleh denganmengasumsikan bahwa suatu batuan disusun oleh partikel-partikelberbentuk bola yang ukurannya seragam (pada kebanyakansedimen klastika kasar, partikel penyusunnya memiliki bentuk yanghampir mendekati bentuk bola; sebagai contoh, pada pasir tertentu,partikel-partikel penyusunnya memiliki kebolaan rata-rata 0,80,bahkan lebih). Karena itu, penelaahan pertama hendak-nyadilakukan terhadap agregat yang disusun oleh partikel-partikel yangukurannya seragam. Setelah itu, baru dilakukan penelaahanterhadap agregat yang disusun oleh partikel-partikel yangukurannya tidak seragam.

Pembandelaan partikel-partikel berbentuk bola yang ukurannyaseragam mungkin tidak beraturan, namun mungkin pula repretitifdan sistematis. Hasil penelaahan terhadap hal itu menunjukkanbahwa meskipun pada dasarnya ada enam pola pembandelaansistematis yang berbeda, namun hanya ada satu polapembandelaan yang paling tertutup dan paling ketat, yakni polarhombohedra (Slichter, 1899). Pembandelaan itu memiliki porositaspaling rendah. Karena pola itu juga merupakan pola pembandelaan


140 of 350 1/5/2016 8:55 AM

yang paling stabil dan alami, maka agregat alami yang disusunoleh partikel-partikel yang ukurannya hampir sama pada umumnyamemiliki pembandelaan rhombohedra. Sebagian besar endapanalami memperlihatkan pembandelaan yang tidak beraturan,meskipun dalam setiap endapan itu dapat ditemukan beberapa“koloni” atau “zona” dimana pembandela-annya tertutup.Pembandelaan rhombohedra dicirikan oleh suatu unit cell yangterdiri dari enam bidang yang melewati pusat-pusat bola yangterletak pada sudut-sudut rhombohedron; setiap sisi bidang itumemiliki panjang 2R (gambar 3-36). Pem-bandelaanrhombohedron jauh berbeda dengan pembandelaan kubus yangmerupakan tipe pembandelaan sistematis yang paling “terbuka”.Pembandelaan kubus disusun oleh unit cell yang terdiri dari enambidang yang sudut-sudutnya merupakan pusat-pusat bola (gambar3-36). Dalam pembandelaan rhombohedra, porositas berharga25,95%, sedangkan pada pem-bandelaan kubus porositasberharga 47,64%.

Setiap bidang yang diletakkan secara random pada bola-bolayang terbandelakan secara sistematis akan memperlihatkanadanya zona-zona zat padat dan zona-zona ruang pori. Walaudemikian, ruang-ruang pori itu bukan merupakan ukuran yangsebenarnya dari luas ruang total yang memungkinkan mengalirnyafluida karena sebagian ruang pori tertutup dan tidak ber-hubungandengan ruang pori lain. Namun, jika bidang potong itu melewatipusat-pusat bola yang ada dalam satu lapisan rhombohedra, makazona-zona ruang pori pada bidang itu merupakan ukuran luaspenampang minimal sebenarnya dari ruang pori yang yang dapatdilalui oleh fluida. Ukuran itu dapat disebut sebagai “porositas yangbermanfaat” (“useful porosity”). Pada pembandelaan rhombohedra,


141 of 350 1/5/2016 8:55 AM

meskipun porositasnya berharga 25,95%, namun porositasefektifnya hanya 9,30%. Perbedaan antara porositas denganporositas efektif itu tidak mempengaruhi kapasitas sistem ruangpori untuk menyimpan fluida, namun akan mempengaruhipergerakan fluida melalui batuan atau, dengan kata lain, akanmempengaruhi permeabilitasnya.

Jika sejumlah besar bola yang diameternya sama disusunsecara sistematis, maka akan ada nilai diameter maksimum yangtidak boleh dilebihi oleh suatu partikel kecil berbentuk bola agardapat melewati ruang-ruang pori yang terletak diantara partikel-partikel besar itu. Untuk pembandelaan rhombohedra, diameterkritis itu adalah 0,154D (dimana D adalah diameter partikel besar).Demikian pula, ada nilai diameter maksimum yang tidak bolehdilebihi oleh suatu partikel kecil berbentuk bola agar dapatmenempati ruang-ruang pori yang terletak diantara partikel-partikelbesar. Untuk pembandelaan rhombohedra, diameter kritis ituadalah 0,414D dan 0,225D (diameter kritis itu ada dua karenadalam pembandelaan tersebut ada dua tipe dan ukuran ruang pori).Konsep-konsep teoritis itu tidak dapat diterapkan begitu saja padaendapan alami karena endapan alami tidak disusun oleh partikel-partikel berbentuk bola, karena endapan alami tidak disusun olehpartikel-partikel yang ukurannya seragam, dan karena endapanalami tidak seluruhnya memiliki pembandelaan yang sistematis.Walau demikian, jika material pengisi ruang pori yang terletakdiantara partikel-partikel besar memiliki diameter lebih dari 0,154kali diameter partikel-partikel besar, maka dapat disimpulkanbahwa partikel-partikel “halus” itu tidak diendapkan setelah rangkabatuan itu terbentuk, melainkan diendap-kan bersama-samadengan partikel-partikel besar. Fakta itu akan menyebabkan


142 of 350 1/5/2016 8:55 AM

munculnya distribusi besar butir bimodus seperti yang diperlihatkanoleh beberapa gravel.

Pada endapan baru, partikel-partikel berhubungan dengankontak tangensial. Karena itu, suatu sayatan random yang melaluiendapan itu jarang memotong titik-titik kontak tersebut. Karena itu,pada sayatan seperti itu, banyak partikel tampak tidakberhubungan sama sekali (gambar 3-37). Namun, jika kontak ituterubah sedemikian rupa sehingga luas bidang kontak menjadibertambah, maka daerah kontak itu akan memiliki probabilitas yanglebih tinggi untuk terlihat pada sayatan random (tabel 3-10). Ketikaterubah, kontak tangensial menjadi makin panjang, cekung-cembung, atau memperlihatkan sutura (gambar 3-38). Jane Taylor(1950) mempelajari kontak antar partikel dalam batupasir yangterletak pada kedalaman yang berbeda-beda dalam sumur-dalamdi Wyoming. Pasir normal terlihat memiliki 1,6 kontak per butir(kemungkinan besar 0,85 kontak per butir menurut Gaither, 1953).Pada kedalaman 900 meter, pasir memiliki 2,5 kontak per butir, danpada kedalaman 2570 meter pasir itu memiliki 5,2 kontak per butir.Data tersebut mengindikasikan bahwa batupasir mengalami“kondensasi” yang menyebabkan partikel-partikel penyusunnyalebih dekat satu sama lain dan meningkatnya kontak antar butir.Taylor menisbahkan fakta itu pada pelarutan dan presipitasiintrastrata serta pada aliran partikel-partikel kuarsa dalam wujudpadat. Taylor mengajukan beberapa fakta yang diyakininyamerupakan bukti adanya tekanan yang, pada gilirannya, memicuterjadinya pelarutan dan presipitasi. Fakta-fakta yang diajukannyaantara lain adalah mika yang melengkung dan butiran-butirankuarsa yang pecah. Walau demikian, aliran zat padat itu sendirisukar untuk dibuktikan. Selain itu, sebagaimana diperkirakan oleh


143 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Waldschmidt (1943), kontak cekung-cembung yang dilihat olehTaylor mungkin merupakan efek pelarutan. Selain kuarsa, partikellain yang menyusun batuan mungkin likat. Deformasi partikel-partikel likat dapat menyebabkan menurunnya porositas batuan.Rittenhouse (1971) mengajukan sejumlah estimasi mengenaiefek-efek kompaksi mekanik seperti itu.

Banyak ahli telah berusaha untuk mengukur pembandelaan.Jumlah kontak per butir merupakan salah satu ukuran atau indekspembandelaan. Kahn (1956a) mengusulkan dua ukuran. Pertama,packing proximity, yang pada dasarnya merupakan jumlah kontakper butir (nisbah jumlah kontak antar butir terhadap jumlah totalbutiran yang terhitung pada suatu sayatan). Kedua, packingdensity, yakni nisbah panjang kontak partikel terhadap panjangtotal lintasan pengukuran. Indeks pembandela-an lain pernahdiusulkan oleh Smalley (1964a, 1964b), Allen (1962), Emery &Griffiths (1964), serta Melton (1964).

Sayang sekali, pemelajaran terhadap kontak antar partikel sertapengukuran pembandelaan masih agak subjektif. Hal itu antara laindisebabkan oleh ketidakakuratan atau ketidaktepatan pengamatan.Batas-batas asli antar partikel kuarsa dalam beberapa batupasirsebagian atau seluruhnya hilang karena adanya secondaryovergrowth kuarsa serta hanya dapat dilihat dengan metodacatholuminescence. Kontak-kontak lain tertutup oleh matrikssedemikian rupa sehingga banyak orang sering ragu apakah padasuatu bagian batuan ada kontak antar partikel atau tidak.

3.4.7.2 Porositas


144 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Porositas didefinisikan sebagai persentase ruang pori dalamvolume total batuan. Ruang pori sendiri diartikan sebagai ruangdalam tubuh batuan yang tidak diisi oleh zat padat. Dengandemikian, porositas yang dimaksud di atas adalah ruang pori total,bukan ruang pori efektif. Ruang pori total mencakup semua ruangyang tidak terisi oleh zat padat, baik ruang yang berhubunganmaupun ruang yang tidak berhubungan. Ruang pori efektif adalahruang-ruang pori yang berhubungan satu sama lain.

Berbeda dengan batuan kristalin yang tidak memiliki porositas,sedimen klastika memiliki porositas. Adanya porositas itudinisbahkan pada fakta bahwa komponen-komponen klastika,sewaktu diendapkan, tidak membentuk kontak menerus satu samalain. Partikel-partikel penyusun sedimen klastika hanya membentukkontak tangensial. Sistem ruang pori, selain dapat berperansebagai tempat penyimpan fluida, juga membentuk jalur-jalur yangdapat dilalui oleh fluida. Karena itu, volume ruang pori dalam suatubatuan, kapasitas batuan itu untuk menyimpan fluida, dankemampuan batuan itu untuk melewatkan fluida, sangat pentingartinya dalam pemelajaran minyakbumi, gasbumi, garam-garamalami, dan air tanah. Karena itu, banyak ahli mencoba untukmemahami porositas dan banyak cara telah dirancang untukmengukur porositas. Pembahasan mengenai cara-cara untukmengukur porositas dapat ditemukan dalam berbagai manuallaboratorium seperti karya Müller (1967) dan Curtis (1971).Pembahasan yang lebih mendalam mengenai porositas dapatditemukan dalam karya tulis von Engelhardt (1960).

Khuluk batuan detritus yang sarang merupakan salah satufaktor dan kondisi utama yang menyebabkan terjadinya


145 of 350 1/5/2016 8:55 AM

re-organisasi diagenetik. Porositas, misalnya saja, menyebabkanketidakhomogenan penyebaran tekanan yang diberikan oleh stratayang terletak di atas suatu batuan; tekanan itu hanya diterima olehtitik-titik kontak antar partikel yang tidak begitu luas apabiladibandingkan dengan luas seluruh batuan. Hal itu pada gilirannyamenyebabkan terjadinya pelarutan pada titik-titik kontak danterjadinya presipitasi pada ruang-ruang pori. Selain itu, fluida yangmenempati ruang-ruang pori merupakan medium tempat terjadinyareaksi-reaksi kimia. Fluida itu sendiri dapat bereaksi denganunsur-unsur padat penyusun batuan. Karena terjadinya pelarutan,presipitasi, pengisian, dan perubahan-perubahan diagenetik lain,porositas suatu sedimen dapat hilang sejalan denganbertambahnya umur batuan dan kedalaman (Füchtbauer &Reineck, 1963; Füchtbauer, 1967). Makin tinggi derajatdiagenesisnya, makin mirip suatu batuan sedimen dengan batuanmetamorf atau batuan beku.

Porositas dapat dianggap sebagai sifat primer maupun sifatsekunder (Fraser, 1935). Porositas primer merupakan sebuah sifatinheren dan muncul pada saat sedimen diendapkan. Porositassekunder terbentuk akibat perubahan-perubahan yang dialamisedimen setelah fasa pengendapan selesai, perubahan-perubahanmana menyebabkan bertambahnya porositas primer. Sedimenkarbonat merupakan batuan yang paling rentan terhadap proses-proses pembentukan porositas sekunder, meskipun sebagianbatupasir juga memiliki porositas sekunder sebagai hasil pelindian(leaching) semen karbonat yang ada didalamnya.

Porositas primer dari suatu sedimen dipengaruhi olehkeseragaman partikel-partikel penyusunnya, bentuk partikel-partikel


146 of 350 1/5/2016 8:55 AM

itu, cara pengendapannya, pembandelaan partikel-partikel itu, sertakompaksi yang berlangsung selama dan setelah sedimen itudiendapkan.

Secara teoritis, ukuran aktual dari partikel-partikel penyusunbatuan tidak mempengaruhi porositas. Walau demikian, faktamenunjukkan bahwa sedimen berbutir halus memiliki porositasyang lebih tinggi dibanding sedimen berbutir kasar (tabel 3-11).Fakta itu tidak mengimplikasikan adanya hubungan sebab akibatantara porositas dengan ukuran partikel penyusun batuan karenapada kasus itu ukuran partikel sendiri sebenarnya lebih berkorelasidengan bentuk partikel; bentuk partikel itulah yang menyebabkanmunculnya fenomena tersebut.

Keseragaman ukuran partikel merupakan faktor yang sangatpenting dalam menentukan porositas sedimen (Rogers & Head,1961). Porositas tertinggi biasanya ditemukan pada sedimen yangdisusun oleh partikel-partikel yang ukurannya sama. Masuknyapartikel-partikel lain ke dalam sedimen seperti itu, baik yangukurannya lebih besar maupun lebih kecil, akan menyebabkanturunannya porositas sedimen tersebut. Penurunan itu sendiri,hingga tingkat tertentu, berbanding lurus dengan jumlah partikelyang masuk (Gaither, 1953) hingga campuran itu dibentuk olehfraksi-fraksi ukuran yang jumlahnya lebih kurang sama. Di lainpihak, penambahan lempung menyebabkan naiknya porositas(Füchtbauer & Reineck, 1963). Walau demikian, hubungan antaradistribusi besar butir dengan porositas tidaklah sederhana. Fraser(1935) dan ahli-ahli lain memperlihatkan bahwa campuran yangberbeda-beda dapat memiliki porositas yang sama.


147 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Efek bentuk partikel terhadap porositas belum banyakdipahami. Secara umum, partikel-partikel yang memiliki kebolaantinggi cenderung untuk terbandelakan dengan membentukporositas minimum. Sebagai contoh, Fraser (1935) menemukanbahwa keseragaman ukuran pada pasir gisik dan gumuk yangdikompaksikan secara eksperimental berturut-turut memilikiporositas 38% dan 39%, sedangkan kuarsa yang ditumbuk memilikiporositas sekitar 44%. Karena kebolaan kuarsa tumbuk ituberharga sekitar 0,60–0,65 dan bahwa pasir gisik kemungkinanmemiliki kebolaan sekitar 0,82–0,84, jelas sudah bahwa bentukpartikel memiliki pengaruh yang sedikit (namun terlihat) terhadapporositas. Fraser menemukan fakta bahwa efek bentuk partikelpaling jelas terlihat pada kasus kerikil yang sangat pipih.Batugamping detritus tertentu, misalnya coquina, sangat sarangdan memperlihatkan kemas “kentang goreng” (“potato-chip” fabric).Endapan seperti itu dapat memiliki porositas hingga sekitar 80%(Dunham, 1962). Demikian pula, lempung yang baru diendapkandapat memiliki porositas hingga sekitar 85%.

Metoda pengendapan dan pembandelaan sangatmempengaruhi porositas. Untuk partikel-partikel berbentuk bolayang ukurannya seragam, nilai porositas pada saatpembandelaannya paling tertutup berharga 26%, sedangkan padasaat pem-bandelaannya paling terbuka berharga 48%. Pasir yangdibandelakan secara eksperimental memiliki porositas 28–36%.Walau demikian, di alam, endapan umumnya mengalamipembandelaan paling ketat dengan ruang pori minimum. Karenaitu, pengaruh pembandelaan pada endapan alami cenderungrendah.


148 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Efek kompaksi terhadap porositas akan dibahas pada Bab 8dan 12. Efek kompaksi terhadap lempung dan serpih sangat besar;porositas tampaknya merupakan fungsi dari kedalamanpenguburan sesuai dengan persamaan di bawah ini (Athy, 1930):

dimana P adalah porositas.

p adalah porositas rata-rata permukaan lempung.

b adalah konstanta.

x adalah kedalaman.

Porositas lempung menurun hingga menjadi sekitar 50% ataubahkan 10% setelah terkompaksi. Kompaksi pasir, di lain pihak,dapat diabaikan. Walau demikian, porositas primer dari pasir(35–45%) dapat menurun hingga tinggal beberapa persen sajaakibat pelarutan dan presipitasi atau akibat pengisian ruang porioleh material penyemen. Batupasir rata-rata memiliki porositas15–20%. Tingginya porositas batupasir tertentu, misalnya batupasirOriskany (Devon) di bagian tengah Appalachia, dinisbahkan padapelindian semen karbonat yang semula ada didalamnya (Krynine,1941).

3.4.7.3 Permeabilitas

Permeabilitas adalah sifat batuan yang memungkinkanlewatnya fluida melalui batuan tanpa menyebabkan rusaknyastruktur batuan atau menyebabkan terpindahkannya partikel-partikel penyusun batuan itu. Suatu batuan dikatakan permeabel


149 of 350 1/5/2016 8:55 AM

jika memungkinkan sejumlah besar fluida dapat mengalir melaluibatuan itu dalam suatu rentang waktu tertentu. Suatu batuandikatakan impermeabel jika laju pengaliran fluida melalui batuan itusangat rendah. Sudah barang tentu laju aliran fluida melalui suatubatuan tidak hanya dipengaruhi oleh batuan itu sendiri, namun jugaoleh khuluk fluida serta hydraulic head atau tekanan.

Permeabilitas suatu medium permeabel dapat dinyatakansebagai kuantitas fluida Q (cm3/det) yang melalui suatupenam-pang melintang C (cm2) dan panjang tertentu L (cm).Kuantitas itu berbanding lurus dengan perbedaan tekanan, P (atm),pada kedua ujung sistem tersebut, dan berbanding terbalik denganviskositas fluida V (centipoise). Jadi:

Faktor kesebandingan, K, adalah permeabilitas; suatu faktor yangkhas untuk batuan. Koefisien permeabilitas itu disebut darcy. Suatupasir dikatakan memiliki permeabilitas 1 darcy ketikamemungkinkan lewatnya 1 cm3 fluida (yang berviskositas 1 centi-poise) per detik melalui penampang batuan yang berukuran 1 cm2di bawah gradien tekanan 1 atmosfir per cm panjang batuan. Pasirmasa kini memiliki permeabilitas 10–100 darcy, bahkan sebagiandiantaranya lebih dari 100 darcy (gambar 3-39). Walau demikian,sebagian batupasir memiliki permeabilitas kurang dari 1 atau 2darcy. Karena itu, permeabilitas batuan biasanya dinyatakan dalamsatuan milidarcy.

Permeabilitas sangat penting artinya dalam pemelajaran migasdan akuifer. Karena itu, tidak mengherankan apabila banyak ahlimencoba untuk merancang berbagai teknik pengukuranpermeabilitas serta menentukan faktor-faktor geologi yang


150 of 350 1/5/2016 8:55 AM

mengontrolnya. Teknik-teknik pengukuran permeabilitas telahdibahas secara mendetil oleh Curtis (1971) dan Müller (1967).

Koefisien permeabilitas, K, dari pasir yang tidak terkonsolidasidipengaruhi oleh besar butir partikel, pemilahan partikel, bentukpartikel, dan pembandelaan. Efek ukuran dan pemilahan partikeltelah dipelajari secara eksperimental. Krumbein & Monk (1942),misalnya saja, menggunakan glacial outwash sand yang diayakdan dikombinasikan untuk membentuk campuran-campurandengan komposisi tertentu. Karena kebanyakan pasir alamimemiliki distribusi besar butir log normal, campuran-campuran itudibuat agar memiliki distribusi log normal. Campuran-campuran itukemudian dibagi-bagi ke dalam beberapa sampel uji yang memilikibesar butir rata-rata sama, namun simpangan bakunya(pemilahannya) berbeda-beda, atau ke dalam beberapa sampel ujiyang memiliki pemilahan sama, namun besar butir rata-ratanyaberagam. Krumbein & Monk (1942) menemukan bahwapermeabilitas berbanding lurus dengan pangkat dua diameterpartikel serta berbanding terbalik dengan log simpangan baku(gambar 3-40). Dalam batupasir alami, permeabilitas tampaknyamemiliki hubungan yang erat dengan besar butir: permeabilitasbertambah dengan bertambahnya ukuran partikel (gambar 3-41).

Bentuk partikel penyusun batuan, yang dinyatakan dengankebolaannya, hingga tingkat tertentu mempengaruhi permeabili-tas.Hal itu mungkin terjadi karena pasir dengan kebolaan rendahcenderung memiliki porositas yang tinggi dan pembandelaan yangterbuka. Hal itu, pada gilirannya, menyebabkan pasir itu memilikipermeabilitas yang tinggi.


151 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Permeabilitas juga tergantung pada pembandelaan karena,sebagaimana terlihat dalam material yang disusun oleh partikel-partikel berbentuk bola yang ukurannya sama, dimensi ruang pori(yang menentukan permeabilitas) tergantung pada tipepembandelaan. Karena itu, setiap perubahan pembandelaan, yangakan menyebabkan bertambahnya porositas, juga akanmenyebabkan bertambahnya permeabilitas. Kesimpulan yangdisebut terakhir ini ditunjang oleh hasil-hasil penelitianeksperimental yang dilakukan oleh von Engelhardt & Pitter (1951).

Secara teoritis, permeabilitas tidak memiliki hubungan apapundengan porositas, meskipun batuan yang tidak sarang sudahbarang tentu tidak permeabel. Di lain pihak, batuan yang sangatsarang belum tentu sangat permeabel. Batuan berbutir halus,meskipun sangat sarang, memiliki permeabilitas yang rendah.Hubungan antara porositas, permeabilitas, dan besar butir telahdipelajari baik secara eksperimental maupun secara teoritis olehvon Engelhardt & Pitter (1951) serta dikaji secara teoritis olehScheidegger (1957) dan ahli-ahli lain. Sebagai suatu pendekatan,permeabilitas dapat dikatakan sebanding dengan porositas danberbanding terbalik dengan pangkat dua luas permukaan partikel(cm2/cm3). Karena itu, makin halus partikel penyusun suatuendapan (dan dengan demikian makin luas permukaan partikelpenyusunnya), makin rendah permeabilitas endapan itu. Dalambatupasir, porositas secara umum berkorelasi denganpermeabilitas. Nilai permeabilitas tampak memiliki kisaran yanglebih lebar dibanding porositas (gambar 3-42).

Dalam sedimen berlapis, permeabilitas pada arah yang sejajardengan bidang perlapisan lebih tinggi dibanding permeabili-tas


152 of 350 1/5/2016 8:55 AM

pada arah yang tegak lurus terhadap bidang perlapisan. Pada pasirtertentu, permeabilitas pada arah yang sejajar dengan bidangperlapisan, namun terletak pada bagian-bagian batuan yangberbeda, juga memperlihatkan perbedaan. Semuanya itudiperkirakan muncul karena adanya ketidakisotropan kemaspartikel (Mast & Potter, 1963; Potter & Pettijohn, 1963).

3.5 TEKSTUR KRISTALIN DAN TEKSTURENDOGENETIK LAIN Tekstur endogenetik (endogenetic texture), yakni tekstur yangdiperlihatkan oleh presipitat-presipitat larutan atau presipitat-presipitat yang dihasilkan oleh rekristalisasi atau alterasi materialyang sebelumnya ada, sangat khas dan jauh berbeda dari tekstureksogenetik (tekstur batuan klastika). Dalam tekstur endogenetik,mineral-mineral diendapkan pada posisi sebagaimana posisinyapada saat ditemukan; dalam tekstur eksogenetik (exogenetictexture), partikel-partikel yang ada berasal dari tempat lain dankemudian ditendapkan ke dalam kerangka batuan sebagai partikel-partikel padat.

Kita telah membahas tentang segala sesuatu yang kita ketahuimengenai tekstur primer batuan sedimen klastika. Sekarang kitaakan membahas berbagai fakta mengenai tekstur yang dihasilkanoleh proses-proses kimia. Namun, perlu dicamkan bahwa keduatipe tekstur itu bukannya tidak memiliki hubungan apapun. Banyakbatuan sedimen memperlihatkan kedua tipe tekstur itu. Sebuahbatupasir, misalnya saja, dapat memiliki tekstur eksogenetik atautekstur klastika, namun juga mengandung semen endogenetik yangmemperlihatkan kemas kristalin. Demikian pula, banyak


153 of 350 1/5/2016 8:55 AM

batugamping memperlihatkan kedua tipe tekstur tersebut. Dalambanyak kasus, pasir karbonat yang diendapkan secara mekanisdiikat satu sama lain oleh semen kristalin yang dipresipitasikan darilarutan.

3.5.1 Tekstur Kristalin Dalam pengertian terbatas, boleh dikatakan bahwa semuabatuan sebenarnya merupakan zat kristalin, termasuk lempung.Walau demikian, istilah kristalin (crystalline) biasanya digunakansecara terbatas untuk batuan-batuan yang memperlihatkan agregatkristal yang saling kesit (interlocking aggregate of crystals),misalnya garam batu (rock salt). Batuan seperti itu disebut batuangranuler kristalin (crystalline granular rocks) atau batuan sakaroid(sacharoidal rocks). Arkose yang disemen oleh kalsit merupakansebuah agregat kristalin (crystalline aggregate), meskipun tidakdinyatakan seperti itu. Batuan yang disusun oleh unsur-unsurrangka yang berupa partikel-partikel felspar dan kuarsa, yangmasing-masing jelas terlihat bersifat kristalin, tidak dikatakanmemiliki tekstur kristalin melainkan memiliki tekstur klastika. Semenkarbonat, di lain pihak, memiliki kemas kristalin.

Tata peristilahan yang diterapkan pada tekstur dan kemaskristalin dari batuan sedimen belum dibakukan. Masalah-masalahyang berkaitan dengan tata peristilahan itu telah dibahas olehFriedman (1965) yang menyatakan bahwa banyak ahlimengguna-kan istilah yang beragam untuk menyatakan tipe kemaskristalin dalam batuan sedimen dan bahwa banyak diantara istilah-istilah itu berasal dari tata peristilahan batuan beku dan batuanmetamorf. Kondisi yang memprihatinkan itu kemudian mendorong


154 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Friedman (1965) untuk mengusulkan digunakannya sekumpulanistilah khusus untuk mencandra tekstur dan kemas kristalin padabatuan sedimen. Banyak diantara istilah-istilah yang diusulkannyakhusus dirancang untuk batuan karbonat. Pembatasan seperti itutidak menguntungkan karena tekstur kristalin juga dapat ditemukandalam gipsum, anhidrit, dan sedimen kristalin lain.

Disini kita akan menggunakan tata peristilahan yang biasadigunakan dalam penelitian batuan metamorf. Hal itu dilakukankarena penulis tidak ingin membebani pembaca dengan istilah-istilah baru dan terutama sekali karena diagenesis—rekristalisasi,penggantian, dan reorganisasi internal (neomorfisme)—padahakekatnya merupakan transformasi metamorfik. Berbeda dengandefinisi yang biasa dijadikan pegangan oleh para ahli petrologi,sebenarnya tidak ada batasan yang tegas antara diagenesisdengan metamorfisme. Selain itu, sebenarnya semua bentuktransformasi yang berlangsung pada fasa padat dianggap sebagaitransformasi metamorfik dalam arti luas, baik yang berlangsungpada temperatur dan/atau tekanan normal maupun pada kondisitemperatur dan/atau tekanan tinggi. Tekstur yang dihasilkannyapun pada dasarnya sama karena proses-proses yangmenyebabkan pembentukannya pun lebih kurang sama.

3.5.1.1 Unsur-Unsur Kristal

Komponen dasar dari kemas kristalin adalah individu-individukristal. Jika individu-invididu kristal itu besar, maka teskturnyadinamakan tekstur makrokristalin (macrocrystalline texture); jikaindividu-individu kristal itu kecil, maka teksturnya dinamakan teksturmikrokristalin (microcrystalline texture); jika invididu-individu


155 of 350 1/5/2016 8:55 AM

kristalnya berukuran sedang, maka teksturnya dinamakan teksturmesokristalin (mesocrystalline texture). Tekstur kristalin yangdemikian halus, sehingga sukar diamati sekalipun di bawahmikroskop, disebut tekstur kriptokristalin (cryptocrystalline texture).Sebagian ahli telah berusaha untuk mengkuantifikasikan istilah-istilah tersebut (tabel 3-12). Beberapa istilah—misalnya saja mikrit(micrite), mikrospar (microspar), dan sparry—dipakai untukmemerikan kristalinitas batugamping. Istilah-istilah itu akandijelaskan pada Bab 10.

Disini kita tidak hanya menujukan perhatian pada ukuran kristal,namun juga pada keseragaman ukuran kristal. Jika ukurankristalnya seragam, maka kita dapat menerapkan istilahekuigranuler (equigranular) untuk memerikan tekstur kristalin; jikaukuran kristalnya tidak seragam, maka kita dapat menerapkanistilah anekuigranuler (inequigranular). Pada beberapa kasus,ukuran kristal tidak memperlihatkan kesinambungan (maksudnyakristal-kristal penyusun suatu batuan kristalin memperlihatkanperbedaan ukuran paling tidak satu orde) sehingga tampak adanya“komponen” dan “matriks”, dimana “komponen itu lebih besarpaling tidak 1 orde dibanding “matriks”. Kristal-kristal berukuranbesar seperti itu homolog dengan porfiroblas (porphyroblast) dalamgarnet atau dengan staurolit dalam sekis sehingga dapat disebutporfiroblas atau staurolit. Perlu diketahui bahwa Friedman (1965)menamakan kristal seperti itu sebagai porfirotop (porphyrotope)dan Phemister (1956) menamakan kemas itu sebagai kemasporfirokristalik (porphyrocrystallic fabric). Sebagian lapisan anhidrit,misalnya saja, mengandung kristal-kristal gipsum berukuran besaryang tertanam dalam matriks kristal anhidrit.


156 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Ketika kristal-kristal berukuran besar tertanam dalam matriksyang disusun oleh kristal-kristal lain, maka teksturnya disebuttekstur poikiloblastik (poikiloblastic texture). Friedman (1965)menamakannya sebagai tekstur poikilotopik (poikilotopic texture),sedangkan Phemister (1956) menamakannya tekstur poikilokristalik(poikilocrystallic texture). Kemas seperti itu dapat ditemukan dalamsebagian batupasir, ketika semen kalsit memiliki orientasi kristalyang seragam dan menyelubungi banyak butiran pasir. Kristal-kristal barit juga dapat mengelilingi butir-butir pasir seperti itu.

Bentuk unsur-unsur kristal dapat dicandra berdasarkankesempurnaan muka kristal eksternal dan kesimetriannya. Kristal-kristal yang tidak memperlihatkan muka kristal disebut kristalanhedral; kristal-kristal yang memperlihatkan muka kristal yangsempurna disebut kristal euhedral; sedangkan kristal-kristal yangtidak memperlihatkan muka kristal secara lengkap disebut kristalsubhedral.

Aspek lain yang penting untuk dicandra adalah khuluk batasantar kristal dalam agregat kristalin. Batas-batas antar unsur kristaldapat lurus (straight), melengkung (curved), seperti teluk(embayed), berbentuk bulan sabit (scalloped; cuspate), atau sutura(sutured). Kebenaan batas-batas kristal itu telah dibahas oleh Spry(1969) dan pembahasan batas-batas kristal dalam kaitannyadengan kemas kristalin telah disajikan oleh Bathurst (1971) danFolk (1965a). Karakter batas kristal dapat memberi petunjukmengenai umur relatif mineral atau dapat digunakan sebagaikriterion pelarutan timbal balik (batas-batas mikrostilolitik),replacement, korosi (corrosion; embayment), dsb.


157 of 350 1/5/2016 8:55 AM

3.5.1.2 Kemas Semen

Kemas semen (cement fabric) adakan kemas pengisi ruangpori. Dalam kaitannya dengan hal inilah kemas kristalin darisedimen berbeda dengan kemas kristalin batuan metamorf. Adadua kasus yang mungkin muncul. Pada kasus pertama, kerangkabersifat lembam (inert) dan tidak bereaksi dengan semen ataudengan larutan yang menjadi material asal dari semen. Pada kasuskedua, rangka bereaksi dengan semen dan rangka itu sendiri ikutterubah. Pada kasus rangka lembam, akan terjadi presipitasimineral pada permukaan partikel. Mineral itu tumbuh secara bebaske arah ruang pori. Secara umum, material yang dipresipitasikanmembentuk deretan kristal yang tumbuh pada dinding ruang pori.Kristal-kristal itu cenderung tumbuh ke arah luar, menuju bagiantengah ruang pori; sebagian kristal tumbuh lebih baik dan menahanpertumbuhan kristal lain (gambar 3-43). Kristal-kristal yang tumbuhpada permukaan partikel yang berbeda-beda akhirnya akan salingbertemu dan ruang pori akan terisi seluruhnya oleh materialpenyemen. Pada kasus lain, mineral penyemen (kalsit atau barit)membentuk satuan-satuan kristal berukuran besar yang tidakberhubungan dengan sistem ruang pori dan semen itu kemudianmendapatkan orientasi optik dan kristal yang seragam pada suatuwilayah yang relatif luas dan yang menutupi partikel-partikeldetritus. Tekstur yang dibentuk pada kasus yang disebut terakhir inidisebut tekstur poikiloblas (poikiloblastic texture).

Ketika butiran-butiran rangka bersifat reaktif, akan terbentukkemas semen yang berbeda. Pada beberapa kasus, butiran-butiranrangka tumbuh atau bertambah besar akibat dipresipitasikannyameterial baru pada partikel-partikel itu dari larutan pengisi ruang


158 of 350 1/5/2016 8:55 AM

pori. Pada kasus ini, partikel-partikel rangka itu pada dasarnyamerupakan sebuah “bibit kristal” dan menjadi inti dari kristal yangtumbuh. Proses seperti itulah yang menyebabkan terjadinya“secondary enlargement” pada kuarsa dan felspar, bahkan kalsitpada beberapa pasir krinoid. Dengan cara itu, semen menjadikelanjutan optik dan kristalografi dari partikel-partikel rangka.Produk akhirnya adalah tekstur granuler kristalin. Pada kasus lain,partikel-partikel rangka terkorosi oleh semen dan sebagiandiantaranya kemudian digantikan oleh material penyemen. Padakasus-kasus ekstrim, partikel-partikel rangka yang tidak stabilterdegradasi bahkan terdekomposisi dan kemudian membentukagregat mikrokristalin. Detritus karbonat pada banyak batugampingmemperlihatkan cincin mikrit. Partikel-partikel batuan dalamsebagian batupasir menghasilkan apa yang oleh Dickinson (1970)disebut sebagai epimatriks (epimatrix).

3.5.1.3 Kemas Rekristalisasi

Banyak batuan sedimen mengalami rekristalisasi di bawahkondisi tekanan dan temperatur normal. Hal itu terutama terjadipada batuan karbonat, meskipun tidak jarang terjadi pula padagipsum, anhidrit, bahkan pada rijang. Cangkang aragonit danrangka organisme serta semen mengalami rekristalisasi menjadikalsit. Perubahan gipsum menjadi anhidrit, atau sebaliknya,merupakan suatu contoh yang baik dari rekristalisasi. Teksturmikrokristalin pada rijang juga diperkirakan terbentuk akibatneo-kristalisasi gel silika. Pada beberapa kasus, perubahan yangterjadi memang merupakan rekristalisasi murni (misalnyare-kristalisasi aragonit menjadi kalsit). Pada kasus lain, perubahanitu mencakup hidrasi dan dehidrasi (misalnya perubahan dari opal


159 of 350 1/5/2016 8:55 AM

menjadi kalsedon atau perubahan gipsum menjadi anhidrit). Padakasus yang lain lagi, ada penambahan material baru (misalnyaperubahan kalsit menjadi dolomit).

Kristalisasi atau rekristalisasi pada solid state menghasilkantekstur yang pada dasarnya merupakan tekstur “metamorf” atautekstur kristaloblastik. Kristal-kristal yang tumbuh dengan cara itucenderung banyak mengandung inklusi yang terkonsentrasi dibagian tengah kristal atau tersebar membentuk zona-zona tertentudalam kristal itu. Sebagaimana pada kasus batuan metamorf,batuan yang kristalisasinya terjadi akibat perubahan-perubahandiagenetik akan memperlihatkan sisa-sisa tekstur dan strukturbatuan asalnya. Sisa-sisa itu muncul karena tidak seluruhnyahancur oleh proses-proses reorganisasi pasca pengendapan.Laminasi, oolit, fosil, bahkan tekstur klastika mungkin masih dapatditemukan dalam batuan tersebut.

Rekristalisasi mungkin berlangsung secara selektif (hanyamelibatkan komponen-komponen tertentu), namun dapat pulapervasif (melibatkan seluruh komponen batuan). Konversicangkang aragonit menjadi kalsit merupakan contoh darirekristalisasi selektif, sedangkan dolomitisasi total merupakancontoh dari rekristalisasi pervasif. Meskipun rekristalisasi dapatmenyebabkan berkurangnya ukuran partikel, namun proses itupada umumnya menyebabkan bertambah kasarnya tekstur batuan.

Para ahli petrologi sedimen dihadapkan pada masalah-masalahyang sukar untuk dipecahkan, misalnya saja masalah per-bedaanantara epimatriks yang terbentuk akibat degradasi unsur-unsurrangka dengan matriks mikrokristalin (microcrystalline matrix) yang


160 of 350 1/5/2016 8:55 AM

terbentuk akibat rekristalisasi lumpur yang terletak diantara partikel-partikel yang relatif besar. Matriks yang disebut terakhir inidinamakan ortomatriks (orthomatrix) oleh Dickinson (1970). Semenkristalin kasar pada beberapa batugamping merupakan produkpresipitasi dalam sistem pori. Walau demikian, produk yang samajuga dapat terbentuk akibat rekristalisasi lumpur yang terletakdiantara komponen-komponen batugamping. Dalam kaitannyadengan batuan non-karbonat, pertanyaan-pertanyaan seperti itutelah dikaji oleh Dickinson (1970). Untuk batuan karbonat,pertanyaan-pertanyaan sejenis dikaji oleh Folk (1965a) danBathurst (1971). Masalah-masalah itu akan dibahas lebih lanjutpada Bab 7 dan Bab 10.

Pada beberapa batuan, kristal-kristal baru tidak tumbuh secarasempurna. Material baru muncul dalam bentuk porfiroblas(porphyroblast) berukuran besar. Pada kasus lain, mineral-mineralbaru tumbuh sebagai sfelurit berukuran renik.

3.5.1.4 Replacement Texture dan Paragenesis

Mineral-mineral yang dipresipitasikan secara kimia danmemperlihatkan tekstur atau kemas kristalin dapat terbentuk baikpada saat berlangsungnya pengendapan sedimen maupun setelahproses pengendapan sedimen itu berakhir. Mineral-mineral yangterbentuk pasca-pengendapan sedimen mungkin tumbuh padaruang diantara komponen-komponen penyusun batuan, namunmungkin pula merupakan merupakan produk replacement mineral-mineral yang ada sebelumnya, baik mineral detritus maupunmineral kimia. Dengan demikian, jelas bahwa setiap usaha untukmemahami sejarah sedimen mensyaratkan kita untuk: (1)


161 of 350 1/5/2016 8:55 AM

membedakan mineral detritus dengan mineral yang dipresipitasikansecara kimia; (2) menentukan umur relatif beberapa mineral yangdipresipitasikan secara kimia; dan (3) menentukan tempatpembentukan material yang dipresipitasikan secara kimia (apakahterbentuk dalam ruang antar partikel atau merupakan produkreplacement). Untuk dapat melakukan hal-hal tersebut, setiap ahlipetrologi akan memerlukan kriteria tertentu serta harusmenerapkan kriteria itu dalam membaca sejarah batuan (Grout,1932). Kriteria itu sebagian besar merupakan kriteria tekstur yangberkaitan dengan bentuk kristal, khuluk batas-batas partikel, dll.

Untuk memperoleh pemahaman yang menyeluruh mengenaisejarah suatu batuan, kita harus menentukan umur relatif danparagenesis mineral-mineral yang ada dalam batuan itu. Masalahparagenesis mineral, dan masalah replacement yang ber-kaitandengannya, telah menarik perhatian para ahli petrografi dan ahlimineral bijih selama beberapa dasawarsa. Para ahli yang biasamenelaah mineral bijih telah memformulasikan banyak kriteriauntuk memecahkan masalah umur relatif dan replacement (Bastindkk, 1931; Bastin, 1950; Edwards, 1947). Karya-karya tulis paraahli itu sangat bermanfaat bagi kita yang memerlukan adanyakriteria paragenesis untuk menentukan secara tepat paragenesismineral. Para pembaca disarankan untuk menelaah karya-karyatulis Grout, Bastin, dan beberapa ahli lain yang menyajikankumpulan kriteria itu dan kemudian mengevaluasinya. Kriteriatersebut akan dapat lebih dipahami apabila kita menerapkannyapada kasus-kasus nyata.

Sebagian besar mikrotekstur dan kontak antar mineral yangditemukan dalam batuan beku, batuan metamorf, dan bijih juga


162 of 350 1/5/2016 8:55 AM

ditemukan dalam sedimen. Hubungan relatif antara dua mineralyang saling bersentuhan antara lain ditentukan oleh kemas batuanitu. Mineral-mineral dari rangka detritus jelas terbentuk lebih dahuludibanding mineral-mineral yang terbentuk diantara rangka detritusitu. Walau demikian, sebagian ahli bersikukuh bahwa materialpenyemen terbentuk bersamaan dengan mineral detritus yangdiikatnya (Krynine, 1941). Mineral-mineral pengisi lubang, retakan,dan ruang pori jelas terbentuk belakangan dibanding rangkabatuan. Apabila ada beberapa mineral mengisi ruang yang sama,maka umur relatif dari mineral-mineral itu ditentukan berdasarkankontak antar mineral itu. Secara umum, mineral muda akanmenempati ruang yang tidak terisi oleh mineral tua atau mineralmuda itu mengantikan posisi mineral tua. Karena mineral paling tuaterbentuk pada ruang kosong atau ruang yang terisi oleh fluida,maka perawakannya akan euhedral; mineral-mineral lain yangterbentuk kemudian akan mengisi ruang-ruang yang belum terisidiantara mineral-mineral tua dan, oleh karena itu, akan berbentukanhedral. Sayang sekali, perawakan mineral bukan merupakankriterion penentuan umur relatif yang selalu benar. Jika kristaleuhedral terbentuk akibat replacement, mineral itu dapat terbentukkemudian dibanding mineral lain yang ada disekelilingnya. Kuarsaeuhedral yang ditemukan dalam beberapa batugampingmerupakan contoh terbaik dari kasus yang disebut terakhir ini.Karena itu, kita perlu berhati-hati dalam membedakan euhedrayang terbentuk oleh pertumbuhan dalam suatu medium fluidadengan euhedra yang terbentuk akibat replacement dalam matrikspadat.

Banyak kriteria dapat digunakan untuk mengenal mineral yangterbentuk akibat replacement. Kriteria itu antara lain kristal


163 of 350 1/5/2016 8:55 AM

automorf yang memotong struktur lama, misalnya perlapisan, fosil,atau oolit. Mineral yang terbentuk akibat replacement mengandunginklusi material yang digantikannya. Sisa-sisa material lama yangtidak tergantikan itu dapat memperlihatkan satu orientasikristalografi yang sama atau tersebar dalam suatu pola relik ataughost pattern. Kontak teluk (embayed contact), serta residu yangterisolasi oleh embayment yang ekstrim, merupakan indikasi darihubungan replacement. Hal yang agaknya merupakan kriterionterbaik dari replacement adalah pseudomorfisme(pseudomorphism). Pseudomorphic replacement pada strukturorganik (fosil kayu, cangkang organisme, dsb) serta pseudomorfkristal (pseudomorf silika pada dolomit, misalnya saja) seringditemukan dan merupakan bukti konklusif dari replacement. Penelitiyang cerdik akan dapat menemukan kriteria lain dan kemudianmemanfaatkannya untuk menentukan umur relatif danreplacement. Kriteria baru itu hendaknya dievaluasi secara hati-hatidan seksama.

3.5.1.5 Kemas Urat

Urat memiliki tekstur dan struktur yang sangat beragam. Uratkuarsa telah dibahas secara mendetil oleh Adams (1920),sedangkan urat karbonat telah dibahas panjang lebar oleh Grout(1946).

Pada beberapa retakan, sebagian wilayahnya terisi olehmaterial kristalin ekuigranuler, sedangkan sebagian lain berupalubang-lubang kosong. Urat-urat kuarsa, kalsit, dan gipsum yangseratnya berpotongan sering ditemukan di alam dan disusun olehkristal-kristal berserat yang terletak tegak lurus terhadap dinding


164 of 350 1/5/2016 8:55 AM

urat. Sebagian diantara urat itu terdeformasi. Struktur sisir (combstructure) mirip dengan struktur tersebut, namun tidak disusun olehkristal berserat, melainkan oleh kristal prismatik. Di beberapatempat, kristal itu memperlihatkan pembesaran ke arah luar (relatifdari titik asalnya pada dinding retakan). Gejala itu disebut strukturflamboyan (struktur flamboyant). Struktur itu dapat berkembanglebih jauh membentuk pola radial.

3.5.2 Oolit, Sfelurit, dan Peloid

Banyak sedimen mengandung benda-benda yang bentuknya lebihkurang seperti bola. Benda-benda itu disusun oleh mineral yangberagam serta memiliki struktur internal yang juga bervariasi.Benda-benda yang dimaksud adalah: (1) oolit (oolite) atau kadang-kadang disebut juga oolith, ooid, atau ovulit (ovulite); (2) pisolit(pisolite) yang kadang-kadang disebut juga oolit-semu (pseudo-oolite) atau oolit-palsu (false oolite); (3) peloid; (4) spastolit(spastolith); dan (5) sfelurit (spherulite).

3.5.2.1 Oolit dan Pisolit

Suatu batuan dikatakan memiliki tekstur oolitik (oolitic texture)apabila batuan itu terutama disusun oleh oolit. Oolit adalah bendaberbentuk bola atau hampir berbentuk bola dengan diameter0,25–2,00 mm (umumnya berdiameter 0,5–1,0 mm) serta terbentukakibat akresi. Benda yang bentuk dan asal-usulnya sama denganoolit, namun diameternya > 2,00 mm disebut pisolit. Meskipun oolitumumnya berbentuk bola, namun ada pula oolit elipsoidal. Oolityang ada dalam satu batuan biasanya memiliki bentuk dan ukuranyang seragam. Batuan yang mengandung oolit memiliki umur yang


165 of 350 1/5/2016 8:55 AM

beragam, mulai dari Prakambriuim sampai Holosen.

Oolit sejak lama telah menarik perhatian para ahli petrografidan dewasa ini telah tersedia literatur yang banyak mengenai oolit.Untuk mengetahui lebih jauh mengenai oolit ini, pembacadipersilahkan untuk menelaah karya tulis Rothpletz (1892), Barbour& Torrey (1890), Linck (1903), Brown (1914), Bucher (1918),Carozzi (1957, 1961a, 1961b, 1963), serta Monaghan & Lytle(1956). Selain itu, perlu juga ditelaah berbagai makalah yangkhusus membahas tentang endapan endapan oolit purba atau oolitmasa kini, seperti endapan oolit yang ditemukan di Bahama(Newell dkk, 1960). Terakhir, ada beberapa makalah yang perludirujuk untuk mengetahui masalah tata peristilahan yang berkaitandengan oolit (DeFord & Waldschmidt, 1946; Flügel & Kirchmayer,1962).

Istilah oolit digunakan baik untuk benda konkresioner sepertiyang telah disebutkan di atas, sekaligus untuk batuan yangterutama disusun oleh benda-benda konkresioner tersebut. Untukmenghindarkan terjadinya kerancuan, sebagian ahli memakaiistilah oolith untuk menamakan benda-benda konkresioner sepertitersebut di atas, sedangkan batuan yang terutama disusun olehoolith mereka namakan oolite (DeFord & Waldschmidt, 1946).Walau demikian, akhiran –lith digunakan oleh beberapa penelitiuntuk menamakan batuan (seperti pada kasus biolith dancalcilithite). Karena itu, istilah oolith juga taksa. Untuk benda yangsama digunakan pula istilah ooid, ooide (Kalkowsky, 1980), danovulite (Deverin, 1945). Twenhofel (1950) mencoba untukmenghindarkan masalah kerancuan tersebut denganmenggunakan istilah oolite untuk benda konkresioner tersebut di


166 of 350 1/5/2016 8:55 AM

atas, sedangkan untuk menamakan batuan yang disusun oleh oolitdigunakan kata sifat oolitik. Istilah-istilah seperti rijang oolitik (ooliticchert), batugamping oolitik (oolitic limestone), dsb agaknyamemang memiliki pengertian yang cukup jelas.

Carozzi (1957) membedakan oolit dari superficial oolite (suatumineral atau partikel sisa organisme yang diselimuti oleh satulapisan konsentris). Jika jumlah lapisan konsentris itu paling tidakdua buah, maka benda itu merupakan oolit asli. Superficial oolitedapat tertukar dengan partikel gampingan yang mengandungcincin-cincin mikrit yang tersusun secara ketat. Dalam beberapakasus, partikel gampingan itu merupakan produk mikritisasiperiferal pada suatu butiran asli, bukan akibat penambah-anlapisan-lapisan baru sebagaimana pada kasus oolit.

Oolit palsu (false oolite) atau oolit semu (pseudo-oolite) adalahbutiran kalsium karbonat yang tidak memiliki struktur internal.Butiran itu dapat berupa pelet kotoran (fecal pellet) atau degradedoolite yang kehilangan struktur internalnya akibat mikritisasi.Bahkan, sebagian diantaranya merupakan intraklas daribatugamping mikrit yang terhancurkan. Untuk partikel-partikel yangmenimbulkan ketaksaan seperti itu McKee & Gutschick (1969)menerapkan istilah peloid. Istilah ini agaknya baik digunakan untukmenamakan partikel yang mirip dengan ooilit, namun asal-usulnyatidak diketahui secara pasti.

Pada penampang melintang, oolit memperlihatkan strukturkonsentris, radial, atau gabungan konsentris dan radial. Oolittampaknya tumbuh dari bagian tengah ke luar. Dalam banyakkasus, pertumbuhan itu dimulai dari sebuah inti, misalnya satu


167 of 350 1/5/2016 8:55 AM

butiran kuarsa atau cangkang organisme berukuran kecil. Dalamkasus lain, tidak terlihat adanya inti. Hal itu mungkin terjadi karenasayatan tidak melalui inti atau karena inti itu memang tidak ada.Dalam beberapa ooid, interupsi struktur konsentris, akibatpemotongan atau akibat erosi tubuh asalnya, dapat diikuti olehregenerasi atau pertumbuhan baru (Carozzi, 1961a). Hasilnyaadalah suatu “ketidakselarasan” antara lapisan-lapisan konsentrisluar dengan lapisan-lapisan konsentris dalam. Pada ooid lain,lapisan-lapisan itu berupa material aragonit mikrokristalin yangtidak memperlihatkan pengarahan. Hanya sedikit ooid yangmemperlihatkan struktur komposit. Sebagian ooid juga memilikibeberapa pusat pertumbuhan.

Spastolit (spastolith) adalah ooid yang terdistorsi (Rastall &Hemingway, 1941). Sebagian ooid, terutama chamosite ooid,terpipihkan, terpilin, atau terubah bentuknya menjadi tidakberaturan. Sebagian besar ooid itu tebal di bagian tengah, namunmenipis dan meruncing ke bagian pinggir (gejala itu disebutdelphinformig oleh Berg, 1944). Sebagian kecil diantaranyameng-alami penipisan di bagian tengah dan penebalan di bagianpinggir (gejala itu disebut knockenformig oleh Berg, 1944). Distorsipada ooid dinisbahkan pada kondisi ooid yang masih lunaksewaktu terkubur (Taylor, 1949), Karena itu, chamosite ooiddipandang merupakan gejala primer. Sebagian ooid gampinganmemperlihatkan efek-efek synsedimentary deformation (Cayeux,1935; Carozzi, 1961b). Ooid sudah barang tentu dapat dikenaipemipihan dan pemanjangan oleh gaya-gaya tektonik yangmenyebabkan terdeformasinya batuan dan struktur internalnya(Cloos, 1947). Bentuk paling aneh dari ooid yang terdistorsi adalahooid yang memperlihatkan arcuate apophyse serta ooid-ooid yang


168 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dihubungkan oleh apohyse seperti itu (Cayeux, 1935; Carozzi,1961b). Asal-usul rantai ooid itu tidak terlalu jelas. Selain itu, rantaiooid agaknya merupakan ciri khas dari ooid non-gampingan,meskipun beberapa ahli melaporkan adanya rantai ooid yangdisusun oleh material gampingan.

Diagenesis menyebabkan hilangnya sebagian atau seluruhstruktur ooid. Rekristalisasi dapat terjadi dan menyebabkanmunculnya tekstur granoblastik (granoblastic texture) yang mungkinmengandung jejak-jejak inklusi yang menandai struktur konsentrisasli. Hal itu sering ditemukan jika ooid asal disusun oleh aragonitdan kemudian terekristalisasi menjadi kalsit. Pada kasus istimewa,bagian interior ooid menjadi satu kristal kalsit tunggal yangmenempati seluruh bagian interior itu. Pada kasus lain, ooidterkonversi menjadi karbonat mikrokristalin padat (mikrit), dimanahampir seluruh struktur konsentris yang semula ada menjaditerhapus. Ooid seperti itu seringkali tertukar dengan pelet atauintraklas mikrit (micritic intraclast). Salah satu modifikasi diagenetikyang menarik adalah pelarutan sebagian atau seluruh ooid, dimanahasilnya berupa ruang kosong yang kemudian terisi oleh kristalyang tumbuh mulai dari bagian tepi ruang itu ke arah dalam. Padakasus istimewa, dapat terbentuk ooid tengah-bulan (“half-moonooid”) yang terbagi atas dua bagian: bagian bawah lebih padat dandisusun oleh mikrit; bagian atas berupa coarse sparry mosaic(Carozzi, 1963). Modifikasi diagenetik lain melibatkan penggantianooid asli oleh material lain, misalnya silika. Dolomitisasi merupakantipe modifikasi diagenetik yang paling sering terjadi. Dolomit padamulanya muncul sebagai euhedra rhombohedral dalam ooid.Rhombohedra seperti itu terletak melintang, relatif terhadap strukturkonsentris, bahkan dapat memotong batas-batas ooid.


169 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Sebagian besar ooid yang terbentuk pada masa sekarangdisusun oleh aragonit, meskipun sebagian diantaranya terinversimenjadi kalsit sewaktu masih berada dalam lingkunganpengendapannya (Eardley, 1938). Invesi dapat menyebabkanhilangnya struktur asli dari ooid serta menyebabkan terubahnyaooid menjadi benda mikritik yang padat atau, pada kasus tertentu,terubah menjadi mosaik kalsit yang kasar. Lebih umum lagi, ooidterubah menjadi material kalsitik yang berstuktur radial. Hal itusering ditemukan dalam batugamping oolitik purba. Di bawah nikolbersilang, baik ooid kalsit maupun ooid aragonit sama-sama terlihatpadam. Pada kasus ooid aragonit, hal itu merupakan gambaraninterferensi semu dari kristal sumbu-satu yang disebabkan olehorientasi tangensial jarum-jarum aragonit, sedangkan pada kasusooid kalsit hal itu merupakan gambaran interferensi semu darikristal sumbu-satu yang disebabkan oleh orientasi radial dariserat-serat kalsit.

“Fosil” oolit juga dapat disusun oleh silika, dolomit, hematit, pirit,dsb. Sebagian diantara oolit itu terbentuk akibat replace-ment oolitgampingan; sebagian lain mungkin merupakan endapan primer.Sebagaimana telah dikemukakan di atas, dolomit merupakanmaterial utama yang dapat menggantikan oolit gampingan. Silikajuga dapat menjadi material pengganti oolit gampingan, baik padasaat sebelum maupun sesudah dolomitisasi. Bukti-bukti bahwa oolitsilika merupakan endapan sekunder antara lain adalah pseudomorfrijang terhadap rhombohedra dolomit, secondary enlargement intikuarsa detritus pada beberapa oolit yang memiliki cincin inklusikarbonat tipis pada batas antar butir, serta quartz overlay yangmengindikasikan penjebakan (entrapment) matriks gampinganpada saat berlangsungnya overgrowth. Bukti-bukti lain (Henbest,


170 of 350 1/5/2016 8:55 AM

1968) mencakup encroach-ment dari kristal-kristal kuarsa dalamstruktur ooid dan “hybrid” ooid yang sebagian merupakan materialkarbonat dan sebagian lain merupakan rijang dengan bidang batasyang memotong struktur konsentris asli. Sejarah diagenetiksebagian oolit silikaan sangat kompleks (Choquette, 1955).

Tidak semua ooid non-gampingan merupakan produkreplacement. Meskipun asal-usulnya belum diteliti, namun datapetrologi menunjukkan bahwa ooid fosfat (phosphatic ooid) danbatubesi oolit (oolitic ironstone), khususnya chamosite ironstone,merupakan endapan primer.

Banyak teori telah diajukan untuk menjelaskan pembentukanoolit dan pisolit. Sebagian teori menyatakan adanya intervensiorganisme, baik secara langsung maupun tidak langsung,khususnya ganggang (Rothpletz, 1892). Teori-teori lainmenyatakan perlunya suatu medium gel (Bucher, 1918). Teori-teoriyang lain lagi mengasumsikan bahwa pisolit terbentuk akibatpenggantian material detritus yang bukan oolit. Sebagian bendayang berstruktur konsentris dan berukuran relatif besar dapatdipastikan merupakan “pisolit ganggang”, suatu tipe onkolit(oncolite). Sebagian benda yang berstruktur konsentris danberukuran relatif besar, seperti yang ditemukan dalam bauksitpisolit (pisolitic bauxite) dan sebagian feruginous laterite, mungkinmerupakan produk penggantian material non-oolit. Walau demikian,sebagian besar oolit gampingan dan kebanyakan oolitnon-gampingan agaknya merupakan produk presipitasi langsungdari larutan dalam lingkungan yang memungkinkan partikel-partikeldapat menggelinding dengan bebas. Eratnya asosiasi antara oolitdengan partikel-patikel kuarsa detritus, adanya gejala lapisan


171 of 350 1/5/2016 8:55 AM

silang-siur dalam banyak batugamping oolitik, serta pemilahanendapan seperti itu mengindikasikan akumulasi dalam suatumedium turbulen. Illing (1954), yang membahas masalah oolitgampingan, menyimpulkan bahwa pasir oolit Bahama yangterbentuk pada masa sekarang hanya ditemukan pada tempat-tempat dimana sedimen dikenai oleh aksi arus pasut yang kuat danbahwa oolit terbentuk pada tempat-tempat dimana air laut yangrelatif dingin bergerak ke dalam bank dangkal dan kemudianterpanaskan untuk menjadi lewat jenuh akan kalsium karbonat.Baik ganggang maupun organisme lain tidak memegang perananapapun dalam pembentukan oolit, namun sebagian ganggangpembor mungkin memegang peranan dalam penghancurannya jikamassa oolit itu tersingkap dalam suatu lingkungan “mati”, di tempatmana oolit itu tidak lagi berada dalam keadaan bergerak (Illing,1954). Hasil-hasil pengamatan Illing dan berbagai kesimpulan yangditariknya mendapatkan dukungan dari peneliti lain seperti Newell& Rigby (1957) serta Newell dkk (1960).

Meskipun para ahli telah sampai pada suatu konsensus bahwaooid merupakan produk presipitasi dalam lingkungan turbulenlaut-dangkal, namun ada beberapa fakta yang kontradiktif.Freeman (1962), misalnya saja, menyatakan adanya pelet akresi(accretionary pellet), yang dia sebut oolit, memperlihatkanpertumbuhan lapisan-lapisan yang pola pertumbuhannya tidakkonsentris terhadap inti partikel itu. Benda yang agak tidakberaturan, tidak berbentuk bola, dan tidak memiliki permukaan licinsebagaimana oolit, namun memiliki pola pertumbuhan asimetris,seperti itu ditemukan pada wilayah-wilayah perairan-dangkal diLaguna Madre, Texas. Sebagian batugamping oolit (ooliticlimestone) memperlihatkan kehadiran ooid yang tertanam dalam


172 of 350 1/5/2016 8:55 AM

matriks mikrit. Kehadiran matriks itu jelas tidak sesuai untuklingkungan turbulen energi-tinggi sebagaimana yang diasumsikansebagai tempat pembentukan oolit.

3.5.2.2 Sfelurit

Istilah sfelurit (spherulite) digunakan untuk setiap benda berbentukbola dan memiliki struktur radial. Beberapa benda konkresionalmerupakan benda sfeluritik. Banyak oolit juga sferulitik. Namun,sebagaimana telah dijelaskan di atas, struktur radial yang adadalam oolit merupakan gejala pertumbuhan sekunder (Eardley,1938). Istilah sfelurit dalam tulisan ini digunakan untuk menamakanbenda-benda renik berbentuk hampir seperti bola dan memilikistruktur radial in situ. Benda-benda itu agak mirip dengan bendasferulitik yang terbentuk akibat devitrifikasi gelas sebagaimanayang biasa ditemukan dalam lava sfeluritik. Dalam batugamping,kita dapat menemukan sfelurit kalsedon dan sfelurit kalsit (Muir &Walton, 1957). Berbeda dengan oolit, sfelurit memiliki permukaanyang agak tidak beraturan. Selain itu, jika pusat-pusat pertumbuhanterlalu berdekatan, maka dapat terjadi interferensi antarbenda-benda itu. Jika interferensi seperti itu banyak terjadi, makasfelurit yang sedang tumbuh itu akan membentuk polihedra denganpembandelaan tertutup. Oolit dapat pecah, dan pecahan-pecahanitu akan menjadi inti dari oolit baru. Hal seperti itu tidak mungkinterjadi pada sfelurit. Sebagian dari yang disebut sebagai “pisolitpolihedra” (“polyhedral pisolite”) sebenarnya merupakan sfelurit(Shrock, 1930).

3.6. KEMAS BIOGENIK


173 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Banyak fosil berperan sebagai bagian integral dari batuansedimen. Fosil dapat berfungsi sebagai komponen minor daribatuan, namun dapat pula merupakan komponen dominansebagaimana yang terjadi pada beberapa jenis batugamping.Tugas kita disini bukan menelaah aspek-aspek biologi (taksonomi),bentuk fosil (morfologi), atau kebenaan stratigrafinya, melainkanmenelaah fosil sebagai komponen batuan. Setiap ahli petrologihendaknya mampu mengenal fosil dalam sayatan tipisdan—berdasarkan komposisi, preservasi, dan cara fosil itu hadirdalam batuan—mengambil informasi penting mengenai asal-usulbatuan dimana fosil itu berada.

Dalam tulisan ini kita juga tidak menujukan perhatian padastruktur berskala besar yang terbentuk secara organik. Terumbu,misalnya saja, merupakan tubuh batuan sedimen dan akan dibahaspada Bab 5. Disini kita juga tidak akan membahas berbagai jenistrack, trail, lubang galian (burrow), modifikasi perlapisan yangdisebabkan oleh gangguan bioturbasi, atau bentuk-bentuk lapisanpertumbuhan (stromatolit) yang dinisbahkan pada organisme(struktur sedimen biogenik seperti itu akan dibahas pada Bab 4).Disini perhatian kita akan ditujukan pada fosil dan detritus fosil;pada pengenalan komponen sedimen yang berupa rangkaorganisme. Kita ingin mengetahui asal-usul rangka organik, yakniorganisme yang bertanggungjawab terhadap fragmen-fragmen itu,apakah ganggang, foraminifera, koral, dsb.

Meningkatnya ketertarikan para ahli terhadap petrologibatugamping selama dua dasawarsa terakhir telah memicu banyakpertanyaan mengenai hal-hal tersebut di atas. Meskipun Sorby(1879) merupakan orang pertama yang mengungkapkan khuluk


174 of 350 1/5/2016 8:55 AM

petrografi sisa-sisa organisme, namun topik itu baru menarikperhatian para ahli baru-baru ini. Pada bagian ini akan disajikansebuah ikhtisar mengenai topik itu. Pembahasan yang lebihmendalam dapat ditemukan dalam karya tulis Majewske (1969)serta Horowitz & Potter (1971).

3.6.1 Komposisi dan Modus Preservasi Fosil merupakan bukti kehidupan purba. Fosil dapat terkubursebagai sisa-sisa organisme yang tidak terubah, misalnya sebagaistruktur organik yang resisten—tulang, gigi, dan cangkang.Sebagian besar cangkang dan struktur lain pada mulanyamerupakan senyawa kalsium karbonat dengan kadar magnesiumdan unsur-unsur minor lain yang beragam. Cangkang dan strukturlain merupakan senyawa fosfatik, silikaan, atau chitinoid.

Sisa-sisa organik dapat terubah dengan tingkat perubahanyang beragam. Sebagian cangkang karbonat terlindi (leached);sebagian lain mengalami rekristalisasi dan kehilangan strukturinternalnya; tulang dan material sejenis dapat mengalamipengayaan unsur F. Sisa-sisa organik seperti selulosa dapatmengalami degradasi hebat dan dalam batuan tua hanyaditemukan dalam wujud film karbon. Hal itu juga berlaku padajaringan tumbuhan dan sebagian chitinous materials. Bagian lunaktubuh binatang bahkan dapat mengalami alterasi hebat. Fosilseperti itu tidak lebih dari sekedar film karbon yang tersisa setelahkehilangan unsur-unsur volatil di bawah kondisi anaerob. Fosiltumbuhan yang mengalami karbonisasi banyak ditemukan dalamserpih yang berasosiasi dengan lapisan batubara. Banyak pulakayu yang mengalami karbonisasi ditemukan dalam lapisan serpih


175 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dan pasir. Pada beberapa kasus, sebagaimana yang terjadi pada“arang kayu” (charcoal; fusain) dan “bola batubara” (“coal ball”)(Stopes & Watson, 1909), dinding sel-sel tumbuhan mengalamikarbonisasi, sedangkan sel-selnya sendiri terisi oleh mineral,biasanya kalsit. Sebagian sisa tumbuhan dapat terawetkan denganindah. Sebagian fosil graptolit terawetkan sebagai film-film karbondalam batusabak dan serpih hitam Ordovisium.

Struktur organik mungkin tergantikan seluruhnya sedemikianrupa sehingga komposisi fosil sewaktu ditemukan jauh berbedadengan komposisi asalnya. Proses penggantian seperti itu(petrifikasi) sebenarnya merupakan segregasi-segregasi mineralminor penyusun batuan sehingga memiliki kebenaan geokimiayang sama dengan konkresi, nodul, dan benda-benda lain yangmirip dengan itu. Silika, karbonat, dan sulfida besi merupakantipe-tipe material pengganti yang sering ditemukan. Penggantian itusendiri dapat berlangsung dengan tingkat preservasi yang cukupmendetil.

Dalam banyak kasus, struktur organik asli maupun strukturpengganti tidak ditemukan. Apa yang ditemukan hanya lubangbekas kehadiran struktur organik, yang disebut mold. Mold ituterbentuk akibat hilangnya struktur asal akibat pelarutan. Moldmemperlihatkan bentuk dan ornamentasi benda asalnya. Jika molditu kemudian terisi oleh material lain, maka benda yang dihasilkanoleh pengisian itu disebut cast. Cast juga dapat memperlihatkanbentuk luar (namun tidak bentuk dalam) dari fosil asli. Benda yangterbentuk akibat pengisian lubang di bagian interior fosil seringdisebut “cast of interior”. Dalam pengertian terbatas, benda itumerupakan internal mold.


176 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Pelet kotoran (fecal pellet) adalah kotoran (terutamainvertebrata) yang ditemukan dalam endapan bahari masa kini dankadang-kadang juga dalam endapan purba, dimana pelet itu telahmengalami litifikasi (Moore, 1939; Dapples, 1942). Sebagian besarpelet merupakan produk organisme pemakan lumpur sehinggapelet umumnya disusun oleh partikel-partikel lempung dan lanauyang direkatkan satu sama lain oleh zat organik. Banyak peletlunak kemudian mengalami disintegrasi, sedangkan sebagian laintermineralisasi dan menjadi bagian integral dari sedimen. Padabeberapa kasus, sebagian besar (30–50%) endapan sedimendisusun oleh pelet. Pelet dapat tertransformasi menjadi glaukonitatau mengalami piritisasi. Pelet juga dapat menjadi bagian dalamdari akumulasi fosfat. Pelet kotoran yang paling sering ditemukanadalah pelet berbentuk telur dan ber-ukuran kecil (panjangnya 1mm atau kurang dari itu). Pelet seperti itu banyak dilaporkankehadirannya dalam sedimen purba, terutama batugamping. Walaudemikian, benda seperti itu tidak dapat selalu diketahuiasal-usulnya sebagai kotoran. Pelet yang lebih jarang ditemukanadalah pelet memanjang dengan ornamen transversal dan/ataulongitudinal. Sebagian besar pelet kotoran tidak memiliki strukturinternal dan dalam banyak kasus sering teridentifikasikan sebagaibenda anorganik.

Koprolit (coprolite) adalah benda berukuran besar yangasal-usulnya mirip dengan pelet kotoran. Orang yangpertama-tama mengenal asal-usul koprolit agaknya Buckland(1835). Dia menemukan koprolit dalam endapan Lias di Inggris(Folk, 1965b). Literatur mengenai koprolit telah dikaji secaramendalam oleh Amstutz (1958).


177 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Koprolit biasanya berwarna coklat muda, coklat tua, atau hitam,bentuknya seperti telur (ovoid) hingga memanjang, panjang-nya1–15 cm, dengan permukaan yang dicirikan oleh konvolusi anular.Striation longitudinal atau groove jarang ditemukan dalam koprolit.Material berserat yang berwarna coklat dalam koprolit umumnyamerupakan material fosfatik dan secara optik bersifat isotropdengan indeks refraksi mendekati indeks refraksi kolofan(collophane) (1,58–1,62). Bradley (1946) menunjukkan bahwakoprolit dalam Bridger Formation (Eocene) di Wyomingkemungkinan merupakan karbonat-apatit (francolite). Koprolit yangditeliti oleh Amstutz berkomposisi limonitik dengan inti sideritik, daribagian mana limonit diperkirakan berasal. Jelas bahwa siderit itumenggantikan material asli penyusun koprolit itu. Koprolitmerupakan material penyusun batuan sedimen yang relatif jarangditemukan. Salah satu pengecualiannya adalah endapan terestrialTersier yang banyak mengandung sisa-sisa mamalia.

3.6.2 Petrologi Fosil

Para ahli petrografi sering menemukan komponen-komponengranuler sedimen yang berupa sisa-sisa invertebrata, terutamadalam batugamping. Sebagian batuan terutama disusun oleh fosiltersebut. Karena itu, setiap ahli petrografi hendaknya mampumengenal fragmen-fragmen fosil itu dan, jika memungkinkan,menentukan kategori organisme tersebut. Karena masalah inisangat penting dalam kaitannya dengan batugamping, makapembahasan yang lebih mendetil tentang petrologi fosil akandisajikan pada Bab 10.

4.1 TINJAUAN UMUM DAN KLASIFIKASI


178 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Berbeda dengan tekstur yang sebaiknya diamati pada sampelgenggam atau sayatan tipis, struktur sedimen merupakan gejalayang sebaiknya diamati atau dipelajari pada singkapan. Teksturberkaitan dengan hubungan antar butir dan akan terlihat denganjelas di bawah mikroskop; struktur berkaitan dengan satuan-satuanyang lebih besar dan lebih jelas terlihat di lapangan. Dengandemikian, pemelajaran struktur sama tuanya dengan penelitiangeologi. Struktur seperti lapisan silang-siur, gelembur, dan lekangkerut telah dijelaskan dalam tulisan-tulisan lama yang dibuat olehpara ahli geologi.

Struktur sedimen primer (primary sedimentary structure)digunakan sebagai indikator agen dan/atau lingkunganpengendap-an. Struktur sedimen tertentu seperti graded beddingdan lapisan silang-siur digunakan untuk menentukan urut-urutanstratigrafi dalam strata yang miring, vertikal, atau strata yang telahterbalik (Shrock, 1948). Akhir-akhir ini, struktur terarah (directionalstructure) dipakai untuk memetakan arus purba serta untukmenentukan kelerengan purba (paleoslope) dan jurus sedimentasi(sedimentary strike) (Pettijohn, 1962; Pettijohn & Potter, 1963).Para ahli juga memberi perhatian khusus pada struktur biogenik(iknofosil) yang dapat berperan sebagai indikator lingkunganpengendapan. Berbeda dengan fosil tubuh (body fossil), strukturbiogenik (biogenic structure) tidak rentan terhadap perombakanatau pengangkutan (Seilacher, 1964a). Terakhir, para ahli untukkesekian kalinya menelaah kembali struktur arus dan kondisi-kondisi aliran yang membentuknya (Middleton, 1965).

Meningkatnya kembali ketertarikan para ahli terhadap struktursedimen muncul sebagai efek samping dari pemelajaran sedimen


179 of 350 1/5/2016 8:55 AM

modern dan pemetaan arus purba. Penelitian-penelitian itu telahmendorong diterbitkannya sejumlah monograf mengenai berbagaiaspek struktur sedimen, misalnya atlas struktur sedimen(Khabakov, 1962; Potter & Pettijohn, 1964; Ricci Lucchi, 1970),manual struktur sedimen (Conybeare & Cook, 1968), sertamonograf tentang struktur sedimen (Gubler dkk, 1966). Selain ituada pula karya tulis yang khusus membahas kategori struktursedimen tertentu, terutama struktur bidang perlapisan bawah (solemarks) (Vassovich, 1953; Dzulynski & Sanders, 1962; Dzulynski,1963; Dzulynski & Walton, 1965) serta mengenai iknofosil danstruktur biogenik (Abel, 1935; Lessertisseur, 1955; Seilacher,1964b). Perlu juga diketahui bahwa telah terbit berbagaiproceedings simposium mengenai struktur sedimen primer dantafsiran hidrodinamikanya (Middleton, 1965). Selain itu, tidak sedikitpula makalah yang membahas tentang struktur sedimen tertentuserta perlapisan (Andrée, 1915; Zhemchuzhnikov, 1940; Bruns,1954; Birkenmajer, 1959; Botvinkina, 1959, 1962). Bahkan,sekarang telah terbit pula sebuah manual untuk mempelajaristruktur sedimen, terutama sedimen yang ditemukan dalamsedimen bahari modern (Bouma, 1969).

Sejalan dengan makin meluasnya ketertarikan pada terhadapstruktur sedimen, ada beberapa ahli yang mencoba untukmenyusun sistem tatanama dan skema klasifikasi struktur sedimen.Ada dua ancangan yang dapat digunakan untuk meng-golongkanstruktur sedimen: (1) ancangan morfologi; dan (2) ancangangenetik. Dengan ancangan pertama, para ahli mencoba untukmenggolongkan struktur sedimen berdasarkan bentuk ataugeometrinya serta tempatnya dalam lapisan sedimen (pada bidangperlapisan atau dalam lapisan). Klasifikasi genetik


180 of 350 1/5/2016 8:55 AM

mengelompokkan struktur sedimen berdasarkan proses-prosesyang terlibat dalam pembentukannya, misalnya menjadi kelompoksedimen biogenik, hidrodinamik, dan rheologi (Nachtegaal, 1965;Elliott, 1966). Klasifikasi genetik didasarkan pada satu asumsibahwa kita telah mengetahui secara pasti asal-usul setiap struktursedimen. Asumsi seperti itu sudah barang tentu tidak selalu dapatterpenuhi. Selain itu, sebagian struktur sedimen demikian komplekssehingga tidak mudah untuk menentukan asal-usulnya. Ada pulastruktur sedimen yang pembentukannya melibatkan lebih dari satuproses. Contohnya adalah sidik seruling (flute cast) dan gelemburpasir (sand ripple) yang dikenai oleh deformasi pembebanan tidaklama setelah struktur itu terbentuk. Di lain pihak, penggolonganyang murni didasarkan pada morfologi bukan tidak mengandungmasalah. Gelembur dapat dianggap sebagai struktur pada bidangperlapisan, namun gelembur juga dapat memunculkan diri sebagailaminasi silang-siur mikro yang terletak pada tubuh lapisan. Bahkanlekang kerut sekalipun dapat berperan sebagai struktur padabidang perlapisan atas, struktur pada bidang perlapisan bawah,maupun struktur dalam tubuh lapisan. Penggolongan yang murnibersifat morfologi (Conybeare & Crook, 1968) agak artifisial dandapat menyebabkan termasukkannya sejumlah struktur yangasal-usulnya beragam ke dalam satu kategori yang sama. Skemapenggolongan yang murni bersifat morfologi dapat membantu kitadalam mengenal struktur sedimen, namun skema seperti itu tidakmemberikan tambahan apapun pada pengetahuan kita.

Sebenarnya, akan lebih bermanfaat apabila kita menggunakanskema klasifikasi gabungan: genetik sekaligus morfologi. Mungkinakan lebih baik apabila kategori utama dari struktur sedimenmerupakan kategori genetik, sedangkan kategori sekunder


181 of 350 1/5/2016 8:55 AM

merupakan kategori morfologi. Dengan pemikiran seperti itu,struktur sedimen dapat dibedakan menjadi tiga kategori utama:yakni struktur sedimen fisik (mechanical sedimentary structures;physical sedimentary structures), struktur sedimen kimia (chemicalsedimentary structures), dan struktur sedimen biogenik (biogenicsedimentary structures; organic sedimentary structures). Strukturfisik pada dasarnya merupakan struktur sedimen primer yangterbentuk pada saat pengendapan. Struktur fisik dapat merupakanstruktur hidrodinamik (hydrodynamic sedimentary structures) yangterbentuk oleh arus atau struktur reologi (rheologic sedimentarystructures) yang terbentuk akibat hydroplastic synsedimentarydeformation. Struktur kimia terbentuk akibat proses-prosesdiagenetik pasca-pengendapan. Struktur biogenik terbentuk olehorganisme pada saat sedimennya diendapkan. Karena strukturkimia terbentuk setelah pengendapan dan karena umumnya tidakberkaitan dengan proses-proses sedimentasi, maka pembahasanmengenai struktur kimia akan disajikan pada Bab 12.

Secara umum, struktur sedimen tidak berkaitan dengankomposisi batuan atau litologi. Lapisan silang-siur dapat terbentukdalam setiap material granuler yang tidak kohesif, tanpa tergantungpada apakah material itu berupa pasir kuarsa atau pasir karbonat.Graded bedding dan struktur bidang perlapisan bawah seringditemukan bukan saja dalam beberapa kategori batupasir, namunjuga dalam beberapa kategori batugamping. Lapisan silang-siurdan gelembur hanya terbentuk dalam material granulernon-kohesif, sedangkan lekang kerut hanya terbentuk dalamlumpur kohesif. Stromatolit, dengan beberapa pengecuali-anistimewa, hanya muncul dalam batuan karbonat. Walau demikian,preservasi struktur sedimen sangat tergantung pada komposisi


182 of 350 1/5/2016 8:55 AM

batuan. Struktur sedimen yang terbentuk pada permukaan lumpurargilit biasanya akan terekam sebagai cetakan di bagian bawahbatupasir yang menindihnya. Walau demikian, apabila lumpur itumerupakan lumpur karbonat, struktur tersebut akan dipertahankandan akan terlihat pada perlapisan atas lumpur karbonat itu. Karenaitulah mengapa sebagian besar foto lekang kerut yangdipublikasikan selama ini menyajikan lekang kerut modern dalamlumpur argilit modern, sedangkan foto fosil lekang kerut biasanyaberasal dari batugamping.

4.2 PERLAPISAN

Struktur sedimen primer yang hampir universal adalahperlapisan (bedding) atau stratifikasi (stratification). Bahkan, istilah“batuan berlapis” (stratified rocks) sebenarnya hampir sinonimdengan istilah “batuan sedimen” (sedimentary rocks), meskipunbeberapa jenis sedimen tertentu seperti tillite, tidak memilikistratifikasi internal dan meskipun beberapa jenis batuan bekutertentu, misalnya aliran lava, memperlihatkan gejala stratifikasi.

Perlapisan atau stratifikasi ditampilkan oleh satuan-satuanbatuan yang secara umum berbentuk tabuler atau lentikuler. Setiapsatuan batuan itu memiliki keseragaman litologi atau struktursedemikian rupa sehingga berbeda dengan satuan lain yangberdampingan dengannya. Payne (1942) menggunakan istilahstratum untuk menamakan suatu layer “yang tebalnya lebih dari 1cm… [dan] dapat dibedakan secara visual dari lapisan lain yangterletak di atas dan dibawahnya berdasarkan litologi, adanyabidang fisik yang secara tegas memisahkan keduanya, atau olehkeduanya.” Istilah laminasi (lamination) digunakan untuk satuan


183 of 350 1/5/2016 8:55 AM

strata yang mirip dengan stratum, namun ketebalannya kurang dari1 cm. Payne (1942) lebih jauh mendefinisikan beberapa istilahyang sering digunakan untuk mencandra strata—yakni fissile,shaly, flaggy, dan massive—serta menyatakan limit-limit ketebalanuntuk setiap istilah tersebut. McKee & Weir (1953) mencoba untukmemisahkan istilah-istilah yang dipakai untuk menyatakanketebalan strata dengan istilah-istilah yang dipakai untukmenyatakan sifat penyubanan (splitting properties). SebagaimanaPayne (1942), McKee & Weir (1953) menamakan semua satuanstrata yang ketebalannya kurang dari 1 cm sebagai laminasi,sedangkan satuan strata yang lebih tebal dari 1 cm disebut lapisan(bed). Lapisan yang ketebalannya 1–5 cm disebut lapisan sangattipis; lapisan yang tebalnya 5–60 cm disebut lapisan tipis; lapisanyang ketebalannya 60–120 cm disebut lapisan tebal, sedangkanlapisan yang tebalnya lebih dari 120 cm disebut lapisan sangattebal. Jika lapisan-lapisan itu terpecah-pecah ke dalam beberapasatuan yang ketebalnnya lebih kurang sama, maka lapisan-lapisanitu berturut-turut dikatakan flaggy, slabby, blocky, dan massive.Apabila pecah, strata yang lebih tipis dari lapisan dikatakanberlaminasi (laminated) atau, jika setiap pecahan itu ketebalannyakurang dari 2 mm disebut berlaminasi halus (thinly laminated).

Otto (1938) mencoba untuk mendefinisikan dua satuan yangmemiliki kebenaan genetik, yakni satuan sedimentasi(sedimentation unit) dan laminasi. Satuan sedimentasididefinisikannya sebagai “ketebalan sedimen yang diendapkan dibawah kondisi-kondisi fisik yang relatif konstan”. Aliran arus di alamtidak pernah benar-benar seragam. Karena itu, misalnya saja, tidakada satupun sedimen yang disusun oleh partikel-partikel yangukurannya persis seragam. Sebenarnya ada arus yang


184 of 350 1/5/2016 8:55 AM

meng-endapkan ukuran partikel tertentu. Arus itu memilikikecepatan rata-rata tertentu dan mengendapkan partikel denganukuran rata-rata tertentu untuk selang waktu tertentu. Satuansedimentasi terbentuk pada selang waktu itu. Ketika arus berubahsecara radikal, dan terbentuk suatu kondisi aliran baru, maka akanterbentuk satu satuan sedimentasi baru. Sudah barang tentu adafluktuasi kecepatan arus dalam waktu singkat dan arus itulah yangbertanggungjawab terhadap pembentukan laminasi atau “fasa”(Apfel, 1938) yang sedikit berbeda dengan laminasi lain yangberdampingan dengannya. Suatu layer pasir berlapisan silang-siur,misalnya saja, merupakan suatu satuan sedimentasi. Layer itudiendapkan pada kondisi yang pada dasarnya seragam. Aruspengendap layer itu memiliki kecepatan dan arah yang relatifseragam untuk satu selang waktu tertentu. Laminasi silang-siurmerupakan rekaman fluktuasi kecepatan arus secara lokal dalamwaktu singkat. Satuan lapisan silang-siur kedua yang terletak diatas lapisan silang-siur pertama, baik yang orientasinya samamaupun berbeda dengan lapisan silang-siur pertama, merupakansatuan sedimentasi lain yang terpisah dari satuan lapisansilang-siur pertama serta merekam suatu episode pengendapanbaru yang berbeda dengan sebelumnya.

Menurut Otto (1938), pembedaan antara satuan sedimentasidengan laminasi bukan terletak pada ketebalannya. Lapisantahunan atau warwa pada danau proglacial Plistosen, meskipunumumnya memiliki ketebalan lebih dari 1 cm, namun sebagiandiantaranya memiliki ketebalan kurang dari 1 cm. Karena itu,mungkin kurang logis apabila kita menggolongkan sebagian warwasebagai lapisan dan sebagian lain sebagai laminasi. Padahal,semuanya itu merupakan satuan sedimentasi. Karena bagian


185 of 350 1/5/2016 8:55 AM

warwa yang relatif tebal dan terutama disusun oleh lanau dan pasirumumnya berlaminasi, agaknya kita perlu membedakan laminasidengan warwa dan, oleh karena itu, antara lapisan dengan laminasiberdasarkan aspek lain selain ketebalan arbitrer yang telahditentukan sebelumnya.

Meskipun satuan sedimentasi merupakan sebuah konsep yangbermanfaat, namun konsep itu sukar untuk diterapkan padabeberapa tipe batuan. Demikian pula, konsep itu sukar untukditerapkan pada banyak situasi. Konsep itu lebih tepat diterapkanpada batuan klastika berbutir kasar, bukan pada batuan yangterbentuk secara kimiawi atau biologi.

Para ahli telah memberikan perhatian yang cukup banyakterhadap geometri bedding units serta pada karakter dankebena-an bidang perlapisan yang memisahkan satuan-satuan itu.Lapisan dicandra sebagai lapisan planar jika bidang pembatasnyasejajar dengan limit-limit singkapan dan disebut lentikuler(lenticular) apabila bidang-bidang pembatasnya konvergen. Bidangpembatas lapisan juga bisa tidak beraturan (irregular). Istilah-istilahseperti wavy, bahkan lumpy dan noduler (nodular), dipakai untukmenamakan lapisan-lapisan yang menebal di suatu tempat danmenipis di tempat lain, bahkan pada lapisan-lapisan yangterdisintegrasi menjadi beberapa lensa atau nodul. Keteraturansuatu sekuen berlapis dapat dicandra berdasarkan keseragamanketebalan lapisan-lapisan penyusunnya serta berdasarkankesinambungan lateral dan keseragaman ketebalan individu-individu lapisan itu. Dengan dasar pemikiran itu, kita mengenaladanya empat tipe sekuen berlapis:


186 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Sekuen yang disusun oleh lapisan-lapisan yang ketebalannyasama atau hampir sama; berkesinambungan secara lateraldengan ketebalan yang lebih kurang tetap.

1.

Sekuen yang disusun oleh lapisan-lapisan yang ketebalannyatidak sama, namun berkesinambungan secara lateral denganketebalan yang lebih kurang tetap.

2.

Sekuen yang disusun oleh lapisan-lapisan yang ketebalannyatidak sama, namun berkesinambungan secara lateral denganketebalan yang bervariasi.

3.

Sekuen yang disusun oleh lapisan-lapisan yang ketebalannyatidak sama, tidak berkesinambungan secara lateral, danmemiliki ketebalan yang bervariasi.

4.

Perlapisan dapat diukur. Karena itu, hingga tingkat tertentu,aspek-aspek umum dari lapisan dapat dikuantitikasikan.Schwarzacher (1953) dan Fiege (1937) menunjukkan bahwaketebalan individu-individu lapisan pada banyak sekuen,khusus-nya turbidit dan endapan piroklastik jatuhan yangberukuran halus (debu), secara logaritmik bersifat normal (lihatgambar 4-1 dan 4-2). Secara umum, meskipun tidak berartiuniversal, kekasaran partikel penyusun batuan memiliki kaitandengan ketebalan lapisan (gambar 4-3). Hubungan seperti ituterlihat juga dalam strata silang-siur (Schwarzacher, 1953) sertadalam turbidit pasir (Fiege, 1937; Potter & Scheidegger, 1966).Pada kasus pasir turbidit dan endapan piroklastik jatuhanberukuran halus, baik partikel kasar maupun ketebalan lapisansama-sama berkurang ke arah hilir (Scheidegger & Potter, 1971).


187 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Dengan demikian, geometri perlapisan merupakan sebuah saranapenting untuk membedakan fasies proksimal dengan fasies distaldalam endapan-endapan itu. Log normal ataupun tidak, ketebalanlapisan sangat menceng ke arah lapisan tipis. Bokman (1957)mengusulkan suatu skala geometris, yang disebut skala theta,yang cenderung menormalisasikan distribusi ketebalan yangsemula menceng dengan cara yang lebih kurang analog denganperanan skala phi pada kasus distribusi besar butir.

Para ahli telah sejak lama mengetahui bahwa bidangperlapisan mungkin merekam suatu interval non-pengendapan,bahkan pada kasus tertentu mungkin merekam erosi. Rumpangseperti itu disebut diastem (Barrell, 1917). Diastem mungkinmerekam rentang waktu yang lebih panjang dibanding batuan yangdiapitnya.

4.3 SUSUNAN INTERNAL DAN STRUKTUR LAPISAN

4.3.1 Perlapisan Masif

Lapisan jarang yang tidak mengandung struktur atau kemasinternal. Batuan yang tampak tidak mengandung struktur seperti itudisebut lapisan masif (massive beds). Foto-foto sinar-X dari batuanyang tampak masif menunjukkan bahwa sebagian besar dari apayang disebut sebagai batuan masif itu sebenarnya mengandunglaminasi internal (Hamblin, 1965). Karena itu, batuan yangbenar-benar masif mungkin sangat jarang ditemukan di alam.

4.3.2 Laminasi


188 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Banyak lapisan memperlihatkan laminasi internal. Dalambanyak lapisan, laminasi itu sejajar dengan bidang pembatasnya.Pada lapisan lain, laminasi itu miring ke arah bidang pembatas.Sudut kemiringan laminasi itu pada beberapa kasus sangat landai(1–10o), sedangkan dalam kasus lain cukup curam (10–35o,bahkan lebih). Laminasi yang disebut terakhir ini dinamakanlapisan silang-siur dan merupakan salah satu ciri khas dari pasir.Laminasi pada material itu hanya merekam fasa-fasa transisi ataufluktuasi minor dalam kecepatan arus pengendap.

Laminasi merupakan satu karakter paling khas dari sedimenberbutir halus, terutama batulanau dan serpih. Laminasi munculsebagai perselingan material yang berbeda besar butir ataukomposisinya. Laminasi pada umumnya memiliki ketebalan 0,5–1,0mm. Laminasi dapat menerus maupun tidak menerus, serta dapatjelas maupun samar. Contoh-contoh laminasi adalah laminasi yangterbentuk oleh perselingan material kasar dengan material halus(lanau atau pasir halus dengan lempung), perselingan lapisan-lapisan lanau yang berwarna terang dengan lapisan-lapisan lanauyang berwarna gelap akibat perbedaan material penyusun lanauitu, serta perselingan kalsium karbonat dengan lanau.

Laminasi terbentuk akibat adanya variasi laju pasokan atau lajupengendapan material yang berbeda-beda. Variasi itu sendiridinisbahkan pada pergeseran arus pengendap secara kebetulan,pada iklim (khususnya perubahan mendaur yang berkaitan denganritme harian atau tahunan), serta pada banjir atau badai yang tidakbersifat periodik. Pembaca yang ingin mengetahui lebih jauhkondisi-kondisi yang diperlukan untuk pembentukan dan preservasilapisan tahunan serta kriteria untuk mengenalnya dapat membaca


189 of 350 1/5/2016 8:55 AM

karya tulis Bradley (1929) dan Rubey (1930).

Sebagian serpih memperlihatkan laminasi yang sangat baik;sebagian lain justru tidak mengandung laminasi. Contoh palingsempurna dari serpih berlaminasi baik adalah serpih endapandanau. Laminasi yang juga terlihat cukup jelas, meskipun tidaksejelas seperti yang terlihat dalam endapan danau, dapatditemukan dalam batulumpur yang terpecah-pecah serta dalamsedimen terestrial lainnnya. Karbonat endapan dataran pasut jugaberlaminasi baik. Sedimen-sedimen seperti itu, apabila telahkompak, disebut laminit (laminite).

Kesempurnaan dan derajat preservasi laminasi merupakanukuran dari ketenangan massa air dimana endapan ituter-akumulasi. Adanya arus dasar, meskipun sedikit, dapatmenghancurkan laminasi yang telah terbentuk dalam endapan.Karena itu, laminasi seringkali merekam pengendapan di bawahalas gelombang (wave base). Kesempurnaan laminasi dalamlempung juga berkaitan dengan salinitas air. Elektrolit tertentu,terutama natrium klorida, memicu terjadinya flokulasi (flocculation)atau symmixis. Flokulasi menyebabkan terjadinya pencampuranpartikel-partikel lanau dan lempung dan, pada gilirannya, tidakmemungkinkan terbentuknya laminasi sedemikian rupa sehinggaendapan yang dihasilkannya relatif homogen. Stratifikasi dalamsuatu batuan juga dapat terhancurkan oleh organisme pemakanmaterial organik yang ada dalam lumpur. Proses pemakanan yangberulang-ulang dapat menyebabkan terubahnya endapan sertaterhancurkannya sebagian atau semua laminasi. Karena hal ituhampir universal, maka preservasi laminasi mengindikasikan lajupengendapan yang sangat tinggi atau kondisi dasar yang beracun


190 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dan menghambat perkembangan fauna bentos. Di bawah kondisi-kondisi yang disebut terakhir ini, individu-individu laminasi yangsetipis kertas dapat terawetkan dan dapat ditelusuri keberadaannyahingga jarak beberapa kilometer (Anderson dkk, 1972).

Secara umum, makin tipis laminasi, makin lambat lajuakumulasinya. Hal itu jelas terlihat dalam laminasi berpasangan(paired laminations) yang terbentuk pada interval waktu yangsama, misalnya dalam satu tahun.

4.3.3 Susunan dan Struktur Internal

Setelah dimensi umum—ketebalan dan penyebaran—strukturinternal suatu lapisan merupakan sifat terpenting dari lapisan(gambar 4-4). Ada dua tipe utama struktur internal: (1) lapisansilang-siur; (2) graded bedding. Meskipun struktur-struktur ituterutama berkembang baik dalam lapisan batupasir, namunkeduanya dapat muncul pula dalam batuan yang lebih kasar danlebih halus dari batupasir, termasuk dalam batugamping yangdiendapkan secara mekanik. Bailey (1930) menyatakan bahwastruktur-struktur itu praktis tidak dapat muncul dalam satu lapisanyang sama karena keduanya mencirikan dua fasies peng-endapanyang berbeda sama sekali.

4.3.4 Lapisan Silang-Siur dan Gelembur

Lapisan silang-siur (cross-bedding) dan gelembur (ripple mark)umumnya dipandang sebagai dua fenomena yang tidak berkaitan.Lapisan silang-siur dianggap sebagai gejala internal suatu lapisan,sedangkan gelembur dianggap sebagai struktur yang berkembang


191 of 350 1/5/2016 8:55 AM

pada bidang perlapisan. Sebenarnya, kedua struktur itu memilikikaitan yang erat dan keduanya merupakan dua aspek yangberbeda dari satu hal yang sama. Lapisan silang-siur merupakanproduk migrasi gelembur besar (megaripple) atau sand wave;lapisan silang-siur berskala kecil (ripple bedding) merupakanproduk migrasi gelembur.

Secara umum, gelembur merupakan sebuah struktur berskalakecil. Panjang gelombang gelembur hanya beberapa centi-meterdan tingginya hanya beberapa milimeter. Walau demikian, padalingkungan-lingkungan tertentu, dapat berkembang gelemburraksasa (giant ripple). Gelembur besar itu memiliki panjanggelombang beberapa meter atau lebih—pada beberapa kasuspanjang gelombangnya beberapa puluh meter—dengan amplitudobeberapa puluh centimeter. Gelembur dengan ukuran sepertii tupernah ditemukan dalam alur pasut (van Straaten, 1950; Off, 1963)dan sungai (Sunborg, 1956). Masih dipertanyakan apakah strukturterbesar yang bentuknya mirip dengan gelembur merupakangelembur atau bukan. Benda seperti itu sering disebut gumuk(dune) atau sand wave (Carey & Keller, 1957). Gumuk memiliki sisihulu yang sangat landai (biasanya hanya 1o atau 2o) danpermukaannya sering ditutupi oleh gelembur arus (current ripple)yang berukuran relatif kecil.

Meskipun gelembur skala kecil memiliki banyak kemiripandengan sand wave atau gumuk, dan meskipun migrasi struktur-struktur menghasilkan lapisan silang-siur yang juga banyakmemperlihatkan kemiripan, namun pembahasan gelembur dalambuku ini dipisahkan dari pembahasan sand wave atau gumuk. Halitu dilakukan antara lain karena gelembur merupakan struktur


192 of 350 1/5/2016 8:55 AM

berskala kecil yang umumnya terlihat pada bidang perlapisan,sedangkan sand wave tidak seperti itu. Selain itu, pemisahantersebut juga didasarkan pada adanya perbedaan mendasar dalamproses-proses fisik pembentukan kedua tipe struktur itu (Allen,1963). Untuk menekankan adanya perbedaan-perbedaan tersebut,istilah gelembur digunakan untuk menamakan bed-form berskalakecil, sedangkan istilah sand wave atau gumuk digunakan untukmenamakan bedform berskala besar. Selain itu, istilah ripplebedding digunakan untuk menamakan laminasi silang-siur mikro(micro-cross-lamination) yang dihasilkan oleh migrasi gelembur,sedangkan istilah lapisan silang-siur digunakan untuk menamakanstruktur yang terbentuk sebagai hasil migrasi gumuk.

Laminasi silang-siur atau lapisan silang-siur telah mendapatkanperhatian yang demikian besar dari para ahli geologi. Struktur itumemungkinkan dilakukannya analisis kuantitatif. Laminasisilang-siur dan lapisan silang-siur juga sangat bermanfaat dalamanalisis arus purba.

Lapisan silang-siur merupakan struktur khas dari pasir—material granuler non-kohesif, apapun komposisinya. Lapisansilang-siur—yang disebut juga laminasi silang-siur (cross-lamination), current bedding, perlapisan diagonal (diagonalbedding), atau perlapisan palsu (false bedding)—merupakan satutipe struktur yang sukar untuk didefinisikan. Bagi sebagian ahli,struktur itu hanya berarti perlapisan yang miring—perlapisandengan initial dip yang tinggi. Walau demikian, istilah lapisansilang-siur dalam buku ini digunakan secara terbatas untukmenamakan perlapisan internal yang disebut perlapisan perenggan(foreset bedding) yang miring, relatif terhadap bidang akumulasi


193 of 350 1/5/2016 8:55 AM

utama, di dalam satu satuan sedimentasi. Definisi itu, yangmembatasi lapisan silang-siur sebagai struktur internal dari suatulapisan, menyebabkan perlapisan miring yang terbentuk dengancara lain—misalnya perlapisan gisik (beach bedding), perenggan-perenggan delta (delta foresets), dan perlapisan akresi lateral(lateral accretion bedding)—tidak termasuk ke dalam kategorilapisan silang-siur. Definisi di atas tidak tergantung pada skala.Suatu lapisan silang-siur dapat memiliki ketebalan mulai dari 3 mmhingga lebih dari 30 m.

Definisi di atas banyak digunakan oleh para ahli dan dapatditerapkan pada kebanyakan dari apa yang selama ini disebutsebagai lapisan silang-siur. McKee & Weir (1953) mendefinisikanlapisan perenggan (foreset bed) sebagai suatu “stratum silang-siur”(“cross-stratum”) dan mendefinisikan satuan lapisan silang-siur(cross-bedding unit) sebagai suatu “himpunan strata silang-siur” (“aset of cross-strata”). Mereka membedakan lapisan silang-siur, yangmemiliki perenggan dengan ketebalan lebih dari 1 cm, dengan“laminasi silang-siur” (“cross-lamination”) yang memiliki perenggandengan ketebalan kurang dari 1 cm.

Penggolongan lapisan silang-siur sukar untuk dilakukan. Hal ituterjadi karena (1) lapisan silang-siur memiliki ukuran dan bentukyang sangat beragam; dan (2) banyak singkapan lapisansilang-siur relatif terbatas sedemikian rupa sehingga skemapengggolongan tertentu tidak dapat diterapkan kepadanya. Adadua tipe umum dari lapisan silang-siur (gambar 4-5). Pertama,himpunan lapisan silang-siur tabuler sederhana (simple tabular set)dengan perenggan yang lebih kurang datar. Kedua, himpunanlapisan silang-siur mangkok (a trough-shaped set of cross-strata)


194 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dengan perenggan yang biasanya merupakan bidang lengkung.Kita mungkin akan menemukan kesukaran untuk membedakankedua tipe lapisan silang-siur itu dalam singkapan berukuran kecil,dalam singkapan yang tidak lengkap, atau dalam singkapan yangmenjurus pada arah yang kurang sesuai. Perbedaan diantarakedua tipe lapisan silang-siur itu paling jelas terlihat padasingkapan yang terletak lebih kurang sejajar dengan bidangperlapisan. Pada singkapan seperti itu, jejak perenggan darilapisan silang-siur tabuler sederhana akan tampak sebagai garislurus, sedangkan jejak perenggan dari lapisan silang-siur mangkokakan tampak cekung ke hilir. Garis yang menghubungkan titik-titiktengah jejak perenggan pada lapisan silang-siur mangkokmengindikasikan arah aliran yang membentuknya. McKee & Weir(1953) serta Allen (1963) mengembangkan suatu skemapenggolongan lapisan silang-siur yang merupakan variasi darikedua tipe umum tersebut di atas.

Lapisan silang-siur tabuler sederhana memiliki skala,kemiringan, dan azimuth. Skala berkaitan dengan ketebalan satuanlapisan silang-siur yang dapat bervariasi mulai dari 1 atau 2 cmhingga beberapa puluh meter. Sebagian besar himpunan lapisansilang-siur memiliki ketebalan kurang dari 1 m. Inklinasimenyatakan sudut kemiringan laminasi perenggan. Sudut itumerupakan sudut yang dibentuk oleh perenggan dengan bidangperlapisan utama atau sudut yang dibentuk oleh garis singgungperenggan yang memiliki kemiringan paling tinggi dengan bidangperlapisan utama. Bidang perlapisan utama diasumsikanmerupakan bidang horizontal ketika lapisan silang-siur terbentuk.Asumsi itu hampir benar, namun tidak sepenuhnya benar. Inklinasibiasanya disamakan dengan “sudut henti” dan memang keduanya


195 of 350 1/5/2016 8:55 AM

hampir persis sama. Meskipun sudut henti umumnya dikatakanberharga 33-34o, namun inklinasi rata-rata dari himpunan lapisansilang-siur kemungkinan besar berkisar mulai dari 15o hingga 20o.Pada beberapa kasus, inklinasi sangat tegak, bahkan dalam kasusistimewa dapat terbalik (gambar 4-6). Jelas bahwa hal itu terjadiakibat deformasi pasca-pengendapan. Azimuth adalah suduthorizontal yang dibentuk oleh meridian dengan proyeksi horizontaldari garis kemiringan yang ada pada perenggan. Pendeknya,azimuth itu menyatakan arah hilir. Jika satuan lapisan silang-siuryang kita teliti merupakan lapisan silang-siur mangkok, definisi-definisi itu perlu sedikit dirubah. Geometri pada lapisan silang-siurseperti itu paling baik dicandra dengan menyatakan lebar dankedalaman perenggan yang bentuknya seperti bidang kerukan itu.Nisbah lebar terhadap kedalaman perenggan cenderung untukberharga tetap, meskipun nilai-nilai aktual dari kedua aspek itusangat bervariasi (Allen, 1963). Lihat gambar 4-7. Perengganmemiliki lebar mulai dari beberapa centimeter hingga lebih dari 30meter, sedangkan kedalamannya mulai dari satu per sekiancentimeter hingga lebih dari 10 meter. Perenggan umumnyamelengkung dan cekung ke hilir (gambar 4-5).

Pola yang diperlihatkan oleh stratifikasi silang-siur berskalakecil pada bidang perlapisan disebut “rib-and-furrow” oleh Stokes(1953), disebut “Schrägschichtungsbögen” oleh Gürich (1933), dandisebut “laminasi silang-siur mikro” (“micro cross-lamination”) olehHamblin (1961).

Meskipun banyak perenggan mendekati bentuk bidang datar,dan berakhir pada bidang perlapisan bawah dan bidang perlapisanatas dengan membentuk sudut lancip yang lebih kurang sama,


196 of 350 1/5/2016 8:55 AM

namun sebagian perenggan melengkung ke bawah dan kemudianberakhir secara tangensial pada bidang perlapisan bawah.

Meskipun istilah topset dan bottomset sering diterapkan padastrata yang berturut-turut terletak di atas dan di bawah stratasilang-siur tabuler, namun pemakaian istilah-istilah tersebutsebenarnya tidak tepat. Perenggan pada strata silang-siurumumnya tidak menembus strata lain yang terletak di atas atau dibawah strata itu. Strata silang-siur bukan merupakan produkper-tumbuhan mikrodelta. Ungkapan yang menyatakan bahwaperenggan “terpancung”, yang mengimplikasikan terjadinyapeng-erosian, juga merupakan konsep yang keliru.

Asal-usul lapisan silang-siur dikatakan sangat beragam. Untuklapisan silang-siur sebagaimana telah didefinisikan pada bagian ini,jelas bahwa lapisan silang-siur itu terbentuk sebagai hasil migrasisand wave. Ukuran sand wave menentukan skala lapisansilang-siur yang dihasilkannya. Migrasi gumuk menghasilkan stratasilang-siur berskala besar, sedangkan migrasi gelemburmenghasilkan stratifikasi silang-siur berskala kecil. Asal-usullapisan silang-siur planar-tabuler akan mudah dipahami denganmerujuk pada gambar 4-8. Pada kasus itu, satuan strata silang-siuritu sendiri memiliki initial dip ke hulu, sedangkan perenggan padasatuan strata silang-siur itu miring ke hilir. Initial dip pada satuanstrata silang-siur biasanya kecil, paling hanya 1 atau 2 derajat, danseringkali tidak terlihat pada satu singkapan tunggal. Ukuranlapisan silang-siur ditentukan oleh ketinggian gumuk, sedangkanmorfologinya ditentukan oleh morfologi gelembur (jika berskalakecil) atau oleh morfologi gumuk dan sand wave (apabila berskalabesar) (Allen, 1963). Gelembur atau sand wave yang linier dan


197 of 350 1/5/2016 8:55 AM

teratur akan menghasilkan stratifikasi silang-siur planar-tabulersederhana. Gelembur atau sand wave linguloid akan menghasilkanstratifikasi silang-siur mangkok.

Kebenaan lapisan silang-siur telah diperdebatkan oleh para ahlisejak lama. Lapisan silang-siur yang ada dalam suatu formasi tidakmenyebar secara random, melainkan memperlihatkan preferredorientation (gambar 4-9). Dalam endapan aluvial, lapisansilang-siur rata-rata mengarah ke hilir. Dalam endapan bahari,kebenaan lapisan silang-siur tidak terlalu jelas, meskipun lapisanitu tetap memperlihatkan preferred orientation. Azimuth yangberlawanan pada suatu satuan lapisan silang-siurmeng-indikasikan arus pasut. Lapisan silang-siur seperti itu seringmuncul dalam beberapa singkapan dalam bentuk struktur “tulangikan” (“herringbone” structure). Lapisan silang-siur eolus lebihmencerminkan angin yang bekerja untuk suatu rentang waktu yangrelatif lama di permukaan bumi atau angin yang paling efektifbekerja di permukaan bumi; bukan mencerminkan sistem angindengan sirkulasi global. Hingga sejauh ini belum ada satupun jenisatau skala lapisan silang-siur yang khas untuk agen ataulingkungan pengendapan tertentu. Walau demikian, lapisansiang-siur yang sangat besar kemungkin terbentuk padalingkungan eolus atau bahari; bukan pada lingkungan fluvial.

Skala lapisan silang-siur (dan sand wave yang menjadi “bahan”pembentukannya) dalam endapan akuatis tampaknya berkaitandengan kedalaman (Allen, 1963). Lihat gambar 4-10. Sebagaimanadikemukakan oleh Carey & Keller (1957), ukuran gumuk atau sandwave di Sungai Mississippi bertambah sejalan denganmeningkatnya luah (dan, oleh karena itu, kedalaman) pada saat


198 of 350 1/5/2016 8:55 AM

banjir. Pengamatan lapangan biasa saja sudah cukup untukmemperlihatkan adanya sand wave berukuran besar dan, olehkarena itu, lapisan silang-siur yang lebih tebal pada sungai besar.Allen (1963) menyajikan sebuah hasil kompilasi yangmemperlihatkan bahwa ketinggian sand wave memiliki hubunganyang linier dengan kedalaman. Hubungan itu memungkinkan kitauntuk memperkirakan kedalaman dari skala lapisan silang-siurdalam endapan purba (Allen, 1963).

4.3.4.1 Gelembur

Sebagai suatu gejala yang sangat sering ditemukan, baik padasand flat masa kini maupun pada bidang perlapisan batupasirpurba, gelembur (ripple mark) telah menarik perhatian tidak sajapara ahli geologi, namun juga para ahli fisika yang mempelajarifenomena geleombang. Karena itu, tidak mengherankan apabilaliteratur gelembur saat ini demikian banyak.

Banyak perhatian ditujukan pada gelembur sebagai sebuahfenomenon bidang batas. Ketika suatu aliran yang bergerak di atasdasar yang disusun oleh pasir mencapai nilai kecepatan tertentu,partikel-partikel pasir mulai bergerak dan gelembur mulai terlihatpada permukaan pasir itu. Banyak penelitian awal mengenaigelembur ditujukan untuk memahami proses tersebut serta polagelembur yang dihasilkannya. Diantara sekian banyak penelitiangeologi di masa lalu, makalah-makalah karya Bucher (1919) danKindle (1917) merupakan makalah yang paling lengkap. Makalah-makalah itu juga membahas tentang batupasir purba yangmengandung gelembur.


199 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Ada dua aspek penelitian gelembur yang mendapat perhatiankhusus dari para ahli. Pertama, kebenaan geografi dari gelembur,khususnya orientasi gelembur. Aspek itulah yang dulu menjaditujuan penelitian Hyde (1911) ketika dia meneliti gelembur yangada dalam Berea Sandstone (Mississippi) di Ohio. Kedua, strukturinternal batupasir dan batulanau yang dihasilkan oleh pertindihandan migrasi gelembur. Struktur yang dimaksud adalah apa yangdisebut sebagai laminasi silang-siur mikro oleh Hamblin (1961)atau ripple bedding. Struktur itu sering terlihat pada penampangvertikal batuan. Pada bidang per-lapisan, ripple beddingmenampakkan diri sebagai “rib-and-furrow”. Makalah-makalahkarya Walker (1963, 1969), Allen (1963), dan McKee (1966)membahas tentang ripple bedding dan tentang fenomena yangdisebut sebagai climbing ripple. Karya tulis paling komprehensifmengenai gelembur ditinjau dari semua sudut pandang adalahkarya Allen (1963, 1969). Ketika suatu arus bergerak di atas massapasir mencapai nilai kecepatan tertentu, butiran-butiran pasir mulaibergerak dan pada permukaan massa pasir itu akan terbentukserangkaian gelembur. Gelembur-gelembur arus itu terdiri darisejumlah punggungan yang lebih kurang lurus, dan satu sama lainterpisahkan oleh suatu jarak yang lebih kurang sama, dimana arahyang ditunjukkan oleh punggungan itu lebih kurang tegak lurusterhadap arah arus. Di bawah kondisi-kondisi aliran tertentu, polagelembur arus menjadi makin tidak beraturan dan puncak gelemburakhirnya pecah menjadi sederetan struktur berbentuk sepertihuruf-U. Sebagian struktur itu berupa gelembur barchanoid ataulunate jika cembung ke hulu; sebagian lain berupa gelemburlinguloid atau gelembur yang berbentuk seperti lidah jika cembungke hilir. Gelembur linguloid agaknya lebih umum ditemukan di alam.Sejalan dengan makin tingginya kecepatan, gelembur hilang dan


200 of 350 1/5/2016 8:55 AM

pada massa pasir itu akan terbentuk bidang datar mulus, di atasbidang mana pasir tersapu.

Jika pasir diangkut di atas dasar yang tidak disusun oleh pasir(misalnya saja dasar yang disusun oleh lumpur), dan jika pasokanpasir tidak memadai untuk dapat membentuk suatu lapisanmenerus, pasir itu akan terakumulasi dalam tonjolan-tonjolanterisolasi. Tonjolan-tonjolan itu disebut starved ripples olehsebagian ahli dan tampak pada penampang melintang sebagailensa-lensa pasir datar-cembung yang tertanam dalam batulumpur.Istilah perlapisan lentikuler (lenticular bedding) dipakai olehReineck & Wunderlich (1968) untuk menamakan struktur itu,sedangkan Conybeare & Crook (1968) menamakan-nya perlapisanflaser (flaser bedding).

Dasar pasir yang ada di daerah perairan-dangkal umumnyaditutupi oleh gelembur osilasi (oscillation ripple mark) yangdihasilkan oleh pergerakan maju-mundur partikel-partikel air dibawah pengaruh gelombang. Apabila dilihat dari atas,kenampak-an gelembur osilasi itu mirip dengan—mungkin sedikitlebih teratur dibanding—gelembur arus. Apabila dilihat padapenampang melintang, gelembur osilasi memiliki bentuk yangsimetris. Kesimetrian bentuk gelembur, serta bentuk puncakgelembur yang tajam dan bentuk lembah yang lebar, menjadi faktoryang membedakan gelembur osilasi dari gelembur arus.Kenampakan yang khas dari bentuk asli gelembur osilasi, dancast-nya, menyebabkan struktur ini sangat bermanfaat sebagaikriterion untuk menentukan posisi stratigrafi (Cox & Dake, 1916;Shrock, 1948).


201 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Tata peristilahan yang digunakan pada gelembur osilasidiperlihatkan pada gambar 4-11. Panjang (length) adalah jarakantara dua titik yang berkorespondensi dan terletak pada duagelembur yang berdampingan. Tinggi (height)—kadang-kadangdisebut juga amplitudo (amplitude) pada literatur lama—adalahjarak vertikal antara puncak dengan lembah gelembur. Indeksgelembur (ripple index) adalah nisbah panjang terhadap tinggigelembur. Tatanama yang sama juga dapat diterapkan padagelembur arus, namun istilah-istilah itu lebih sukar untuk diterapkanpada gelembur lunate atau linguloid yang bentuknya lebih tidakberaturan dibanding gelembur berpuncak lurus. Selain itu,gelembur arus berbeda dengan gelembur osilasi karena bentuknyatidak simetris. Gelembur arus memiliki sisi hulu yang landai dan sisihilir yang curam. Karena itu, gelembur arus merupakan sebuahkriterion yang baik dari arus purba.

Selain gelembur arus dan gelembur osilasi, para ahli jugamengenal tipe-tipe gelembur yang lain. Dua gelembur yangbertumpuk dapat menghasilkan “gelembur interferensi” yangdisebut “tadpole nest”. Sebuah struktur yang agak aneh ditemukandalam lumpur. Struktur yang disebut gelembur dan telah dicandraoleh van Straaten itu terdiri dari gelembur yang terpisahkan olehjarak yang relatif beraturan, bentuknya lebih kurang simetris, sertamemiliki puncak menerus yang sejajar dengan arah arus. Strukturlain yang aneh adalah apa yang disebut sebagai gelemburrhomboid (rhomboid ripple) (Hoyt & Henry, 1963). Gelembur yangdisebut terakhir ini agaknya hanya terbentuk pada swash face darigisik.

Pola gelembur tertentu mungkin kompleks karena merupakan


202 of 350 1/5/2016 8:55 AM

produk kombinasi dari gelombang dan arus. Berbagai bentuk hibriditu telah dipaparkan oleh van Straaten.

4.3.4.2 Ripple Bedding

Aspek paling penting dari gelembur pasir adalah strukturinternalnya dan laminasi silang-siur berskala kecil (dan seringkalikompleks) yang merupakan produk migrasi gelembur itu. Padapenampang melintang, migrasi gelembur menghasilkan lapisansilang-siur berskala kecil atau apa yang disebut sebagai laminasisilang-siur mikro oleh Hamblin (1961). Bentuk laminasi silang-siurmikro yang paling sederhana memiliki ketebalan sekitar 1 cm ataukurang dari itu. Jika proses pembentukan dan migrasi gelembur ituberlangsung dalam suatu rentang waktu yang relatif lama, makadapat terjadi penumpukan beberapa lapisan dan dalam banyakkasus pada akhirnya akan terbentuk lapisan komposit yang sangatkompleks. Andersen (1931) meneliti bentuk-bentuk lapisansilang-siur kompleks (yang dia sebut sebagai “rolling strata”) dalamsedimen fluvioglasial di Denmark. McKee (1938, 1939) melaporkanadanya perlapisan gelembur yang kompleks dalam endapan banjirSungai Colorado, Grand Canyon. Ada beberapa kemungkinanpenumpukan gelembur. Gelembur dapat mengalami penumpukansefasa (in phase superimposed) sehingga gelembur tidak tampakbermigrasi sama sekali, melainkan seolah-olah tumbuh ke atassejalan dengan terus ber-langsungnya pengendapan. Hubunganpenumpukan yang biasa ditemukan adalah migrasi progresifpuncak gelembur sedemikian rupa sehingga setiap gelemburtampak “mengapung” dan “naik” ke atas sisi hulu gelembur yangditindihnya. Struktur yang kurang beraturan dihasilkan olehpenumpukan tidak sefasa beberapa himpunan gelembur. Hasilnya


203 of 350 1/5/2016 8:55 AM

adalah suatu pola perlapisan yang agak “aneh” dan kadang-kadangdisebut perlapisan flaser (gambar 4-12).

Gelembur naik (climbing ripple) dan endapan laminasi silang-siurnya—yang disebut struktur gelembur naik (climbing ripplestructure) oleh McKee (1966) atau disebut laminasi gelembur-mengembara (ripple-drift lamination) atau laminasi silang-siurgelembur-mengembara (ripple-drift cross-lamination) oleh Walker(1963, 1969)—memperlihatkan bentuk yang beragam. Padabeberapa kasus, laminasi gelembur naik itu merupakan bentuktransisi dari satu tipe laminasi kepada tipe laminasi lain. Padakasus lain, laminasi gelembur naik dibatasi secara tajam olehbackset bedding planes. Pada kasus pertama, laminasi sisi huluterawetkan, meskipun laminasi itu lebih tipis dibanding laminasi sisihilir. Pada kasus kedua, laminasi sisi hulu tidak terawetkan atautererosi. Sebuah bentuk khusus dari kasus pertama adalahlaminasi gelembur naik yang ditandai dengan akumulasi lumpurpada lembah gelembur serta akumulasi lanau dan pasir padalereng hulu. Segregasi material itu menghasilkan sederetanperselingan lapisan-lapisan lumpur dan lanau dengan kemiringanyang curam ke arah hulu dan sekilas tampak sebagai lapisansilang-siur yang skalanya lebih besar. Karena itu, pengamatanyang kurang cermat terhadap laminasi silang-siur seperti itu dapatmembawa kita untuk sampai pada kesimpulan yang keliru denganmenganggapnya sebagai lapisan silang-siur berskala besar.Laminasi silang-siur seperti itu agaknya merupakan ciri paketturbidit yang paling khas (Walker, 1963). Faktor-faktor hidrolika,yang menentukan tipe dan sudut-naik (climb angle) dari gelemburnaik, telah dibahas oleh Allen (1970).


204 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Pola tumpukan ripple bedding yang kurang beraturan akanmenghasilkan laminasi internal yang kompleks. Struktur seperti itujelas dihasilkan oleh proses pembentukan gelembur, namun tidakmemperlihatkan pola tumpukan yang tetap dan teratur. Lapisan-lapisan batupasir atau batulanau seperti itu disebut wavy bedding.

Jika lumpur hadir, bentuk satuan bergelembur akan menjadilebih jelas terlihat. Lumpur yang berselingan mungkin munculsebagai lensa-lensa atau flaser akibat terakumulasinya lumpursecara terbatas pada lembah-lembah gelembur. Secarakeseluruhan, struktur itu dinamakan perlapisan flaser (flaserbedding). Jika lensa-lensa lumpur saling bergabung, struktur yangterbentuk disebut wavy bedding. Jika lumpur merupakan materialdominan, maka satuan bergelembur itu akan terisolasi dan tertutupdalam matriks lumpur. Secara keseluruhan, satuan itu dinamakanperlapisan lentikuler (lenticular bedding) atau starved ripple(Reineck & Wunderlich, 1968). Lihat gambar 4-12.

Aspek lain dari struktur internal dari batupasir, yangdiperkirakan memiliki kaitan dengan ripple bedding, adalah apayang disebut sebagai “rib-and-furrow” oleh Stokes (1953). Strukturyang disebut terakhir ini pernah ditemukan oleh Gurich (1933)dalam flagstones dari Maulborn monastery, bagian tengah Jerman,dan dinamakannya “Schrägschichtungsbögen”. Ketika terlihat padabidang perlapisan, struktur itu terdiri dari jejak-jejak melengkung,transversal, berukuran kecil, dan muncul dalam himpunan-himpunan yang relatif terbatas pada narrow furrow yang relatifpanjang dan dipisahkan dari himpunan lain oleh ribs yang sangatsempit dan tidak menerus. Longitudinal furrow pada dasarnyasejajar satu sama lain dan sejajar dengan arah aliran. Furrows itu


205 of 350 1/5/2016 8:55 AM

lebarnya beberapa centimeter dengan panjang hingga sektiar 1meter. Jejak-jejak transversal berukuran kecil itu melengkung,dengan sisi cembung mengarah ke hulu, sedangkan garis yangmenghubungkan titik tengah jejak-jejak itu sejajar dengan arahaliran. Jejak-jejak transversal itu merupakan sisi-sisi strukturimbrikasi yang tererosi—laminasi melengkung yang mengarah keatas.

Struktur rib-and-furrow agaknya merupakan satu spesieslapisan silang-siur mangkok yang terletak pada bidang perlapisandan dihasilkan oleh migrasi sistem gelembur linguloid. Struktur itupernah ditemukan oleh Stokes dalam Moenkopi Formation (Trias)dan Saltwash Sandstone Member dari Morrison Formation (Jura) diUtah. Struktur itu juga pernah ditemukan dalam flagstones Devondi Pennsylvania. Ripple bedding dapat dikenai oleh synsedimentarydeformation. Deformasi itu paling sering ditampilkan sebagailaminasi gelembur yang sangat curam. Apabila deformasinya relatifkuat, maka sudut kemiringan laminasi gelembur tampak sangatcuram, bahkan terbalik. Produk deformasi gelembur yang mungkinpaling ekstrim adalah perlapisan konvolut (convolute bedding).Ketika gelembur terakumulasi sebagai satuan-satuan terisolasi diatas suatu massa lumpur, gelembur itu dapat mengalami deformasipembebanan dan tenggelam atau melesak ke dalam lumpur yangterletak dibawahnya. Struktur itu disebut “load-casted” ripple(Dzulynski, 1962).

Gelembur, sebagaimana lapisan silang-siur, terbukti sangatbermanfaat sebagai indikator posisi stratigrafi, indikator arah aruspurba, dan indikator kondisi-kondisi aliran. Struktur itu jugamerupakan indikator lingkungan pengendapan yang bermanfaat


206 of 350 1/5/2016 8:55 AM

karena terbentuk pada kondisi yang sangat beragam, padakedalaman yang juga beragam, selama di tempat itu ada arus yangbergerak di atas massa pasir. Gelembur hasil aktivitas gelombangberbeda dengan gelembur hasil aktivitas arus searah. Gelemburangin (wind ripple) juga jauh berbeda dari gelembur akuatis(aqueous ripple). Sayang sekali, gelembur angin jarang ditemukandalam rekaman geologi. Gelembur terbukti sangat bermanfaatdalam analisis paleogeografi.

4.3.4.3 Graded bedding

Graded bedding, suatu tipe struktur yang sering ditemukandalam paket batuan sedimen, telah menarik perhatian para ahligeologi lapangan karena struktur itu sangat bermanfaat dalammenentukan urut-urutan superposisi pada lipatan isoklin danbatuan yang telah mengalami pembalikan. Kebenaan geologi darigraded bedding serta pengenalan graded bedding dan lapisansilang-siur sebagai penciri dua fasies pengendapan pasir yangberbeda dijelaskan pertama kali oleh Bailey (1930, 1936). Dewasaini para ahli mengakui bahwa graded bedding mungkin merupakanciri paling khas dari pengendapan turbidit yang umumnyaberlangsung di wilayah perairan-dalam.

Graded bed merupakan satuan sedimentasi yang ditandai olehperubahan ukuran partikel penyusun secara berangsur dari bawahke atas, dimana partikel paling kasar terletak di bawah dan partikelpaling halus terletak di atas. Graded bed diendapkan dari arusyang sudah kehilangan kemampuannya untuk mengangkut partikel.Graded bed memiliki ketebalan yang bervariasi, mulai dari sekitar 1cm hingga sekitar 1 meter. Partikel-partikel penyusun graded bed


207 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dapat berupa lanau, pasir, atau pada kasus-kasus tertentu jugagravel. Kebanyakan graded bed merupakan batupasir (biasanyaberupa greywacke dalam paket endapan purba). Ketebalan gradedbedded sandstone itu berkisar mulai dari beberapa centimeterhingga sekitar 1 meter. Secara umum, makin tebal suatu gradedunit, makin kasar material penyusunnya (Potter & Scheidegger,1966). Graded bed memperlihatkan distribusi ketebalan log normal(gambar 4-2).

Ada beberapa tipe grading. Sebagian graded bed merupakanlapisan komposit yang kemungkinan besar terbentuk ketika surgekedua tiba sebelum surge pertama terendapkan seluruhnya. Caralain yang menyebabkan terbentuknya lapisan komposit adalahterpancungnya graded unit pertama sebelum diendapkan gradedbed kedua.

Meskipun ragam grading yang terlihat di lapangan sangatbervariasi, namun jelas ada suatu urut-urutan struktur ideal yangdapat ditemukan dalam suatu graded unit lengkap. Daur ideal itudisebut daur Bouma (Bouma cycle) karena daur itu dipaparkansecara eksplisit untuk pertama kalinya oleh Bouma (1962). Sekuenideal yang diajukan oleh Bouma (gambar 4-13) terdiri dari limabagian atau “interval”. Interval paling bawah, yakni graded interval(a), memperlihatkan grading dan biasanya merupakan bagianpaling tebal dari lapisan itu. Pada beberapa kasus, grading tidakterlihat jelas bahkan tidak terbentuk sama sekali apabila pasir yangterangkut dan terendapkan sebagai lapisan itu memiliki pemilahanyang sangat baik. Pada bebeapa kasus, graded interval ditindiholeh interval pasir berlaminasi (b) dan, kemudian, oleh interval yangmemperlihatkan ripple cross-lamination (c). Menurut Bouma,


208 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Interval (c) kemudian ditindih oleh pelit pasiran atau lanauan yangberlaminasi (d). Interval (d) itu umumnya tersingkap buruk danseringkali tidak dapat teramati. Interval paling atas (e) adalahinterval pelit (serpih atau sabak).

Sebagaimana dikemukakan oleh Bouma, kita jarangmenemukan lapisan yang memperlihatkan keseluruhan sekuenBouma. Kebanyakan memperlihatkan terjadinya pemancunganbagian atas sekuen (top truncation). Maksudnya, daur itu tidaklengkap dan dimulai dengan graded interval, namun tidakmengandung satu atau lebih interval-interval lain yang“seharusnya” terletak di atas graded interval. Sekuen yang mungkinlebih sering ditemukan adalah sekuen yang memperlihatkan“pemancungan” bawah. Maksudnya, lapisan itu dimulai dengansuatu interval yang bukan graded interval. Walau demikian,sebagaimana dikemukakan oleh Bouma, meskipun terjadipemancungan, namun interval-interval itu selalu berada dalamurut-urutan yang tetap.

Sekuen yang tidak lengkap mungkin dapat dinisbahkan padapelemahan arus pembentuk sekuen ketika menyebar di lantaicekungan. Ketika pasokan material kasar berkurang dan arusmelemah, tidak akan terbentuk graded interval dan pengendapanakan dimulai dengan interval (b). Ketika arus lebih lemah lagi,endapan yang pertama kali terbentuk adalah interval (c).

Perubahan lateral dari graded bed itu disertai denganpenurunan ketebalan lapisan. Pola penurunan ketebalan dan besarbutir graded bed ideal ke arah hilir adalah eksponensial negatif(Scheidegger & Potter, 1971). Fakta tidak ditemukannya interval-


209 of 350 1/5/2016 8:55 AM

interval terbawah dari sekuen Bouma, apabila berlangsung secarasistematis, dapat menjadi petunjuk “proksimalitas” (“proximality”)endapan. Lapisan-lapisan proksimal, yang dekat dengan daerahsumber, memperlihatkan sekuen yang lengkap. Lapisan-lapisandistal cenderung memperlihatkan pemancungan bawah.Berdasarkan hubungan itu, Walker (1967) menghitung indeksproksimalitas (proximality index), P, yang didefinisikannya sebagaiP = A + 1/2B, dimana A dan B adalah persentase lapisan-lapisandalam suatu sekuen yang berturut-turut dimulai oleh interval a danb.

Sebagaimana telah dikemukakan di atas, graded bedding danlapisan silang-siur menandai dua fasies pengendapan pasir yangjauh berbeda. Karena itu, kedua struktur tersebut tidak pernahditemukan dalam satu sekuen sedimen yang sama. Namun, sepertitelah ditunjukkan di atas, lapisan silang-siur berskala kecil atauripple cross-lamination, merupakan bagian integral dari graded bedideal. Lapisan silang-siur berskala besar, yang melibatkankeseluruhan satuan sedimentasi, tidak pernah ditemukan dalamgraded sequence.

Graded bedding ditemukan di banyak tempat dan dalamendapan yang umurnya bervariasi. Graded bedding merupakanjenis struktur yang boleh dikatakan dapat ditemukan pada semuasekuen Prakambrium awal (Temiskaming) di Perisai Canada(Pettijohn, 1943; Walker & Pettijohn, 1971). Graded bedding sepertiitu juga dilaporkan ada dalam batuan Prakambrium awal (Bothnian)di Finlandia (Simonen & Kuovo, 1951), dalam batuan Arkean diAfrika Selatan dan Australia (Dunbar & McCall, 1971). Gradedbedding yang sangat baik ditemukan dalam endapan Silur di


210 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Aberysthwith, Wales, (Rich, 1950; Kuenen, 1953b; Wood & Smith,1953), dalam endapan Miosen di Appenines (Kuenen & Migliorini,1950; ten Haaf, 1959), dalam endapan Kambrium di Harlech Dome,Wales, (Kopstein, 1954), dalam endapan Pliosen di Santa PaulaCreek, California, (Natland & Kuenen, 1951), dalam endapanKarbon Kulm, bagian tengah Jerman (Kuenen & Sanders, 1956),dalam flysch di Pegunungan Carpathia (Dzulynski dkk, 1959),dalam endapan Ordovisium di Martinsburg, bagian tengahAppalachia (McBride, 1962), endapan Devon akhir di bagiantengah Appalachia (McIver, 1970), dalam endapan PaleozoikumAkhir di Ouachita Mountains, Arkansas dan Oklahoma (Cline,1966) serta dalam endapan Kapur di Sacramento Valley, California(Ojakangas, 1968). Graded bedding mungkin merupakan strukturkhas dalam semua endapan geosinklin yang disusun olehperselingan greywacke dengan serpih atau sabak. Graded beddingjuga banyak ditemukan dalam inti bor pasir laut-dalam masa kini(Nesteroff, 1961; Kuenen, 1964).

Graded bedding terutama ditemukan dalam batupasir,khususnya greywacke Paleozoikum atau endapan yang lebih tuadari itu. Walau demikian, graded bedding tidak hanya ditemukandalam tipe pasir itu. Graded bedding bahkan dapat ditemukandalam batugamping yang sebenarnya diendapkan sebagai pasir.Batugamping itu disebut batugamping alodap (allodapic limestone)oleh Meischner (1964). Graded bedding kadang-kadang ditemukandalam kuarsit, baik kuarsit masa kini maupun kuarsit purba. Gradedbedding relatif jarang ditemukan dalam kuarsit karena kuarsitbiasanya bukan merupakan endapan wilayah perairan-dalam yangdicirikan oleh kehadiran sekuen Bouma. Pada kasus yang disebutterakhir ini, graded bedding umumnya bersifat soliter dan muncul


211 of 350 1/5/2016 8:55 AM

secara sporadik.

Asal-usul graded bed dijelaskan dengan beberapa teori. Bailey(1930) menisbahkannya pada gempabumi yang berperan sebagai“distributor intermittent untuk pasir dan lumpur”. Diamengasumsikan graded bed “dihasilkan oleh prosespenenggelam-an melalui massa air yang relatif tenang, yangmemungkinkan pasir dan lumpur untuk diendapkan pada satutempat yang sama; sisa dari proses pengendapan ini berupalumpur yang bertekstur paling halus”. Menurut Bailey, “pasir danlumpur, yang membentuk akumulasi-akumulasi tidak stabil padatepi geosinklin, secara periodik diguncang oleh gempabumibawahlaut dan kemudian terangkat ke dalam suspensi danakhirnya diendapkan di wilayah perairan yang dalam dan tenang”.

Kuenen & Migliorini (1950) pertama kali menyatakan bahwaarus turbid mungkin merupakan penyebab terbentuknya gradedbedding. Kuenen (1953a) menyajikan sebuah tinjauan yangmendetil terhadap berbagai bukti yang mendukung bahwa gradedbed terbentuk oleh arus turbid. Bukti yang paling meyakinkanterletak pada struktur itu sendiri, yakni grading. Grading dapatdireproduksikan secara eksperimental dari arus turbid (Kuenen &Migliorini, 1950; Kuenen & Menard, 1952). Bukti lain yang jugapenting adalah ketebalan graded bed yang seragam, termasukdalam graded unit yang paling tebal (arus normal akanmenghasilkan satuan-satuan silang-siur yang berbentuk lentikuler),tidak adanya lapisan silang-siur, ditemukannya bukti-bukti endapanwilayah perairan-dalam (mikrofauna perairan-dalam dalam serpihyang berselingan dengan graded bed), serta pengendapan materialrombakan kasar dalam lumpur yang terletak di atas graded bed


212 of 350 1/5/2016 8:55 AM

tanpa disertai dengan adanya gangguan pada permukaan lumpuritu (jejak-jejak cacing yang halus terawetkan sebagai cast adabidang perlapisan bawah dari lapisan pasir yang menindihnya).Jelas sudah bahwa setiap graded bed merekam episodepengendapan tunggal yang berumur pendek dan merupakanproduk sedimentasi perairan-dalam yang berada di luar jangkauanarus dasar dan gelombang. Bukti-bukti yang dapat dikumpulkansampai sekarang hampir pasti mengindikasikan pengendapan darialiran turbid pekat. Arus turbid itu sendiri mungkin merupakanproduk nendatan bawahlaut yang pembentukannya mungkin dipicuoleh gempabumi. Meskipun sebagian besar ahli geologi menyetujuikonsep arus turbid, namun ada juga ahli-ahli yang tidakmenyetujuinya (van der Lingen, 1969; Hubert, 1966). Untukmerngetahui dua pandangan yang bertentangan itu, para pembacadipersilahkan untuk menelaah makalah-makalah tersebut sertapembahasan terhadap pandangan-pandangan tersebut olehKuenen (1967, 1970).

Graded bed mungkin terbentuk dengan cara lain. Sangatmiripnya graded bed tipis dengan lanau dan pasir warwa dalamdanau proglacial Plistosen mendorong sebagian ahli untukberpendapat bahwa influks musiman material sedimen yangdikontrol oleh pelelehan musiman suatu gletser bertanggungjawabterhadap pembentukan graded bed. Pendapat seperti itu digunakanuntuk menjelaskan graded bed yang ada dalam Sudbury Series diOntario, Canada (Coleman, 1926), graded bed Arkean di Tempere,Finlandia (Simonen & Kuovo, 1951), serta graded bed Arkean diDanau Minnitaki, Ontario (Pettijohn, 1936). Penjelasan itu hampirdapat dipastikan tidak benar adanya dan gagasan itu diajukansebelum dikembangkannya konsep arus turbid. Jika graded bed


213 of 350 1/5/2016 8:55 AM

merupakan endapan musiman, maka ketebalannya akanmengimplikasikan laju pengendapan yang sangat tinggi. Padahalimplikasi seperti itu kurang masuk nalar. Meskipun sebagiansedimen danau Plistosen diketahui mengandung warwa pasir yangtebal, namun graded bed tua tidak mungkin diendapkan dengancara itu. Satu hal yang memperlemah penjelasan itu adalah tidakditemukannya dropstone yang merupakan indikator paling kuat dariendapan glaciolacustrine atau glaciomarine.

Kuenen (1953) dan Sujkowski (1957) memperkirakan bahwasuatu graded bed dipisahkan dari graded bed lain yang terletak diatas atau dibawahnya oleh rentang waktu beberapa ratus tahunhingga beberapa ribu tahun. Graded bed merekam peristiwa yangsangat singkat. Lapisan-lapisan pelit yang berselingan dengangraded bed merupakan endapan “asli” dari cekungan danterakumulasi dengan laju yang sangat lambat.

Meskipun sebagian graded bed yang terisolasi dan sporadikdapat dihasilkan oleh letusan gunungapi, banjir besar, atau badai,namun sebagian besar graded bed bahari yang repetitif hampirdapat dipastikan merupakan produk aliran turbid. Graded bed yangdihasilkan oleh proses-proses lain agaknya relatif jarang, dankemungkinan besar bersifat soliter, serta berbeda dalamstrukturnya atau gejala-gejala lain yang berasosiasi dengannyasedemikian rupa sehingga kemungkinan besar kita tidak akantertukar dengan grading yang dihasilkan oleh arus turbid.Pengecualian untuk itu adalah batulanau tipis, berlapis rata, danberbutir halus. Pembedaan antara endapan-endapan itu dengansedimen musiman mungkin tidak begitu mudah.


214 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Asal-usul graded bed sangat erat kaitannya dengan masalahturbidit. Karena itu, untuk mendapatkan pembahasan yang lebihmendetil mengenai graded bedding, para pembaca disarankanuntuk membaca karya-karya tulis yang lebih komprehensifmengenai turbidit (Bouma, 1962; Bouma & Brouwer, 1964; Walker,1970).

4.3.4.4 Growth bedding

Istilah growth bedding disini diterapkan pada stratifikasi yangdihasilkan oleh aktivitas organisme secara in situ atau presipitasikimia in situ pada bidang akumulasi. Growth bedding berbedadengan tipe-tipe perlapisan yang telah dijelaskan di atas, karenasemua tipe perlapisan yang telah dijelaskan di atas dibentuk akibatditempatkannya partikel-partikel komponen lapisan pada rangkabatuan oleh aksi arus. Dengan demikian, growth bedding bolehdikatakan merupakan lawan dari current bedding. Growth beddingsecara khusus mencirikan batugamping serta banyak endapantravertin dan tufa.

Tipe growth bedding yang agaknya paling penting adalahperlapisan stromatolit (stromatolitic bedding). Perlapisan stromatolitbanyak ditemukan dalam batugamping Paleozoikum awal danPrakambrium. Karena tipe perlapisan ini berkaitan denganpembentukan dan sifat-sifat algamat (algal mat), maka perlapisanitu sebagian mengandung sifat-sifat struktur sedimen dan sebagianlain mengandung sifat-sifat fosil. Hal itu mirip dengan lubang galian(burrow), trail, dan track. Karena itu, pem-bahasan yang lebihmendalam mengenai perlapisan stromatolit akan disajikan dalamstruktur biogenik (sub bab 4.6).


215 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Banyak material presipitasi—travertin, oniks (onyx), berbagaitipe tufa, dan caliche—memperlihatkan banding atau stratifi-kasi.Sebagian diantaranya mirip dengan perlapisan stromatolit(Westphal, 1957). Tipe perlapisan ini umumnya berkaitan dengankemas kristal dan dengan beberapa tipe perlapisan diagenetik(diagenetic bedding), khususnya untuk beberapa tipe caliche(Multer & Hoffmeister, 1968). Hal itu akan dibahas lebih jauh padaBab 12.

4.4 STRUKTUR BIDANG PERLAPISAN

Banyak struktur terbentuk pada bidang akumulasi sedimen. Walaudemikian, banyak (kalau bukan sebagian besar) struktur itu tidakterawetkan sebagai struktur pada bidang perlapisan atas,melainkan sebagai cast pada bidang perlapisan bawah dari batuanyang terletak diatasnya. Hal itu terutama terjadi apabila materialyang mengandung struktur itu berupa lumpur, sedangkan batuanyang terletak diatasnya berupa pasir. Jejak hujan (rain print),lekang kerut (mud crack), flute, dan groove terawetkan sebagai“cast” pada bidang perlapisan bawah batupasir. Di lain pihak,sebagian struktur dapat ditemukan baik pada bidang perlapisanbawah maupun bidang perlapisan atas. Gelembur, misalnya saja,dapat muncul sebagai struktur asli maupun sebagai cast padabidang perlapisan bawah batupasir. Demikian pula dengan partinglineation. Struktur yang biasanya terbentuk pada bidang perlapisanatas lumpur umumnya hanya muncul sebagai struktur bidangperlapisan bawah (sole marks).

4.4.1 Struktur Bidang Perlapisan Bawah


216 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Struktur bidang perlapisan bawah merupakan gejala yangmenandai bidang perlapisan bawah pada beberapa lapisanbatupasir dan, kadang-kadang, beberapa batugamping yangterletak di atas serpih. Struktur itu merupakan tonjolan-tonjolanyang terbentuk akibat terisinya lekukan-lekukan pada permukaanlumpur di atas mana lapisan batupasir itu diendapkan. Meskipuntelah diketahui keberadaannya sejak lama (lihat Hall, 1843), namunasal-usulnya tidak banyak dipahami. Struktur itu benar-benarmerupakan hieroglif dan baru-baru ini saja dipahami (Vassaevich,1953; Kuenen, 1957; Dzulynski, 1963; Dzulynski & Sanders, 1962;Dzulynski & Walton, 1965). Penelitian-penelitian pertama terhadapstruktur bidang perlapisan bawah diarah-kan pada pemerian,penggolongan, dan manfaatnya sebagai indikator arus purba.Usaha-usaha untuk memahami asal-usulnya membawa para ahliuntuk sampai pada penelitian eksperimental (Dzulynski, 1966;Dzulynski & Walton, 1963; Allen, 1971).

Struktur bidang perlapisan bawah terbentuk akibat aksi arus,akibat deformasi yang dipicu oleh pembebanan, dan olehorganisme (tabel 4-1). Disini kita akan menujukan perhatian padastruktur yang terbentuk oleh arus. Struktur itu bisa dikelompok-kanke dalam dua kategori: (1) struktur yang terbentuk akibat kerukanoleh arus; (2) struktur yang terbentuk akibat aksi material rombakanyang diangkut oleh arus. Kategori kedua ini biasa disebut sebagaitool marks.

4.4.1.1 Struktur Kerukan dan Tool marks

Kekukan arus menghasilkan flute yang, ketika terisi oleh pasirdan ketika material isian itu bergabung dengan lapisan pasir yang


217 of 350 1/5/2016 8:55 AM

terletak diatasnya, disebut flute cast. Dengan demikian, flute castakan muncul sebagai tonjolan pada bidang perlapisan bawahbatupasir yang terletak di atas lapisan serpih. Tonjolan itu memilikibentuk, ukuran, dan susunan yang beragam. Tonjolan itumemanjang, dimana salah satu ujungnya membonggol danmengarah ke hulu, sedangkan ujung yang lain meruncing danmengarah ke hilir. Tonjolan hilir makin lama makin landai danakhirnya menghilang bersatu dengan bidang perlapisan. Flute castmemiliki panjang mulai dari sekitar 1 cm hingga sekitar 1 meter,dengan ketinggian mulai dari beberapa milimeter hingga beberapacentimeter. Sebagian flute cast demikian panjang; sebagian lainbentuknya cenderung segitiga. Ujung yang mem-bonggol kadang-kadang berbentuk seperti ujung hidung. Flute cast biasanyaberkelompok; jarang ditemukan flute cast soliter. Setiap flute castdalam kelompok itu dapat dipisahkan oleh jarak yang relatif lebar,namun dapat pula demikian rapat, bahkan dapat salingberpotongan (Kuenen, 1957).

Material pengisi flute adalah pasir. Dalam banyak kasus,material pengisi flute lebih kasar dibanding material lain yangpenyusun lapisan dimana flute cast berada. Flute cast yangbentuknya kurang beraturan dapat mirip dengan struktur beban(load cast). Walau demikian, flute cast akan tampak memotonglaminasi-laminasi pada lapisan yang terletak dibawahnya. Laminasidi sekeliling struktur beban, di lain pihak, terdeformasi dan tidakakan berakhir secara tajam pada sisi-sisi struktur beban. Sebagianflute cast memperlihatkan adanya bentuk-bentuk seperti teras. Halitu mengindikasikan bahwa flute tersebut terbentuk oleh beberapafasa erosi.


218 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Flute agaknya terbentuk oleh eddy scour. Ketika kondisi aliranmemungkinkan, terbentuk sejumlah eddy dan arus itu kemudianmengeruk permukaan lapisan lumpur yang terletak dibawahnya.Ukuran flute agaknya tergantung pada kondisi aliran. Ukuran flutejuga agaknya berkaitan dengan kekasaran material itu dan, olehkarena itu, berkaitan dengan kekuatan arus. Flute cast sangatbermanfaat dalam penelitian arus purba. Meskipun flute dapatterbentuk pada lingkungan yang beragam, namun flute cast palingsering ditemukan di bagian bawah batupasir (dan batugamping)turbidit. Karena itu, flute seringkali menjadi salah satu penciri fasiesflysch.

Struktur lain yang dihasilkan oleh kerukan arus (dan, olehkarena itu, berasosiasi dengan flute) adalah current crescent(Bahasa Jerman: Hufeisenwülste), yakni suatu lekukan berbentuktapal kuda. Kerukan itu terbentuk akibat pengerukan di seputarpartikel stasioner berukuran relatif besar (suatu “obstacle”),misalnya sebuah kerikil, yang terletak di permukaan pasir. Kerukanitu cembung ke hulu dengan kedalaman maksimum di sisi hulupartikel penghalang, kemudian kedalamannya makin berkurang kehilir. Pada banyak kasus, partikel penghalang itu berupa gumpalanserpih yang kemudian tersapu sehingga tidak terawetkan.

Arus juga menggerakkan berbagai benda—butiran pasir,rangka binatang, gumpalan lumpur, dsb. Jika benda-benda ituterangkut di atas dasar lumpur, menggelundung, atau kadang-kadang terangkat dari permukaan, maka akan terbentuk jejakpergerakan yang kemudian terawetkan sebagai struktur positiflemah pada dasar batupasir yang menindih lumpur. Struktur sepertiitu secara umum dinamakan tool marks.


219 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Salah satu tipe tool mark adalah groove cast yang tampaksebagai tonjolan rektilinier, membundar hingga berpuncak tajam,serta terletak pada bidang perlapisan bawah batupasir. Sebagiangroove cast berkelompok dan memperlihatkan adanya himpunantonjolan dan lekukan yang dapat dipandang sebagai groove castorde-2. Sebagian himpunan groove cast orde-2 itu memperlihatkanpola divergen dan tersebar secara simetris di kedua sisi groovecast utama. Struktur itu diperkirakan terbentuk akibat terjadinyapengisian lekukan-lekukan yang terbentuk pada lumpur keras olehberbagai benda yang bergerak. Struktur seperti itu disebut jugastruktur seretan (“drag mark”; “drag cast”) (Kuenen, 1957).

Groove cast umumnya muncul berkelompok. Lebih dari satuhimpunan groove cast biasanya terlihat pada bidang yang sama,dimana himpunan kedua memotong himpunan pertama dengansudut pemotongan yang lancip. Sebagian himpunan groove castbiasanya terhapuskan oleh himpunan groove cast kedua. Dalamsatu himpunan groove cast, hanya akan ada sedikit bahkanmungkin tidak ada deviasi azimuth. Groove cast jarang munculsecara bersama-sama dengan flute cast; kedua struktur ituagaknya bersifat ekslusif satu terhadap yang lain. Individu-individugroove cast memperlihatkan relief hanya sekitar 1 atau 2 mm,sangat lurus, dan dalam kebanyakan singkapan tidakmemperlihatkan titik awal maupun titik akhir. Karena itu, kita jarangmenemukan “alat” yang bertanggungjawab terhadap pembentukansuatu groove cast.

Groove cast hendaknya dibedakan dari struktur geseran (slidemark; slide cast) yang terbentuk akibat bergeraknya suatu bendaberukuran besar atau suatu massa benda berukuran relatif besar,


220 of 350 1/5/2016 8:55 AM

misalnya rakit serpih (shale raft). Massa yang bergeser itucenderung berputar baik pada arah vertikal maupun lateralsehingga jejak yang dihasilkannya melengkung danmencermin-kan putaran itu. Groove cast tidak memperlihatkan sifatseperti itu; groove berasosiasi dengan tool mark lain seperti prodcast dan skip cast. Sebagaimana flute cast, groove cast palingsering ditemukan dalam bidang perlapisan bawah turbidit. Groovecast mungkin merupakan tipe struktur bidang perlapisan bawahyang paling sering ditemukan dalam fasies flysch.

Asal-usul groove cast telah menjadi teka-teki selama beberapalama. Groove cast merupakan struktur yang dihasilkan oleh arus.Orientasi groove cast berkorelasi sangat baik dengan arah arussebagaimana yang diindikasikan oleh struktur lain. Selain itu, buktibahwa groove cast merupakan suatu tool mark terbukti dari faktayang sangat jarang ditemukan, yaitu adanya partikel pasir ataufragmen rangka binatang pada ujung hilir dari groove cast. Walaudemikian, detil-detil dinamika pembentukan groove cast masihbelum jelas. Sebagian besar benda yang diangkut oleh arusbergerak dengan cara menggelundung atau melonjak-lonjak,sebagaimana yang diindikasikan oleh berbagai tipe jejak tumbukan.Pembentukan groove cast, di lain pihak, memerlukan adanyakontak menerus antara “alat” dengan dasar, bahkan memerlukanadanya tekanan. Selain itu, sebagaimana diindikasikan oleh grooveberornamen, “alat” itu tidak melakukan pergerakan rotasional. Eddymenghasilkan flute, bukan groove. Dengan demikian, mekanismepembentukan groove belum dipahami sepenuhnya.

Adanya himpunan-himpunan groove cast yang salingmemotong juga merupakan sebuah masalah tersendiri. Groove


221 of 350 1/5/2016 8:55 AM

diasumsikan terbentuk oleh arus turbid yang bergerak sebagaialiran pekat menuju bagian bawah lereng. Namun, jika suatuhimpunan groove merekam pergerakan ke bagian bawah lereng,maka himpunan yang lain tidak akan merekam pergerakan ke arahbagian bawah lereng [karena arah kemiringan hanya satu; tidakmungkin bermacam-macam—pent.] Apakah himpunan-himpunanitu terbentuk oleh arus yang sama atau oleh arus yangberbeda-beda?

Karena sering ditemukan, groove merupakan salah satuindikator arus purba yang sangat bermanfaat. Walau demikian,groove hendaknya digunakan bersama-sama dengan struktur lain;groove hanya memberikan informasi mengenai azimuth, namuntidak memberikan informasi mengenai arah aliran.

Selain groove, ada pula kategori tool mark yang lain. Sebagiantool mark itu terbentuk oleh benda yang menumbuk dasar secaratidak menerus; tool mark lain menggelundung di dasar danmeninggalkan jejak yang khas. Tool mark yang terbentuk olehtumbukan benda secara tidak menerus mencakup bounce cast,brush cast, dan prod cast. Bounce cast—yang disebut juga skipcast—merekam pergerakan saltasi suatu benda. Struktur itutampak sebagai tonjolan-tonjolan kecil yang masing-masingdipisahkan oleh suatu jarak yang relatif teratur. Brush mark ataubrush cast adalah istilah yang digunakan untuk menamakanstruktur yang mirip dengan bounce cast, namun jarak antartonjolannya tidak beraturan. Brush cast juga dicirikan oleh sedikittonjolan material yang terangkat pada sisi hilir. Prod cast dicirikanoleh penetrasi dasar lumpur oleh suatu benda. Setelah menumbuk,benda itu berputar ke hilir. Karena itu, prod cast akan tampak


222 of 350 1/5/2016 8:55 AM

sebagai suatu groove cast yang sangat pendek dengan ujung hiliryang lebih jelas dan berakhir secara tiba-tiba.

Roll mark merekam benda yang menggelundung. Roll markyang sering ditemukan pada paket flysch adalah roll mark yangdihasilkan oleh rangka berulir planar yang agaknya berputar sepertiroda dan, sebagaimana kembang pada ban mobil, menghasilkanjejak yang sangat khas (Seilacher, 1963).

4.4.1.2 Cast dari Lekang Kerut

Tipe struktur bidang perlapisan bawah lain, yang tidak berkaitandengan aksi arus, adalah cast lekang kerut (mud crack cast).Lekang kerut berkembang dalam material kohesif, misalnya lumpur,akibat pengeringan dan pengerutan. Proses itu meng-hasilkansistem retakan poligonal; retakan paling lebar terletak dipermukaan dan ukuran retakan itu makin berkurang ke arah dalamsehingga apabila dilihat pada penampang melintang, retakan itutampak membaji. Jika permukaan lumpur yang telah terlekang-kerutkan kemudian tertutup secara tiba-tiba dan terkubur di bawahpasir, maka pasir itu akan mengisi retakan-retakan yang ada danakhirnya akan bersatu dengan lapisan pasir yang terletak di ataslumpur itu selama berlangsungnya litifikasi. Ketika paket serpih-batupasir itu kemudian terlapukkan, maka serpih yang ada dibawah lapisan batupasir itu akan tererosi dan jejak yangditinggalkannya adalah suatu sistem tonjolan berbentuk poligonalpada bidang perlapisan bawah batupasir. Tonjolan-tonjolan itumemiliki puncak yang tajam. Sistem tonjolan itulah yang disebutcast lekang kerut.


223 of 350 1/5/2016 8:55 AM

4.4.1.3 Struktur Beban

Deformasi sedimen lunak (soft-sediment deformation)menghasilkan struktur yang beragam dan sebagian diantaranyaberukuran relatif besar. Sebagian diantara struktur itu merupakanstruktur bidang perlapisan bawah yang terbentuk akibatpembebanan tidak merata atau akibat stratifikasi densitas yangtidak stabil. Struktur yang dinamakan struktur beban (load castatau, lebih tepat lagi, load pocket) itu akan dibahas pada bagian inikarena berasosiasi erat dengan strutkur bidang perlapisan bawahlain. Sebagian besar perlapisan deformasi, serta struktur yangdihasilkannya, akan dibahas pada sub bab 4.3.

Struktur beban adalah tonjolan yang bentuknya agak tidakberaturan dan ditemukan pada bidang perlapisan bawah batu-pasiryang terletak di atas lapisan serpih. Dilihat dari ukuran danreliefnya, struktur beban mirip dengan flute cast. Walau demikian,struktur beban lebih tidak beraturan, tidak memperlihatkankesetangkupan, dan tidak memperllihatkan orientasi sebagaimanaflute cast. Struktur beban bukan merupakan “cast” karena tonjolanpasir ke bawah itu bukan merupakan produk pengisian suatukerukan, melainkan akibat deformasi laminasi-laminasi pada tubuhlumpur yang terletak dibawahnya. Agaknya struktur ini merupakanproduk pembebanan yang tidak merata terhadap lumpurhidroplastis yang terletak di bawah lapisan pasir, dimana struktur itusendiri merupakan perwujudan vertical readjustment, dimana pasirmelesak ke dalam sebagai tanggapan pergerakan lumpur ke atas.Pada kasus ekstrim, struktur ini mirip dengan karung yangdigantung, dimana massa pasir yang melesak dihubungkan denganlapisan pasir oleh suatu “tali gantungan” yang berupa kolom pasir


224 of 350 1/5/2016 8:55 AM

berukuran kecil. Bahkan, pada kasus lain, kantung-kantung pasirmenjadi terlepas dari lapisan induknya dan kemudian tenggelam kedalam massa lumpur yang ada dibawahnya. Massa pasir seperti itudisebut load pouche dan, jika lepas, disebut load ball.

Proses pembentukan struktur beban kadang-kadang diawalioleh pembebanan tidak merata yang tidak berkaitan dengan prosessedimentasi. Jika sifat-sifat lumpur yang terletak dibawahnyasesuai, flute dan groove yang terbentuk di permukaan lumpur itudapat tenggelam dan menghasilkan jejak-jejak yang dapatdianggap sebagai struktur beban. Bahkan, gelembur terisolasi(“starved” ripple; isolated ripple) dapat berperan sebagai bebanyang tidak merata dan, di bawah kondisi yang sesuai, akanmelesak ke dalam lapisan lumpur yang terletak dibawahnya(Dzulynski, 1962). Pada kasus yang disebut terakhir ini, ada polayang teratur dan kita masih akan dapat melihat struktur internalyang semula merupakan bagian dari gelembur itu.

Struktur beban dapat terbentuk dalam setiap lingkungandimana pasir diendapkan di atas lumpur hidroplastis yang dijenuhiair. Struktur beban sering ditemukan dalam paket turbidit. Meskipundemikian, dalam paket turbidit sekalipun, hanya sebagian saja yangmemperlihatkan struktur beban. Ketika suatu massa turbid mengalirtidak lama setelah arus turbid sebelumnya berhenti, maka lumpuryang terletak dibawahnya tidak memiliki waktu yang cukup untukmengeluarkan semua air yang ada didalamnya. Karena itu,efek-efek pembebanan akan terlihat jelas. Jika rentang waktu yangmemisahkan beberapa aliran relatif panjang, maka kompaksi alamiakan memperkecil kemungkinan terbentuknya struktur beban.


225 of 350 1/5/2016 8:55 AM

4.4.2 Struktur Bidang Perlapisan Atas

Struktur bidang pelapisan atas (surface marks) mencakup berbagaitipe rill mark, struktur arus (current mark), dan struktur lain.Sebagian besar struktur itu terbentuk pada bidang perlapisan atasdari pasir. Struktur itu sendiri dapat muncul sebagai struktur normalyang terletak pada bidang perlapisan atas suatu batuan, atausebagai struktur “negatif” atau sebagai “cast” yang terletak padabidang perlapisan bawah endapan lain yang terletak di atas pasir.Gelembur, yang merupakan salah satu tipe struktur bidangperlapisan atas yang paling sering ditemukan, telah dibahas diatas. Struktur biogenik yang terletak pada bidang perlapisan atasakan dibahas pada sub bab 4.6. Lekang kerut juga akan dibahaspada bagian ini, meskipun cara pembahasan seperti itu mungkinagak kurang logis.

4.4.2.1 Parting lineation

Suatu jenis struktur yang sering ditemukan, namun kurangdikenal, adalah suatu struktur yang halus namun jelas terlihat padabidang perlapisan beberapa batupasir yang berlapis tipis. Strukturitu terutama sangat jelas terlihat pada batupasir yang menjadisumber flagstone. Struktur itu dinamakan primary current lineationoleh Stokes (1947). Cloos (1938) menyatakan bahwa struktur itusejajar dengan arah arus pengendap. Karena paling jelas terlihatpada bidang-bidang yang menyuban, maka struktur itu kemudiandinamakan parting lineation oleh Crowell (1955).

Struktur itu terlihat sebagai sederetan lekukan dan tonjolanhalus dengan relief yang sangat rendah serta terletak pada bidang


226 of 350 1/5/2016 8:55 AM

perlapisan-penyubanan. Pada kasus lain, parting lineation kurangsempurna dan agak tidak beraturan, dimana sisa-sisa laminasiyang seperti plaster menempel pada bidang penyubanan. Istilahparting-step lineation digunakan oleh McBride & Yeakel (1963)untuk menamakan struktur pada kasus seperti itu untukmembedakannya dengan parting-plane lineation yang terlihat padabidang yang lebih mulus. Kedua ahli itu menunjukkan bahwa arahrata-rata yang diperlihatkan oleh sumbu panjang partikel sejajardengan arah lineasi. Stokes (1953) mengasumsikan bahwa strukturitu mengindikasikan “pembentukan dalam lingkungan sungai ataupaling tidak pada aliran dangkal.” Sebenarnya, parting lineationjuga dapat ditemukan dalam batupasir turbidit yang diendapkan diwilayah perairan-dalam.

4.4.2.2 Rill mark, Swash Mark, dan Struktur Lain yang BerasosiasiDengannya

Permukaan pasir dapat memperlihatkan berbagai macam jejakkerja arus, namun banyak diantara jejak itu jarang terawetkan. Rillmark adalah lekukan-lekukan kecil yang bercabang-cabang ke arahhulu dengan pola dendritik. Struktur itu umumnya ditemukan dalamswash zone pada gisik, meskipun dapat ditemukan pula padagosong pasir dan sandflat. Struktur itu agaknya terbentuk olehaliran air yang relatif tipis. Swash mark adalah garis-garis tipis,bergelombang, serta terbentuk pada gisik di dekat limit atas dariswash gelombang (Shrock, 1948). “Gelembur” rhomboid(rhomboid “ripple” mark) adalah relief rendah dengan pola sepertijaring (Hoyt & Henry, 1963; Otvos, 1965) dan agaknya merupakanproduk backwash pada gisik. Secara umum, rill mark, swash mark,dan “gelembur” rhomboid sangat jarang terawetkan dalam sedimen


227 of 350 1/5/2016 8:55 AM

purba.

4.4.2.3 Rail Pit, Hail Pit, dan Spray Pit

Jejak hujan (rain impression; rain print), jejak tetesan air (dripimpression), dan jejak percikan air (spray impression) adalahlekukan kecil berbentuk lingkaran atau elips yang terbentuk dalamlumpur basah oleh hujan, tetesan air, dan percikan air. Jejak hujanpernah ditemukan dalam endapan purba, umumnya sebagai castpada bidang perlapisan bawah batupasir dan batulanau.Sebagaimana lekang kerut, jejak hujan, jejak tetesan air, dan jejakpercikan air mengindikasikan penyingkapan di permukaan dankemudian besar akan terawetkan dalam endapan terestrial. Jejakgelembung gas (bubble impression) mirip, dan oleh karena itu,dapat tertukar dengan jejak hujan.

4.4.2.4 Lekang Kerut

Sebagian bidang perlapisan ditandai oleh retakan-retakanpoligonal yang kemudian terisi oleh pasir atau lanau. Batuan yangmenjadi tempat pembentukan retakan itu semula berupa lumpurdan sistem retakan itu sendiri berkembang akibat pengerutan.Pengerutan lumpur itu sendiri pada umumnya terjadi akibatlepasnya air yang semula ada dalam lumpur akibat pengeringan.Dengan demikian, pembentukan lekang kerut mengimplikasikanpenyingkapan di permukaan. Karena itu, retakan-retakan tersebutdinamakan retakan pengeringan (desiccation crack) atau suncrack. Tidak semua sedimen yang mengalami pengerutanmerupakan sedimen argilit. Lekang kerut juga dapat ditemukandalam batugamping mikrit (micritic limestone) dan mungkin dapat


228 of 350 1/5/2016 8:55 AM

terisi oleh lanau gamping, bahkan oleh lanau dan pasir dolomit.Lekang kerut yang terbentuk pada lumpur argilit kemungkinanbesar akan terlihat sebagai cast pada bidang perlapisan bawahbatupasir yang menindihnya; lekang kerut dalam lumpur gampingkemungkinan besar akan terawetkan sebagai struktur bidangperlapisan atas.

Ukuran poligon, lebar retakan, dan kedalaman retakan sangatbervariasi. Poligon retakan itu dapat memiliki lebar mulai daribeberapa milimeter hingga lebih dari 30 cm, sedangkan lebarretakan berkisar mulai dari 1 mm hingga sekitar 5 cm. Kedalamanretakan itu sendiri dapat berkisar mulai dari sekitar 1 cm hinggabeberapa puluh centimeter. Pola jaringan retakan (apakahmembentuk pola yang “kasar” atau “halus”) mungkin berkaitandengan ketebalan lapisan yang mengalami pengeringan.

Retakan itu biasanya membaji ke bawah dan umumnya diisioleh pasir atau material lain yang relatif kasar. Jika lapisan yangmengalami pengeringan relatif tipis (beberapa milimeter), retakanitu mungkin dapat menembus lapisan lain yang terletak di bawahlapisan itu. Dengan demikian, pada kasus itu, poligon-poligonlekang kerut dapat terlepas, sedikit terpindahkan, terotasi, bahkanterbalik dan kemudian terangkat oleh aliran yang mengendapkanpasir yang terletak di atas lapisan lumpur itu untuk akhirnyadiendapkan bersama-sama dengan lapisan pasir tersebut. Halitulah yang kemudian menyebabkan terbentuknya shale-pebbleconglomerate dengan matriks berupa pasir.

Pada banyak kasus, menampang melintang pasir yang menjadimaterial pengisi retakan memperlihatkan bahwa baji-baji pasir itu


229 of 350 1/5/2016 8:55 AM

terdeformasi sedemikian rupa sehingga terkontorsi. Sisi atas daribaji-baji pasir itu bahkan tampak menembus lapisan lain yangterletak diatasnya. Kontorsi itu terbentuk ketika material pengisiyang tidak dapat terkompaksi mencoba untuk mengakomodasidirinya sendiri terhadap kompaksi dan pengurangan ketebalanmaterial dimana baji material pengisi itu berada. Kontorsi itu dapatdigunakan untuk melakukan taksiran kuantatif terhadap kompaksi(Shelton, 1962).

Karena terbentuk akibat pengeringan, lekang kerut tidak dapatterbentuk pada pasir murni. Pasir murni tidak mengalamipengurangan volume ketika mengering. Lekang kerut tidak dapatterawetkan; apa yang dapat terawetkan adalah material pengisinya.Karena itu, apa yang sebenarnya terawetkan adalah cast darilekang kerut. Batuan lempungan yang terlekang-kerutkan biasanyahancur dan hilang, namun keseluruhan sistem retakan dapatterawetkan dalam batupasir yang terletak diatasnya sebagaitonjolan-tonjolan berpuncak lurus yang membentuk suatu sistemjaringan berpola poligonal. Dengan demikian, cast dari lekang kerutitu akan ditemukan pada bidang perlapisan bawah dari batupasir.

Sistem retakan poligonal dinisbahkan pada pengeringansejalan dengan hilangnya air dari massa lumpur. Secara umum, halitu mengimplikasikan penyingkapan di permukaan. Walaudemikian, sebagian sistem retakan dinisbahkan pada dehidrasispontan material yang mirip dengan gel. Hal itu dapat terjadi padalingkungan akuatis. Proses itulah yang digunakan untukmenjelaskan sistem retakan dalam septaria dan nodul rijang(Taliaferro, 1934). Sistem retakan seperti itu disebut synaeresiscrack. Synaeresis digunakan untuk menjelaskan retakan-retakan


230 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dalam batulumpur tertentu, khususnya batulumpur dengankomposisi yang luar biasa, misalnya batulumpur dolomit (dolomiticmudstone). Secara umum, retakan seperti itu diyakini merupakangejala khas yang hanya dapat terbentuk pada material yangbentuknya mirip dengan gel (White, 1961; Burst, 1965). Kriteriauntuk membedakan lekang kerut biasa dengan synaeresis cracktidak terlalu jelas. Walau demikian, jelas bahwa sistem retakanradial dalam benda noduler memiliki asal-usul yang jauh berbedadengan jaringan poligonal yang terisi oleh pasir sebagaimana yangdapat ditemukan dalam batulumpur biasa.

Lingkungan yang paling sesuai untuk pembentukan lekangkerut adalah zona interpasut (intertidal zone), danau playaefemeral, dan mud flat di dataran limpah banjir. Barrell (1906)berkeyakinan bahwa kemungkinan terawetkannya lekang kerutyang terbentuk pada tidal flat relatif rendah dan, oleh karena itu, “…lekang kerut mengimplikasikan indikasi satu-satunya dan yangpaling meyakinkan asal-usul terestrial untuk sedimen argilit.”

4.5 PERLAPISAN DEFORMASI DAN PERLAPISANTERGANGGU

Perpindahan massa batuan yang dipicu oleh gaya gravitasidapat terjadi selama berlangsungnya sedimentasi atau tidak lamasetelah sedimentasi berakhir. Deformasi itu mengubah ataumenyebabkan terdeformasinya struktur pengendapan. Perlapisansecara khusus dapat terganggu, bahkan terhancurkan akibatproses-proses tersebut. Banyak efek deformasi itu menyebabkanketidakstabilan yang, pada gilirannya, memicu terjadinyapergerakan di bawah pengaruh gaya gravitasi. Ada tiga situasi


231 of 350 1/5/2016 8:55 AM

yang mungkin muncul. Pada situasi pertama, pergerakan padadasarnya vertikal, dimana terjadi perpindahan material dengan polayang mirip dengan konveksi. Proses itu diawali dengan adanyastratifikasi densitas yang tidak stabil dari material penyusun batuan,misalnya saja, akibat diendapkannya lapisan pasir di atas lapisanlumpur atau lanau yang jenuh air. Jika material yang terletak dibawah itu kemudian mengalami transformasi tiksotrofi (thixotrophictransformation), yang disertai penghilangan kekuatan material itu,maka akan terbentuk sederetan sel konveksi yang pada gilirannyamenyebabkan terjadinya pergerakan pasir ke arah bawah danpergerakan lanau atau lempung ke atas (Artyushkov, 1960a,1960b; Anketell dkk, 1970). Perlu diketahui bahwa pergerakanlanau atau lempung ke atas itu merupakan bentuk reaksi terhadappergerakan pasir ke arah bawah. Pergerakan-pergerakan vertikaltersebut dapat terjadi dengan lambat, namun dapat pula cepat dankatastrofis.

Pada situasi lain, lereng pengendapan yang sangat curamdapat menjadi tidak stabil. Pergerakan yang dihasilkan olehcuramnya lereng pengendapan sebagian besar memiliki komponenlateral yang besar dan, oleh karena itu, menghasilkan pergerakanmaterial pada arah yang hampir horizontal. Perpindahan seperti itu,apabila berlangsung lambat, disebut rayapan (creep). Apabilacepat, pergerakan itu dinamakan longsor (slide) atau nendat(slump). Proses perpindahan lateral itu sendiri dapat terjadi baikpada lingkungan terestrial maupun lingkungan akuatis.

4.5.1 Struktur Beban dan Struktur Bantal-Guling

Peneraan vertikal berskala kecil dapat menyebabkan


232 of 350 1/5/2016 8:55 AM

terbentuknya struktur beban (load cast) yang telah dijelaskan diatas. Pada kasus ekstrim, dapat terbentuk load pouche atau loadball. Lidah-lidah serpih yang menembus pasir yang terletakdiatas-nya menyebabkan terbentuknya struktur lidah api (flamestruktur). Pada beberapa kasus, “lidah” serpih itu memperlihatkanpem-balikan ke satu arah, bahkan memperlihatkan pola putaran,seolah-olah terbentuk akibat lateral stress.

Sebagian batupasir, sebagaimana juga sebagian aliran lava dibawah kolom air, memperlihatkan struktur bantal (pillow structure).Dengan adanya struktur itu, pasir tampak sebagai paket-paketyang jumlahnya banyak, terpisah-pisah, dan berbentuk sepertibantal dan guling. Benda seperti itu dapat disebut “nodul semu”(“pseudonodule”) (Macar, 1948) dan “bantal lutut” (“hassock”).Benda itu juga disebut “flow roll” (Sorauf, 1965). Struktur bantal-guling bukan merupakan struktur pengendapan, melainkan strukturdeformasi yang terbentuk sebelum lapisan diatasnya diendapkan.Meskipun biasanya ditemukan dalam batupasir tertentu, namunstruktur bantal-guling juga ditemukan dalam batugamping tertentu(yakni batugamping yang sebenar-nya merupakan pasir ketikadiendapkan).

Struktur bantal-guling biasanya hanya mempengaruhi bagianbawah dari lapisan batuan. Individu-individu bantal dan gulingmemiliki diameter mulai dari beberapa centimeter hingga lebih dari1 meter. Benda itu umumnya berbentuk bulat panjang atau elipsoid.Kadang-kadang benda itu berbentuk seperti ginjal, bahkan sepertijamur terbalik. Struktur yang bentuknya mirip dengan mangkokatau struktur cekungan (basinal structure) cembung ke bawah dandalam banyak kasus sedikit miring, namun tidak rebah. Laminasi


233 of 350 1/5/2016 8:55 AM

yang ada dalam bantal dan guling itu terdeformasi dan lebih kurangsejajar dengan setengah bagian bawah bantal atau guling itu.Bantal dan guling itu sebagian atau seluruhnya terpisahkan daribantal dan guling lain. Pada bantal dan guling yang benar-benarterpisah dari yang lain, bantal dan guling itu dikelilingi oleh serpihatau lanau yang berasal dari lapisan lain yang berdampingandengannya.

Bantal dan guling itu jelas bukan konkresi, bukan pula produkpelapukan mengulit bawang (spheroidal weathering). Struktur itujuga bukan merupakan produk nendatan sebagaimanadikemukakan oleh beberapa ahli. Simetri dan orientasi bantal danguling itu mengimplikasikan terjadi pergerakan vertikal (dalam halini pergerakan ke bawah), bukan pergerakan lateral. Kantung pasiryang berbentuk seperti cawan atau ginjal dapat terbentuk akibattenggelamnya massa pasir ke dalam substrat yang relatif cairseperti yang ditunjukkan melalui percobaan yang dilaksanakan olehKuenen (1958). Penelitian lapangan akhir-akhir ini terhadapstruktur bantal-guling dalam batuan Devon di New York (Sorauf,1965) dan tempat lain (Howard & Lohrengel, 1969) mendukungkonsep yang menyatakan bahwa struktur bantal-guling terbentukakibat melesaknya massa pasir ke dalam substrat lumpur; bukanakibat nendatan. Proses itu mungkin berlangsung secara tiba-tibaatau katastrofis.

4.5.2 Synsedimentary Fold dan Synsedimentary Breccia

Sebagaimana telah dikemukakan di atas, sedimen juga dapatdikenai oleh pergerakan-pergerakan yang dipicu oleh gayagravitasi yang memiliki komponen lateral yang besar. Disini kita


234 of 350 1/5/2016 8:55 AM

hanya akan menujukan perhatian pada deformasi yang terjadisewaktu sedimen masih berada dalam lingkunganpengendapannya. Dengan demikian, kita tidak akan membahastentang deformasi tektonik dan deformasi lain yang berlangsungsetelah itu. Nendat atau longsor itu menghasilkan lipatan, sesar,dan breksi dalam material yang dikenai oleh gaya. Karena strukturseperti itu juga dapat dihasilkan oleh deformasi tektonik, danmungkin juga oleh synsedimentary processes lain, kita perlumembahas tentang kriteria yang dapat digunakan untukmembeda-kan deformasi “sedimen lunak” (“soft-sediment”deformation) dari deformasi tektonik. Pembedaan itu padaumumnya tidak sukar untuk dilakukan, namun ada beberapa situasiyang menyebabkan proses pembedaan itu sukar untukdilaksanakan (Miller, 1922). Struktur yang terbentuk sebelumsedimen terkonsolidasi biasanya hanya terbatas pada lapisantertentu, bahkan dalam kasus tertentu hanya berlangsung secaraterbatas pada lapisan yang tebalnya 1 atau 2 cm. Berbeda denganlipatan seret (drag fold), struktur itu tidak memiliki kaitan apapundengan struktur lain yang ukurannya lebih besar atau dengan polatektonik dimana batuan itu berada. Hal lain yang menjadi pembedaadalah tidak adanya material pengisi urat, baik pada sesar mikro(microfault) maupun pada ruang diantara partikel-partikel breksi.Pada kebanyakan kasus, lipatan yang terbentuk berskala kecil danumum-nya terpancung atau berakhir pada bidang perlapisan. Halitu mengindikasikan bahwa lipatan itu pernah terbentuk, namunkemudian tererosi sebelum diendapkannya lapisan yangmenindihnya. Semua struktur yang terbentuk sebelum batuannyaterkonsolidasi diasumsikan terbentuk oleh komponen gaya gravitasiyang mengarah ke bawah lereng. Jika memang demikian halnya,maka struktur itu menjadi kriterion untuk menentukan arah lereng


235 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dan, oleh karena itu, harus diamati dan dipetakan dengan hati-hati.Kebenaan paleogeografi dari struktur-struktur itu telah dipaparkanoleh Kuenen (1952), Murphy & Schlanger (1962), Marschalko(1963), Scott (1966), serta Hubert (1966).

Ada beberapa cara lain yang menyebabkan terbentuknyaperlapisan deformasi. Sebagian lipatan sedimen lunak dinisbah-kanpada kandasnya gunung es, terdorongnya pesisir massa es, dsb.Meskipun deformasi sedimen lunak sering ditemukan dalamendapan glaciolacustrine, namun struktur seperti itu juga munculdalam endapan dimana aksi es sangat tidak mungkin terjadi. Gayagravitasi sering menghasilkan struktur sedimen lunak.

Perlipatan sedimen lunak sering terjadi pada banyak sedimen.Struktur itu banyak ditemukan dalam paket pasir-serpih yangberlapis tipis. Lipatan nendat (slump fold) dan breksi nendat (slumpbreccia), di lain pihak, sering ditemukan dalam paket batugamping,terutama yang ada di sekitar terumbu.

Sebagaimana dikemukakan oleh Rich (1950), ada beberapatipe synsedimentary fold. Salah satu varietas lipatan itu hanyaberkembang secara terbatas pada satu lapisan batupasir atau satulapisan batulanau yang tipis, baik batupasir dan batulanau silikaanmaupun batupasir dan batulanau gampingan. Dalam lipatan sepertiitu, stratum itu sendiri tidak terlibat; hanya laminasi internalnya sajayang terkontorsi. Struktur yang disebut perlapisan konvolut(convolute bedding) itu memiliki asal-usul yang belum dapatdipastikan, dan mungkin tidak disebabkan oleh nendatan. Hal iniakan dibahas pada bagian lain dari buku ini.


236 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Berbeda dengan perlapisan konvolut, perlipatan nendatbiasanya melibatkan lebih dari satu lapisan. Tipe perlipatan itu,yang telah dibahas dengan cukup mendalam oleh Hadding (1931),mempengaruhi banyak lapisan dan agaknya merupakan produkpengaliran massa batuan. Jika proses pengaliran berlangsungcukup lama, maka sebagian lapisan dapat terhancurkan, bahkansemua lapisan dapat terhancurkan sedemikian rupa sehinggaakhirnya terbentuk konglomerat semu (pseudoconglomerate) danbreksi. Jika pergerakan terdistribusikan di seluruh bagian massabatuan, maka lapisan-lapisan tipis yang relatif kompeten akanterpecah-pecah menjadi fragmen tidak beraturan yang ukurannyabervariasi. Pada beberapa kasus, fragmen-fragmen itu hanyamemperlihatkan sedikit pemisahan dan tidak memperlihatkanrotasi. Pada kasus lain, fragmen-fragmen itu terotasi dan terpilinsehingga bentuknya menjadi seperti kail. Fragmen-fragmen sepertiitu dinamakan slump overfold oleh Crowell (1957). Slump overfolddan spiral slump ball itu, atau yang disebut sebagai “struktur bolasalju” (“snow ball structure”) oleh Hadding (1931), dapatmemberikan petunjuk mengenai arah longsoran. Hasilnya adalahtekstur khaotik yang, bersama-sama dengan kadar air yang tinggi,dapat memiliki mobilitas tinggi dan berevolusi menjadi aliran lumpurdan menyebabkan terbentuknya “pebbly mudstone” (Crowell, 1957)atau tilloid. Endapan itu akan dibahas lebih jauh pada Bab 8.

Pada kasus lain, nendatan menyebabkan terbentuknyaperlipatan ketat (tight folding) pada lapisan yang terletak di atassuatu detachment surface. Pergerakan tipe décollement itu, di atasbidang perlapisan bawah, menghasilkan struktur yang mirip dengannappe. Struktur yang disebut terakhir ini disertai denganpelemahan, bahkan hiatus, pada detachment area di bagian hulu.


237 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Struktur itu sering ditemukan dalam lempung warwa dalam danauproglacial Plistosen (van Straaten, 1949; Fairbridge, 1947).

Endapan nendat dapat demikian tebal dan memiliki penyebaranyang luas. Ksiazkiewicz (1958) pernah menemukan endapannendat yang tebalnya 55 m. Crowell pernah menemukan lapisannendat (slump bed) berukuran besar dalam endapan Kapur diCalifornia. Sebagian slump sheet cukup tebal untuk dapatdipetakan (Jones, 1937) dan tersebar pada daerah yang luasnyaberatus-ratus kilometer persegi. Sebagian besar endapan nendatyang ditemukan dalam rekaman geologi agaknya merupakanendapan bahari.

Nendatan dalam sedimen gampingan tidak jauh berbedadengan nendatan dalam sedimen klastika. Struktur longsoran (slidestructure), yang bervariasi mulai dari kontorsi skala kecil hinggalipatan berskala besar dengan amplitudo 10–15 m serta breksikasar dengan ketebalan 10–15 m dan menyebar pada wilayahyang luasnya beberapa ratus kilometer persegi, pernah ditemukandalam batugamping Perm pada Guadalupe Reef complex di NewMexico (Newell dkk, 1953; Rigby, 1958). Breksi batugamping diPegunungan Alpina berasosiasi dengan graded limestone, atauapa yang disebut sebagai batugamping alodapik (allodapiclimestone) oleh Meischner (1964), dinisbahkan oleh Kuenen &Carozzi (1953) pada nendatan dan longsoran pada reef front.

4.5.3 Korok dan Retas Batupasir

Di lapangan kita tidak jarang dapat menemukan korok kecil yangdiisi oleh pasir, memotong bidang perlapisan, dengan panjang


238 of 350 1/5/2016 8:55 AM

beberapa centimeter. Sebenarnya itu merupakan lekang kerut yangterisi oleh pasir. Korok itu kemudian bergabung dengan lapisanbatupasir yang terletak diatasnya dan, setelah serpih yang terletakdi bawah batupasir itu tererosi, tampak sebagai suatu sistem castdari lekang kerut yang berbentuk poligonal. Itu merupakan struktursedimen berskala kecil. Namun, jika korok itu memiliki ketebalanbeberapa meter dan dapat ditelusuri keberadaannya hinggabeberapa ratus meter atau bahkan beberapa ribu meter, “korok” itusebenarnya merupakan tubuh batuan yang substansial. Korokbatupasir, dan retas batupasir yang ber-asosiasi dengannya, akandibahas panjang lebar pada Bab 5.

4.5.4 Perlapisan Konvolut

Perlapisan konvolut (convolute bedding), yang disebut jugalaminasi konvolut (convolute lamination) atau slip bedding,merupakan struktur deformasi yang masih menjadi teka-teki. Rich(1950) menamakan struktur itu sebagai kontorsi intrastrata (intra-stratal contortion). Penamaan seperti itu agaknya lebih sesuaiuntuk memaparkan fenomena tersebut. Perlapisan konvolutmemang merupakan kontorsi intrastrata dan hanya melibatkanlaminasi yang ada di bagian dalam suatu lapisan, namun tidakmelibatkan bidang perlapisan.

Perlipatan konvolut (convolute folding) agaknya hanyaditemukan dalam lapisan lanau kasar dan pasir halus denganketebalan 2–25 cm. Dalam lapisan seperti itu, baik yang disusunoleh material gampingan maupun material silikaan, terdapathimpunan lipatan yang kompleks. Individu-individu laminasi dapatditelusuri dari satu lipatan ke lipatan lain, meskipun banyak juga


239 of 350 1/5/2016 8:55 AM

ditemukan ketidakselarasan kecil. Secara umum, sinklin cenderunglebar dan berbentuk-U, sedangkan antiklin yang terletak diantaradua sinklin ketat dan memperlihatkan kehadiran puncak lipatan.Lipatan konvolut cenderung menghilang ke atas dan ke bawahlapisan. Pada beberapa kasus, antiklin tampak terpancung oleherosi.

Distorsi-distorsi tersebut di atas bukan merupakan lipatan biasakarena pola bidang perlapisan tidak memperlihatkankesinambungan puncak lapisan. Struktur itu merupakan sederetankubah dan cekungan yang tajam. Pola itu mengindikasikan suatusistem pergerakan vertikal yang kompleks, bukan displacementlateral. Geometri struktur itu, bersama-sama denganpenyebarannya yang hanya terbatas pada suatu lapisan sertahanya terjadi pada material dengan ukuran tertentu (lanau kasaratau pasir halus), agaknya mengindikasikan bahwa struktur ituterbetnuk akibat internal readjustment material tersebut ketikamasih berada dalam keadaan likat atau hampir likat.

Banyak teori diajukan untuk menjelaskan struktur itu (lihatPotter & Pettijohn, 1963) dan agaknya tidak satupun teori itumemuaskan semua pihak. Perlapisan konvolut umumnyaberasosiasi dengan lanau dan pasir yang mengandung gelembur,dimana ripple bedding itu sendiri tersungkupkan, bahkanmengalami pembalikan. Hal lain yang masih menjadi permasalahanadalah perbedaan antara perlapisan konvolut yang sebenarnyadengan struktur deformasi lain.

4.6 STROMATOLIT DAN STRUKTUR BIOGENIK LAINNYA


240 of 350 1/5/2016 8:55 AM

4.6.1 Stromatolit

Istilah stromatolit (stromatolite), yang agaknya berasal dariBahasa Jerman Stromatolith (digunakan pertama kali olehKalkowsky, 1908, h. 68), berarti struktur laminasi dalam sedimenberukuran pasir, lanau, dan lempung yang terbentuk akibatpenjebakan dan pengikatan partikel detritus oleh algamat. Istilahstromatolit ganggang (algal stromatolite) mungkin lebih tepat.Secara umum, material partikuler yang diikat oleh ganggang itumerupakan material gampingan, meskipun dapat juga material lain(Davis, 1968). Struktur itu bervariasi, mulai dari laminasi datar,yang perlu diamati secara seksama untuk membedakannya darilaminasi biasa, hingga berbentuk tonjolan kecil dengan ukuran danderajat kecembungan yang beragam, hingga struktur seperti kolomyang tidak jauh berbeda dengan tumpukan mangkok terbalik,hingga bentuk-bentuk yang memperlihatkan per-cabangan. Selainstromatolit, yang merupakan struktur yang tetap atau terikat, adajuga onkolit (oncolite) yang mobil dan dapat bergerak bebas.Onkolit adalah struktur berornamen yang dilihat sekilas miripdengan konkresi.

Selain itu ada juga struktur yang memiliki bentuk eksternal danukuran yang sama dengan stromatolit setengah-bola(hemispherical stromatolite), namun tidak memiliki laminasi internal.Struktur itu disebut trombolit (thrombolite). Istilah yang disebutterakhir ini diusulkan karena struktur itu memiliki struktur internalyang mirip dengan kumpulan partikel (Aitken, 1967).

Tidak mungkin bagi kita untuk membahas semua lapanganstromatologi (stromatology). Penjelasan yang mendalam tentang


241 of 350 1/5/2016 8:55 AM

struktur ini dapat diperoleh dari karya Hofmann (1969). Setiap ahlisedimentologi hendaknya mengenal perlapisan stromatolit(stromatolitic bedding) dan berbagai bentuk stromatolit-semu yangdihasilkan oleh proses-proses anorganik.

Penggolongan dan tatanama stromatolit tumbuh dengan cepatdan menjadi demikian kompleks. Para peneliti di masa lalumenganggap struktur ini sebagai fosil dan menerapkan nama-namagenerik dan spesifik untuk setiap struktur. Waktu itu diperkirakanbahwa stromatolit dihasilkan oleh sekresi organisme dan terbentukoleh organisme tertentu. Pendapat itu ditentang oleh beberapa ahlidan kemudian muncul konsep baru yang menyatakan bahwaalgamat yang bertanggungjawab terhadap pembentukan stromatolitmungkin merupakan suatu kompleks beberapa jenis ganggang birudan hijau-biru yang bersel satu dan berfilamen. Bentuk dan ukuransuatu stromatolit tergantung pada faktor-faktor lingkungan, bukanpada faktor-faktor genetik. Dengan demikian, nama-nama generiktidak akan sahih digunakan untuk menamakan stromatolit karenanama-nama itu hanya merujuk pada berbagai bentuk yangdiasumsikan merupakan akumulasi sedimen yang terjebak dandipandang tidak berkaitan dengan organisme tertentu. Stromatolitbukan merupakan fosil ganggang. Fosil ganggang berbeda denganstromatolit (Rezak, 1957) karena fosil ganggang memiliki strukturrangka yang dapat dikenal, misalnya dinding sel dan organreproduksi, sedangkan stromatolit ganggang merupakan teksturfragmental yang berlaminasi halus.

Ada beberapa ahli yang mencoba untuk menggolongkan danmenamakan berbagai bentuk pertumbuhan (Hofmann, 1969; Logandkk, 1964; Maslov, 1953; Aitken, 1967). Stromatolit ganggang


242 of 350 1/5/2016 8:55 AM

bervariasi mulai dari pisolit semu berukuran kecil hingga tonjolanberbentuk biskuit atau bunga kol yang berukruan relatif besar(gambar 4-14). Konkresi-semu yang dinisbahkan pada ganggangberkisar mulai dari benda berbentuk seperti bola dengan diameter0,5–1,0 cm hingga onkolit yang ukurannya lebih besar, agak pipih,dan memiliki outer coating yang lebih tidak beraturan. Pertumbuhanbiasanya tidak sama di setiap sisi, kecuali pada jenjang awal.Pertumbuhan lanjut paling efektif terjadi pada sisi atas dan jikakarena suatu hal onkolit itu menggelinding, maka pertumbuhanbaru mungkin akan terjadi pada sisi yang berlawanan dengan sisipertumbuhan pertama. Sebagian pisolit merupakan pisolitkomposit. Maksudnya, pisolit itu disusun oleh beberapa bendayang ukurannya lebih kecil dan tumbuh bersama-sama, kemudianterselimuti pada tahap pertumbuhan selanjutnya. Inti dari strukturitu mungkin merupakan zat asing. Pada beberapa kasus, inti itumerupakan sepotong zat ganggang.

Kerak ganggang (algal crust) biasanya mengandung laminasisederhana dan umumnya merupakan kerak berkerut yang dapatberubah secara berangsur menjadi massa noduler. Kerak itumungkin hampir datar, pada dasarnya sejajar dengan bidangperlapisan (stromatolit tipe “Weedia”); sedikit melengkung, dengandiameter beberapa centimeter dan tinggi sekitar 1 cm; atauberbentuk setengah bola hingga seperti bunga kol dengan nilaiketinggian yang sama atau lebih besar daripada nilai lebarnya.Beberapa stromatolit berbentuk setengah bola yang lebih besar,dengan diameter beberapa decimeter, dan dapat berubahbentuknya ke atas menjadi struktur seperti bunga kol. Pada kasuslain, kolom atau jari menyebar ke dalam dua atau lebih cabangyang mengarah ke atas.


243 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Sebagian struktur ganggang memperlihatkan pertumbuhanasimetris. Kepala stromatolit tidak membundar, melainkan eliptis;pemanjangan terjadi pada arah yang sejajar dengan sistem arus(Hoffman, 1967). Drapeover lamination juga mencerminkanpertumbuhan asimetris dan tampak lebih tebal pada sisi yangmengarah ke hulu.

Sebagian struktur stromatolit yang kompleks memiliki ukuranyang besar. Individu-individu stromatolit mengolom mungkintingginya beberapa meter atau lebih. Walau demikian, setiap kolomitu kemungkinan besar tidak memiliki relief lebih dari 1 meter ketikatumbuh. Ketinggian kolom-kolom itu diperoleh akibat pertumbuhanke atas dari struktur selama berangsungnya sedimentasi. Biohermganggang yang berukuran besar, dengan ketebalan hingga sekitar18 m dan lebar 60 m, pernah ditemukan dalam batugampingPrakambrium (Hoffman, 1969).

Hubungan antara satu kepala stromatolit dengan kepalastromatolit lain, serta dengan sedimen yang ada disekelilingnya,bervariasi. Pada beberapa kasus, laminasi internal dari satustromatolit dapat ditelusuri hingga mencapai batuan samping dantampaknya berhubungan dengan kolom stromatolit lain. Padakasus lain, tidak ada hubungan antara kolom stromatolit danmaterial antar stromatolit itu merupakan pasir karbonat fragmental.Kepala stromatolit jarang bersifat soliter. Secara umum, kepalastromatolit relatif berdekatan satu sama lain dan bersatu dalamsuatu batuan yang dicirikan oleh satu jenis stromatolit.

Istilah trombolit (thrombolite) diusulkan oleh Aitken (1967) untukmenamakan cryptalgal structure yang erat kaitannya dengan


244 of 350 1/5/2016 8:55 AM

stromatolit, namun tidak memperlihatkan laminasi serta dicirikanoleh clotted fabric makroskopis. Dilihat dari bentuk luar danukurannya, trombolit mirip dengan stromatolit.

Stromatolit pada dasarnya merupakan perlapisan yang telahterubah—perlapisan yang terubah oleh aktivitas algamat. Di bawahkondisi yang beragam, algamat menghasilkan struktur yang jugaberagam. Di bawah mikroskop, satu-satunya struktur yang dapatterlihat adalah laminasi yang sejajar dengan permukaan stromatolit.Laminasi itu umumnya tipis, dengan ketebalan sektiar 1 mm ataukurang, serta ditandai oleh konsentrasi material karbonat ataumaterial rombakan lain. Bahkan partikel lanau kuarsa juga dapatterjebak dalam laminasi itu.

Stromatolit dan struktur lain yang berkaitan dengannya yangdapat ditemukan dalam batugamping Prakambrium hingga resen.Kenampakan yang paling baik, dengan kelimpahan yang jauh lebihtinggi, dapat ditemukan dalam batuan yang relatif tua, khususnyabatuan Prakambrium dan Paleozoikum awal. Relatif jarangditemukannya stromatolit dalam strata Fanerozoikum akhirdinisbahkan pada penghancuran algamat oleh binatang yangbergerak menyusur dasar, misalnya keong, serta peng-hancuranlaminasi ganggang oleh organisme pembuat lubang (Garrett,1970). Diasumsikan bahwa organisme seperti itu belum ada padaPrakambrium serta tidak ada pada waktu-waktu kemudian jikasalinitas atau faktor-faktor lingkungan lain menghambat ataumenghancurkan biota seperti itu.

Asal-usul stromatolit, sebagai produk aktivitas ganggang, barudapat dimantapkan pada beberapa tahun belakangan. Black


245 of 350 1/5/2016 8:55 AM

(1933), yang melakukan penelitian di Bahama, adalah orangpertama yang dapat meletakkan dasar-dasar pengetahuan bahwastromatolit merupakan struktur sedimen organik. Penemuanstromatolit yang terlitifikasi pada masa sekarang di Shark Bay,Australia Barat, menghilangkan keraguan mengenai asal-usulstromatolit sebagai produk aktivitas ganggang (Logan, 1961).Penelitian-penelitian akhir-akhir ini terhadap stromatolit masa kini diBermuda dan Bahama mampu memberikan detil-detil pengetahuanmengenai perkembangan algamat dan penjebakan sedimen(Gebelein, 1969). Pengamatan-pengamatan terhadap stromatolit,baik stromatolit masa kini maupun stromatolit purba, menunjukkanbahwa strukutr itu terbentuk pada wilayah perairan yang sangatdangkal. Karena kerut-merut yang terlihat pada laminasi ganggangdinisbahkanp ada pengeringan, maka wilayah perairan itu harussangat dangkal. Karena itu, lingkungan tersebut mungkin berupalingkungan interpasut (intertidal). Ganggang tampaknya tidakterbatasi baik oleh salinitas maupun temperatur air. Asosiasi yangerat antara stromatolit dengan batugamping berlekang-kerut,flat-pebble conglomerate, dan oolit juga mengindikasikanlingkungan perairan yang sangat dangkal. Ketidaksetangkupanyang diperlihatkan oleh sebagian stromatolit menyebabkan strukturitu dapat berperan sebagai indikator arus purba yang sangat baik.Kecembungan stromatolit ke arah atas juga menjadi sebuahkriterion yang baik untuk menentukan posisi stratigrafi pada paketbatuan vertikal atau paket batuan yang telah mengalamipembalikan.

4.6.2 Struktur Biogenik Lain

4.6.2.1 Tinjauan Umum


246 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Setiap ahli sedimentologi hendaknya selalu waspada karenadia mungkin menemukan struktur sedimen yang terbentuk akibataktivitas organisme, misalnya track, trail, dan lubang galian(burrow). Struktur biogenik (biogenic structures) sering ditemukandalam beberapa tipe sedimen. Struktur itu muncul pada bidangperlapisan, baik bidang perlapisan atas maupun bidang perlapisanbawah, serta dapat terlihat pada bidang yang tegak lurus terhadapbidang perlapisan.

Meskipun telah diketahui keberadaannya sejak lama, namunpemelajaran yang sistematis terhadap struktur biogenik masihrelatif baru. Sebagaimana stromatolit, para peneliti di masa lalumenganggap struktur biogenik sebagai fosil dan kemudianmemberikan nama-nama generik dan nama-nama khusus untukstruktur tersebut. Sebagian struktur biogenik bahkan telah kelirudisalahtafsirkan sebagai fosil tumbuhan. Berbagai penelitian yangdilakukan akhir-akhir ini berhasil menyingkapkan khuluk yangsebenarnya dari struktur itu serta memperlihatkan bahwa strukturitu, baik geometri maupun ornamentasi mendetilnya, merupa-kanrekaman aktvitias organisme. Beberapa organisme dapatmenghasilkan struktur yang sama, padahal organisme-organismeitu tidak memiliki kaitan biologi sama sekali. Pengetahuan yang kitamiliki mengenai struktur biogenik banyak diperoleh dari hasil-hasilpenelitian terhadap struktur biogenik masa kini sejalan dengandilakukannya penelitian-penelitian terhadap lingkung-ansedimentasi masa kini. Penelitian-penelitian pionir penting yangberkaitan dengan struktur biogenik dilakukan oleh J. Walther padasuatu stasiun penelitian bahari di Teluk Naples serta oleh RudolphRichter pada stasiun pengamatan Senckenberg-am-Meer di LautUtara.


247 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Dalam tulisan ini hanya akan disajikan sebuah ikhtisar yangsangat ringkas mengenai struktur biogenik. Penjelasan yang lebihmendetil mengenai iknofosil (ichnofossil) dapat diperoleh dari karyatulis Abel (1935), Krejci-Graf (1932), Lessertisseur (1955),Häntzschel (1962), Seilacher (1953, 1964a, 1964b), serta Crimes &Harper (1970).

Struktur biogenik berbeda dari fosil tubuh (body fossil) karenatidak akan terombakkan dan terendapkan-ulang. Meskipun strukturbiogenik merekam aktivitas tertentu dari suatu binatang, misalnyakebiasaan membuat lubang galian atau cara makan, namun fosil ituterutama sangat bermanfaat untuk menentukan lingkungan dimanaorganisme itu hidup. Kumpulan “fosil jejak” (“trace fossil”) terbuktimerupakan indeks yang sangat baik dari fasies sedimen dankedalaman (gambar 4-15).

Fosil jejak juga memberikan informasi tentang laju sedimentasidan merupakan penunjuk kadar racun di dasar suatu wilayahperairan. Fosil jejak juga terbukti sangat membantu dalammenentukan posisi stratigrafi pada lapisan-lapisan yang miringcuram atau lapisan-lapisan yang telah terbalik.

4.6.2.2 Penggolongan

Fosil jejak dapat digolongkan dengan beberapa cara. Seilacher(1964a), misalnya saja, mengenal adanya lima kelas fungsionaldari fosil jejak berdasarkan tingkah laku organisme pembuatnya.Kelima kelas itu adalah:

Jejak istirahat (resting mark; Ruhrspuren; Cubichnia), yakni1.


248 of 350 1/5/2016 8:55 AM

jejak dangkal yang dibuat oleh organisme mobil ketikaber-istirahat di dasar perairan.

Jejak rangkakan (crawling trail; Kreichspuren; Repichnia), yaknijejak yang dibuat oleh organisme mobil ketika bergerak secaramerangkak di atas massa sedimen.

2.

Jejak perlindungan (residence structure; shelter structure;Wohnbauten; Domichnia), yang pada dasarnya merupakanstruktur permanen, biasanya berupa lubang galian yang dibuatoleh organisme mobil atau organisme yang hidupnya agakmelekat pada sedimen. Lubang itu dibuat untuk melindungiorganisme pembuatnya dari predator atau dari prosespengeruk-an sedimen.

3.

Struktur pencarian makan (feeding structure; Fressbauten;Fodinchnia), yakni lubang galian yang dibuat oleh organismesesil pemakan sedimen. Struktur itu umumnya memiliki polaradial.

4.

Jejak rayapan (grazing trail; Weidespuren; Pasichnia),umumnya berupa jejak sinusoidal atau lubang galian organismepemakan lumpur pada atau di bawah bidang batas sedimen-air.

5.

Seseorang juga dapat menggolongkan struktur biogenikberdasarkan hubungannya dengan bidang perlapisan,geometrinya, atau berdasarkan ornamentasi atau strukturinternalnya. Sebagian struktur biogenik hanya terbatas pada bidangperlapisan. Hal itu terutama berlaku untuk track dan trail. Bentukdan pola struktur itu bervariasi, mulai dari jejak istirahat berukuran


249 of 350 1/5/2016 8:55 AM

kecil, yang dibuat oleh organisme yang dapat berenang secarabebas, hingga jejak kaki dinosaurus. Struktur itu juga mencakuplekukan-lekukan menerus dan berkelok-kelok yang dibuat olehorganisme yang merayap di atas sedimen. Banyak jejak istirahatmem-perlihatkan simetri bilateral. Banyak trail juga memperlihatkansifat bilateral karena binatang yang menghasilkannya memilikisimetri bilateral. Sebagian struktur biogenik bersifat komplekssebagai hasil pergerakan anggota badan dan ekor.

Jejak rayapan juga merupakan struktur bidang perlapisan yangdengan pola yang beragam. Sebagian diantaranya berupa jejaksinusoidal; sebagian memperlihatkan keteraturan yangmengagumkan; sebagian berbentuk spiral; sebagianmemperlihat-kan sinusoitas yang sistematis dan teratur (gambar4-15), dan sebagian lain memperlihatkan jaringan poligonal(Paleodycton). Secara umum, jejak rayapan hanya terbentuk padapermukaan lumpur dan, oleh karena itu, hanya terawetkan sebagaicast pada bidang perlapisan bawah batulanau atau batupasir halus.

Struktur biogenik lain lebih jelas terlihat pada bidang yang lebihkurang tegak lurus terhadap bidang perlapisan. Sebagian strukturitu berbentuk tabung sederhana, misalnya Skolithus, sedangkansebagian lain memiliki pola yang lebih kompleks. Banyakdiantaranya berupa tabung berbentuk U. Lubang galian dapattunggal maupun bercabang. Material pengisi lubang galianumumnya memiliki tekstur yang berbeda dengan batuan setempatdan dalam beberapa kasus proses pengisian ber-langsung secaraberangsur dan menerus, namun dapat pula tidakberkesinambungan. Lubang galian sudah barang tentu dapatmencapai bidang batas sedimen-fluida. Pada struktur pencarian


250 of 350 1/5/2016 8:55 AM

makanan, jejak-jejak pada bidang perlapisan dapat bersambungdengan lubang galian, biasanya menyebar dari lubang itu.Karenanya, struktur tersebut memiliki komponen lateral maupunkomponen vertikal.

Sebagian besar lubang galian juga dapat terletak horizontalpada bidang perlapisan, bahkan dalam tubuh lapisan. Sebagianlubang galian melebar ke dalam hingga jarak sekitar 20 cm ataulebih, dari permukaan. Sebagian lain merupakan lubang galiandangkal.

Lubang galian dapat dikenal pada bidang yang memotongbidang perlapisan oleh perbedaan tekstur material pengisinya sertaoleh batuan sampingnya, terutama oleh penghancuran perlapisanyang ditembusnya. Jika lubang galian cukup melimpah, hanyajejak-jejak samar dari bidang perlapisan asli saja yang masih dapatterlihat (Moore & Scrutton, 1957). Batuan itu mungkin“terjungkirbalikkan” atau “terbajak” oleh orgenisme. Bioturbasi(bioturbation) adalah istilah yang dipakai untuk menamakan aksitersebut, sedangkan istilah bioturbit (bioturbite) digunakan untukmenamakan batuan yang dikenai oleh aksi itu (gambar 4-33).

4.6.2.3 Kebenaan Geologi

Struktur biogenik sangat bermanfaat untuk menentukanurut-urutan stratigrafi dalam paket batuan vertikal atau paketbatuan yang telah mengalami pembalikan (Shrock, 1948). Banyakstruktur biogenik terawetkan sebagai cast pada bidang perlapisanbawah batupasir.


251 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Struktur biogenik juga dapat memberi petunjuk mengenai lajusedimentasi. Seilacher (1962) memperlihatkan bahwa lapisan-lapisan batupasir dalam sekuen flysch pada dasarnya merupakanendapan seketika. Jika tidak demikian, lubang-lubang galian akandapat dimulai pada level yang berbeda-beda dari lapisan itu; bukanhanya dimulai dari puncak lapisan. Batupasir pada beberapa“Portege” sequence Devon di Pennsylvania memiliki laminasi yangdemikian halus; lapisan lain yang berasosiasi dengannyaterbioturbasi. Pasir berlaminasi yang tidak terganggu diendapkandengan sangat cepat (paling lama hanya beberapa hari),sedangkan lumpur yang banyak dikenai aksi pembuatan lubangdiendapkan bertahun-tahun, bahkan mungkin berabad-abad.

Ketidakhadiran lubang galian dan preservasi laminasi tidakselalu mengimplikasikan sedimentasi yang cepat. Hal itu mungkinmengimplikasikan penghambatan kehidupan bentos karena kondisiberacun akibat hadirnya H2S bebas atau akibat tidak adanyaoksigen. Kumpulan fosil jejak juga dapat berkorelasi dengansalinitas (Seilacher, 1963).

Aspek paling bermanfaat dari kumpulan fosil jejak adalahsebagai dasar penunjuk fasies. Seilacher (1964a), misalnya saja,mendefinisikan empat fasies yang masing-masing dicirikan olehkumpulan iknofosil tersendiri. Fasies Nereites, mencirikancekungan flysch atau cekungan turbidit. Fasies Zoophycusmencirikan lingkungan perairan-dangkal, namun tenang. FasiesCruziana menempati paparan dangkal. Fasies Skolithus padadasarnya merupakan fasies pesisir berenergi tinggi. Lingkunganturbidit perairan-dalam (fasies Nereites) terutama dicirikan olehjejak rayapan. Hal itu berbeda dengan lingkungan pesisir turbulen


252 of 350 1/5/2016 8:55 AM

yang didominasi oleh lubang galian yang dibuat sebagai tempatperlindungan atau lubang galian yang dibuat dalam rangka mencarimakanan. Morfologi fosil jejak sudah barang tentu mencerminkanorganisme yang bertanggungjawab terhadap pembentukannyaserta adaptasi organisme itu terhadap kondisi lingkungan.

Pendeknya, fosil jejak merupakan sebuah alat bantu yangsangat bermanfaat bagi para ahli sedimentologi. Sebagaimanaaspek-aspek batuan sedimen yang lain, fosil jejak dapat dipetakandan digunakan untuk mendefinisikan sabuk-sabuk fasies utama(Farrow, 1966) serta untuk membantu dalam menafsirkanperubahan-perubahan kedalaman (Seilacher, 1967).

4.7 STRUKTUR DIAGENETIK

Ada sekumpulan struktur—konkresi, nodul, dsb—yang terbentukakibat pelarutan dan presipitasi pasca-pengendapan. Strukturepigenetik itu akan dibahas secara mendetil pada Bab 12.

5.1 TINJAUAN UMUM

Sebagaimana batuan beku, batuan sedimen memiliki geometriyang beragam. Ketertarikan para ahli terhadap geometri batuansedimen sebagian besar dipicu oleh kegiatan eksplorasi migaskarena akumulasi-akumulasi migas memiliki kaitan dengan batuansedimen yang memiliki geometri tertentu (misalnya denganterumbu dan batupasir talisepatu). Selain itu, pengetahuanmengenai geometri sebagian besar tumbuh dari kegiataneksplorasi migas karena lubang-lubang pengeboran yang relatifberdekatan memungkinkan diketahuinya detil-detil geometri batuan


253 of 350 1/5/2016 8:55 AM

sedimen. Apa yang dimaksud dengan geometri adalah bentukumum dan dimensi (bukan susunan internalnya), meskipun keduahal itu saling berkaitan. Susunan internal batuan sedimen akandibahas pada Bab 15 karena bentuk eksternal dan susunan internalendapan sedimen memegang peranan penting dalam analisislingkungan pengendapan.

Salah satu karya tulis yang pertama-tama membahas tentanggeometri batuan sedimen adalah makalah yang disusun oleh Rich(1938). Dalam makalah itu, Rich mencoba untuk memformulasikansuatu skema penggolongan rasional mengenai geometri pasir,kemudian menyajikan suatu ikhtisar yang memaparkan ciri-ciriutama dari setiap geometri tersebut. Hasil-hasil penelitian para ahliterhadap geometri pasir mencapai puncak dengan diterbitkannyaGeometry of Sandstone Bodies pada 1961. Karya tulis penting lainyang membahas tentang geometri pasir disusun oleh Potter (1963),LeBlanc (1972), serta Shelton dkk (1972). Selain itu tidak sedikitpula makalah yang mencoba untuk membahas geometri pasirtertentu.

Geometri batuan karbonat mendapatkan perhatian serius daripara ahli ketika diketahui bahwa jebakan migas tertentuber-asosiasi dengan batugamping terumbu purba. Penemuan itumenjadi pemicu dilakukannya penelitian yang mendetil terhadapterumbu, baik terumbu masa kini maupun terumbu purba. Denganpenelitian-penelitian tersebut, para ahli kemudian mengetahuibahwa tidak semua bioherm—suatu istilah yang digunakan olehCummings & Shrock (1928) untuk menamakan carbonate buildupyang memiliki penyebaran terbatas—berupa terumbu. Sebagianbioherm merupakan endapan kalsilutit yang pada dasarnya


254 of 350 1/5/2016 8:55 AM

merupakan mud mound. Meskipun para ahli telah banyakmenujukan perhatian mereka pada ukuran, bentuk, dan orientasicarbonate buildup, namun pengetahuan tentang geometri endapankarbonat masih tertinggal oleh pengetahuan mengenai geometriendapan pasir.

Geometri “kubah” garam dan struktur lain yang berkaitandengannya telah diketahui sejak lama. Perkembanganpengetahu-an mengenai kubah garam juga erat kaitannya denganeksplorasi migas karena sebagian jebakan migas berasosiasidengan kubah garam. Pengetahuan mengenai kubah garam dapatditemukan dalam berbagai buku, misalnya dalam Geology ofPetroleum (Levorsen, 1967, h. 356-379) dan Diapirism and Diapirs(Braunstein & O”Brien, 1968). Berbeda dengan endapan pasir atauterumbu, kubah garam merupakan struktur sekunder yangterbentuk pasca-pengendapan.

Secara umum, geometri endapan sedimen dapat diketahui dariprogram pemetaan yang dilakukan secara seksama atau daripenelitian terhadap geophysical logs, inti bor, dan keratanpengeboran yang berasal dari lubang-lubang bor yang relatifberdekatan.

5.2 GEOMETRI BATUPASIR

Pada mulanya batupasir dicandra sebagai sheet sands (duadimensi diantaranya memiliki nilai yang relatif tinggi, sedangkandimensi yang ketiga sangat kecil dibanding dua dimensi lain) atausebagai shoestring sands (salah satu dimensi jauh lebih besardibanding dua dimensi lain). Krynine (1948) memperluas tata


255 of 350 1/5/2016 8:55 AM

peristilahan geometri batupasir menjadi empat tipe: (1) selimut(blanket) atau lembaran (sheet); (2) tabuler (tabular); (3) prisma(prism); dan (4) talisepatu (shoestring) (gambar 5-1). Setiap bentukitu didefinisikan berdasarkan nisbah lebar terhadap ketebalan. Ahlilain (a.l. Rittenhouse, 1961 dan LeBlanc, 1972) meng-golongkangeometri batupasir berdasarkan genesisnya menjadi pasir aluvial(alluvial sands), pasir gumuk (dune sands), pasir gisik (beachsands), dsb. Meskipun ancangan yang disebut terakhir inimemberikan arti geologi yang sangat baik, namun cenderungmenimbulkan kerancuan antara konsep geometri (bentuk danukuran) dengan konsep model sedimen yang melibat-kan banyakfaktor. Selain itu, sebagaimana dikemukakan oleh Potter (1963),penggolongan genetik dapat dikenai galat karena penentuanlingkungan pengendapan pasir purba kadang-kadang sukar untukdilaksanakan. Suatu tubuh batupasir juga dapat berubah secaraberangsur menjadi tubuh batupasir lain. Lebih jauhnya lagi, databawah permukaan, yang umumnya berupa data geofisika, jugatidak dapat langsung digunakan untuk menafsirkan lingkunganpengendapan. Karena itu, Potter (1963) kemudian mengajukansebuah skema penggolongan geometri batupasir yang bersifatdeskriptif dan geometris. Dia mengenal adanya dua kategori tubuhpasir: (1) sheet sands yang memiliki pelamparan luas; dan (2)tubuh pasir linier atau memanjang (kadang-kadang tidak menerus).Sheet sands Paleozoikum Akhir di Illinois cenderung tipis (kurangdari 6 meter), berbutir halus, bergelembur, dan mengandung fosilbahari. Tubuh-tubuh pasir itu membentuk suatu tumpukan yangselaras satu di atas yang lain. Tubuh pasir linier yang ada dalampaket endapan itu lebih tebal (ketebalannya hingga 38 meter),umumnya lebih kasar, dan pada beberapa kasus mengandungintraklas serpih dan kerikil kuarsa berukuran kecil. Pasir linier itu


256 of 350 1/5/2016 8:55 AM

mengandung struktur lapisan silang-siur, reworked marine fossils,dan material rombakan tumbuhan. Bagian bawahnya merupakanbidang erosi dan disconformity. Tubuh pasir linier itu memilikiempat pola penyebaran: pods, ribbon, dendroid, dan belt (gambar5-2).

Penulis membedakan geometri pasir ke dalam empat kategori:(1) tubuh pasir linier sederhana (simple linear sands) atau pasirtalisepatu (shoestring sands); (2) tubuh pasir yang kompleks(complex sand bodies) dan pasir linier bercabang (bifurcating linearsands); (3) tubuh pasir membaji (wedge-shaped sand bodies);serta (4) tubuh pasir berbentuk lembaran (sheet sands). Korok danretas batupasir membentuk satu kategori tersendiri karenakeduanya merupakan struktur sekunder, bukan struktur primeryang terbentuk akibat pengendapan.

Tubuh pasir sudah barang tentu tidak harus tubuh pasir silikaan.Pasir karbonat juga membentuk akumulasi-akumulasi diskrit (Ball,1967). Walau demikian, sebagaimana dikemukakan pada tulisanlain, keberadaan pasir karbonat jauh lebih sukar untuk diketahuidalam rekaman geologi dibanding tubuh pasir yang terkungkungdiantara serpih.

5.2.1 Pasir Talisepatu

Istilah pasir talisepatu (shoestring sand), yang diperkenalkanpertama kali oleh Rich (1923), diterapkan pada tubuh pasir yangnilai panjangnya jauh lebih besar dibanding nilai lebar danketebalannya. Pasir talisepatu merupakan produk akumulasi pasirdalam suatu sabuk yang relatif sempit. Asal-usul dan trend tubuh


257 of 350 1/5/2016 8:55 AM

pasir seperti itu telah lama menarik perhatian para ahli geologi.Makalah karya Bass (1934) mengenai pasir talisepatu Bartlesvilledi Kansas telah menarik perhatian banyak ahli karena menawarkanbeberapa persoalan yang menarik untuk dikaji.

Pasir talisepatu memiliki ukuran yang beragam, mulai dariukuran kecil yang seluruhnya dapat terlihat dalam satu singkapanhingga ukuran besar yang tebalnya beberapa puluh meter, lebarhingga sekitar 3 km, dan panjang ratusan kilometer. BethelSandstone (Karbon Awal) di bagian barat Kentucky dan selatan-tengah Indiana, misalnya saja, dapat ditelusuri keberadaannyahingga jarak 320 km (Reynolds & Vincent, 1967). Lihat gambar 5-3.Di dekat Fort Knox, pasir itu terlihat memiliki ketebalan 46-61 mdengan lebar 0,8-1,3 km (Sedimentation Seminar, 1969). AlurCaseyville (Karbon Akhir) di Kentucky dapat ditelusurikeberadaannya hingga jarak 161 km dengan tebal 30-60 m danlebar 6,4-9,9 km (gambar 5-4). Contoh lain adalah Anvil RockSandstone (Karbon Akhir) di Illinois (gambar 5-5). Pasir talisepatuBartlesville di Kansas dan Oklahoma memiliki ketebalan 15,2-45,7m, lebar 0,8-3,2 km, dan panjang 3,2-9,6 km. Batupasir itubiasanya tersusun dalam suatu sabuk yang panjangnya sekitar 80km (gambar 5-6).

Sebagian pasir talisepatu menempati lembah torehan; pasirtalisepatu lain memiliki dasar yang rata dan tampaknya bukanmerupakan endapan alur. Pasir talisepatu dapat membentuktubuh-tubuh pasir yang tidak menerus. Pola yang tidak menerusseperti itu sebagian muncul karena telah tererosi sedemikian rupasehingga menyebabkan terbentuknya sisa-sisa erosi yang tidakmenerus; sebagian lain memang berbentuk seperti itu karena


258 of 350 1/5/2016 8:55 AM

proses-proses pengendapan berlangsung dalam suatu sabuk.Sebagian pasir talisepatu memperlihatkan pola sederhana dengansedikit perkelokan; sebagian lain memperlihatkan kelokan-kelokanyang cukup tajam. Sebagian pasir talisepatu memperlihatkan polayang lebih kompleks serta bercabang, baik cabang divergenmaupun cabang konvergen. Hal ini akan dibahas nanti.

Pasir talisepatu memiliki asal-usul yang beragam. Sebagianmerupakan endapan alur sungai, misalnya pasir Caseyville diKentucky; sebagian lain merupakan endapan alur bawahlaut(submarine channel) yang berkembang dalam paparan karbonat,misalnya pasir Bethel; sebagian yang lain lagi merupakan endapanpulau gosong (barrier island), misalnya pasir Bartlesville.

5.2.2 Tubuh Pasir yang Kompleks

Tubuh pasir yang kompleks mencakup tubuh pasir yangmemperlihatkan pola percabangan yang kompleks, baikper-cabangan konvergen maupun percabangan divergen, sertatubuh pasir yang memperlihatkan pola anastomotik.

Kompleksitas tubuh pasir antara lain dapat muncul karenabeberapa tubuh pasir yang lebih kurang linier sederhana salingbertumpuk satu di atas yang lain. Penumpukan seperti itumenghasilkan pasir yang ketebalannya tidak beraturan.Tubuh-tubuh pasir yang saling bertumpuk seperti itu dapat disebutmultistory sand (gambar 5-7).

Kompleksitas tubuh pasir juga dapat muncul akibat percbangantubuh pasir sebagaimana dapat ditemukan pada cabang-cabang


259 of 350 1/5/2016 8:55 AM

sungai dalam suatu tatanan delta. Pada beberapa kasus, tubuhpasir memperlihatkan pola anastomotik. Contoh-contoh dari tubuhpasir yang kompleks adalah pasir “Frio” (Oligosen) di LapanganSeeligson. Pasir itu ditafsirkan sebagai produk suatu sistempercabangan sungai di bagian atas dataran delta (Nanz, 1954).Lihat gambar 5-8. Batupasir “Jackpile” (Jura) di New Mexicomemiliki karakter yang mirip dengan pasir “Frio” dan diperkirakanmerupakan produk suatu sistem percabangan sungai di bagianatas dataran delta (Schlee & Moench, 1961). Salah satu tubuhpasir dengan percabangan divergen dan memiliki pelamparan yangluas adalah Batupasir Booch (Karbon Akhir) di bagian timurOklahoma (Busch, 1959). Tubuh pasir itu ditafsir-kan sebagaiendapan cabang-cabang sungai utama dari suatu delta (gambar5-9).

5.2.3 Tubuh Pasir Membaji (Tubuh Pasir Berbentuk Kipas)

Bentuk penampang melintang sebagian endapan sedimen,terutama pasir dan gravel, membaji. Apabila dilihat pada bidanghorizontal, tubuh pasir itu tampak menyebar secara divergen daripuncak yang relatif tebal. Salah satu contoh tubuh pasir seperti ituadalah Anggot Salt Wash dari Formasi Morrison (Jura) di Utah danColorado. Endapan itu memiliki ketebalan sekitar 183 m padapuncaknya, kemudian menyebar ke utara, timurlaut, dan timurhingga jarak sekitar 322 km (gambar 5-10). Pada beberapa kasus,endapan yang berbentuk seperti kipas jumlahnya cukup banyakuntuk bergabung satu dengan yang lain sedemikian rupa sehinggamembentuk suatu apron komposit yang membaji.

Tubuh sedimen yang bentuknya seperti tersebut di atas


260 of 350 1/5/2016 8:55 AM

diketahui terbentuk pada kaki lereng yang curam pada mulut ngaraibawahlaut. Kipas turbidit seperti tu masih relatif baru diketahuikeberadaannya. Contoh-contoh endapan seperti itu adalah KipasTarzana yang berumur Miosen (Sullwold, 1960) dan KipasCapistrano yang berumur Miosen di Dana Point, dekat Newport,California (Piper & Normark, 1971).

5.2.4 Tubuh Pasir Berbentuk Lembaran

Sebagaimana diimplikasikan oleh namanya, pasir berbentuklembaran memiliki nilai penyebaran lateral yang jauh lebih besardibanding nilai ketebalannya. Banyak, jika bukan sebagian besar,tubuh batupasir termasuk ke dalam kategori ini. Tubuh pasir inimenutupi wilayah yang luasnya ribuan kilometer persegi, meskipuntebalnya mungkin hanya beberapa puluh hingga beberapa ratusmeter.

Asal-usul tubuh pasir berbentuk lembaran sejak lama telahmenjadi permasalahan bagi para ahli karena sebagian besar pasirmasa kini umumnya berasosiasi dengan sungai dan gisik yangnotabene merupakan lingkungan linier. Bagaimana dalam rekamangeologi dapat ditemukan sekian banyak tubuh pasir yang tersebardemikian luas seolah-olah menyelimuti wilayah tersebut? Sebagianbesar ahli berpendapat bahwa tubuh pasir seperti itu terbentukakibat “sedimentasi lateral.” Jadi, bagian tertentu dari tubuh pasiritu tidak seumur dengan bagian-bagian lain dari tubuh pasirtersebut. Batas-batasnya memotong bidang waktu dengan sudutpemotongan yang landai. Tubuh pasir seperti itu juga dapatditafsirkan sebagai produk pertumpang-tindihan sejumlah tubuhpasir linier, dimana setiap tubuh pasir linier itu semula terpisah satu


261 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dari yang lain, misalnya pasir talisepatu. Contoh dari tubuhbatupasir lembaran yang merupakan produk penggabungan sepertiitu adalah Kelompok Mesaverde (Kapur) di San Juan Basin,Colorado, terutama Point Lookout Sandstone (Hollenshead &Pritchard, 1961) yang merupakan produk migrasi pesisir.

5.2.5 Orientasi Tubuh Pasir

Orientasi tubuh pasir, relatif terhadap jurus dan kemiringanpengendapan, sangat menarik untuk dikaji. Tubuh pasir disebutsebagai pasir jurus (strike sand) jika penyebarannya lebih kurangsejajar dengan kemiringan pengendapan (depositional strike).Tubuh pasir yang lain disebut pasir kemiringan (dip sand) jikapenyebarannya lebih kurang sejajar dengan arah kemiringanpurba. Tubuh pasir linier yang berasal dari pulau gosong terletaksejajar dengan pesisir. Tubuh pasir lain, khususnya tubuh pasiryang berkaitan dengan alur sungai, biasanya terletak lebih kurangtegak lurus terhadap garis pantai. Sebagian tubuh pasir yang lainlagi tidak memperlihatkan hubungan yang jelas dengan lerengpurba.

Jika suatu tubuh pasir muncul di atas suatu ketidakselarasan,dan jika ketidakselarasan itu berkembang pada lapisan-lapisanyang terangkat, maka akumulasi pasir tersebut mungkin dikontrololeh topografi yang terkubur dan hasilnya disebut strike-valley sandbody (Busch, 1959).

Dalam kaitannya dengan orientasi tubuh pasir, ada satu halyang menarik untuk dikaji, yakni hubungan antara tekstur danstruktur tubuh pasir dengan bentuk eksternalnya. Ketiga aspek


262 of 350 1/5/2016 8:55 AM

tersebut diasumsikan merupakan produk sistem arus purba yangmenyebabkan terendapkannya pasir tersebut. Karena itu, agaknyadapat diasumsikan bahwa orientasi butiran dan perlapisansilang-siur, misalnya saja, memperlihatkan hubungan yangsistematis dengan sumbu panjang tubuh pasir. Asumsi tersebutkelihatannya tidak berlebihan. Pertanyaan tersebut telah dibahassecara mendalam oleh Potter & Pettijohn (1963, h. 173-190).

5.3 KOROK, RETAS, DAN AUTOINTRUSI BATUPASIR

Intrusi pasir ke dalam batuan sedimen atau batuan lainmerupakan gejala khas yang dapat ditemukan dalam kumpulanbatuan sedimen tertentu. Korok (dike) dan retas (sill) batupasir,serta benda lain yang berasosiasi dengannya, memiliki umur yangberagam mulai dari Prakambrium hingga Plistosen.

Korok batupasir memiliki ketbalan mulai dari sekitar 2 cm hinggalebih dari 10 m. Sebagian korok kuarsit Prakambrium yangmemotong batuan di Espanola, pesisi utara Danau Huron, memilikiketebalan 9 m (Quirke, 1917; Collins, 1925; Eisbacher, 1970).Korok itu dianggap istimewa karena mengandung kerikil-kerikilgranit yang berukuran hingga sekitar 15 cm. Kerikil-kerikil ituumumnya terkonsentrasi di bagian tengah korok. Banyak korokbatupasir memiliki penyebaran yang sangat terbatas, yakni hanyapada satu singkapan. Walau demikian, Vitanage (1954) pernahmemetakan korok-korok batupasir yang menembus granitColorado. Dari pemetaannya itu terlihat bahwa korok dapatditelusuri keberadaannya hiingga jarak sekitar 12,9 km. Diller(1890) menelusuri “Great Dike” yang memotong sedimen Kapurhingga jarak sekitar 14,5 km.


263 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Banyak korok batupasir merupakan tubuh batupasir vertikal,tabuler, dengan dinding yang lurus dan tegas. Walau demikian,pada beberapa kasus, misalnya korok yang ditemukan diPegunungan Carpathia, Polandia, (Dzulynski & Radomski, 1956)dan dalam endapan Paleogen di Tunisia (Gottis, 1953), bentuknyatidak beraturan, sinusoidal, dan di beberapa tempat terpotong-potong menjadi tubuh pasir yang terpisah. Munculnya bentuksinusoidal yang tidak beraturan seperti itu dinisbahkan padapengurangan ketebalan serpih yang melingkupi korok itu akibatkompaksi. Fenomenon yang sama menghasilkan apa yang disebutsebagai “crumpled mud-crack cast”. Jika konsep itu benar adanya,maka injeksi korok itu terjadi sebelum berlangsung-nya kompaksi.Pada kasus seperti itu, kita bahkan dapat membuat taksirankuantitatif terhadap proses kompaksi yang ber-langsung setelahterjadinya injeksi. Di lain pihak, banyak korok, misalnya korok yangdicandra oleh Diller (1890), tidak terdeformasi. Karena korok ituvertikal dan strata yang melingkupinya terlipat, Diller berkeyakinanbahwa korok itu diinjeksikan setelah strata di sekelilingnyaterangkat.

Secara umum, tubuh pasir yang menjadi korok merupakan pasirmasif, meskipun, sebagaimana telah dikemukakan di atas, kerikil(bukan inklusi batuan samping) dapat hadir didalamnya. Diller(1890) menemukan kesejajaran lembaran-lembaran mika dengandinding korok. Kesejajaran mika dan sumbu panjang kuarsadengan dinding korok juga pernah dilaporkan oleh Vitanage (1954).Kesejajaran seperti itu menunjang gagasan yang menyatakanbahwa korok itu terbentuk akibat injeksi; bukan akibat pengisianbutir-demi-butir pada suatu retakan terbuka.


264 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Retas batupasir, karena merupakan benda tabuler yang sejajardengan bidang perlapisan, mirip dan kadang-kadang tertukardengan lapisan. Berbeda dengan lapisan yang berasosiasidengannya, retas batupasir tidak memperlihatkan grading ataustratifikasi silang-siur serta tidak memiliki struktur bidang perlapisanbawah yang biasanya mencirikan fasies dimana retas itu berada.Jika ditelusuri hingga jarak yang cukup jauh, retas batupasirbiasanya memotong bidang perlapisan dan menyebar pada levelstratigrafi yang berbeda-beda.

Mengapa korok batupasir sering ditemukan dalam sedimentertentu (khsusunya dalam fasies flysch) masih belum dipahamisepenuhnya. Peretakan dinisbahkan pada gempabumi, sedangkaninjeksi itu sendiri dinisbahkan pada pergerakan pasir yang dijenuhiair dan bersifat mobil di bawah tekanan hidrostatika. Fairbridge(1946) serta Dzulynski & Radomski (1956) memper-lihatkanadanya asosiasi antara korok batupasir dengan nendatan.Fairbridge (1946) berkeyakinan bahwa korok dan struktur lain yangberasosiasi dengannya mengindikasikan fasies dan lingkungansedimentasi tertentu, yakni “wilayah foredeep dari sabukgeosinklin” yang tidak stabil dan secara tektonik bersifat aktif.Konsep itu mungkin dapat diterapkan pada banyak korokbatu-pasir, namun korok-korok tertentu, misalnya korok berganda(multiple dike) yang ada dalam granit Colorado, mungkin terbentukakibat sebab-sebab lain.

5.4 GEOMETRI BATUAN KARBONAT

Secara umum, pengetahuan tentang geometri tubuh batuankarbonat jauh lebih sedikit dibanding dengan pengetahuan tentang


265 of 350 1/5/2016 8:55 AM

geometri tubuh batupasir. Hal itu antara lain terjadi karena, dalamgeophysical logs, kita lebih mudah membedakan pasir denganserpih dibanding membedakan pasir karbonat dengan batugampingmikrit. Dengan kata lain, geophysical logs tidak memadai untuikmembedakan batugamping tertentu dari batugamping lain yangberasoasiasi dengannya. Karena itu, pengetahuan kita saat inimasih terlalu minim untuk dapat digunakan sebagai dasarpenyusunan klasifikasi tubuh batuan karbonat. Walau demikian,hingga dewasa ini telah ada sebagian ahli yang mencoba untukmenyusun skema penggolongan tubuh endapan karbonat. Sebagaicontoh, Ball (1967) mencoba menggolongkan tubuh pasir karbonatmasa kini yang ada di Bahama. Sebagian ahli juga telahmempelajari carbonate “buildup” atau bioherm, termasukdidalamnya terumbu (reef) dan carbonate mud mound atau “knoll”.

5.4.1 Terumbu

Terumbu adalah bioherm yang pada masa sekarang terlihatsebagai massa batuan (umumnya dolomit) yang sarang, tidakberstruktur, memiliki tekstur yang tidak merata, dan memotongbidang perlapisan umum dari batuan lain yang ada disekitarnya.Terumbu merupakan tempat berlangsungnya aktivitas organismeyang vital sehingga menjadi tempat akumulasi karbonat yang aktif.Setelah terbentuk, terumbu akan tumbuh menjadi sebuah tonjolanyang elevasinya lebih tinggi dari daerah sekitarnya, kemudianberkembang hingga mencapai permukaan air laut, bahkansebagian diantaranya dapat muncul di atas muka air laut. Terumbutahan terhadap hempasan gelombang. Jika tumbuh pada zonalimpasan (surf zone), terumbu dapat menghasilkan materialrombakan yang kemudian tersebar ke daerah lain yang ada


266 of 350 1/5/2016 8:55 AM

disekelilingnya. Material rombakan yang paling kasar akanmembentuk apron yang mengelilingi inti terumbu. Apron ituberwujud sebagai lapisan-lapisan yang miring curam danmerupakan bagian tak terpisahkan dari kompleks terumbu (gambar5-11).

Bioherm biasanya merupakan produk suatu komunitasorganisme. Organisme terpenting adalah organisme pembentukrangka yang aktivitasnya menyebabkan terekatkannya sedimendan menyebabkan terbentuknya tubuh terumbu. Contohnya adalahganggang. Hampir seluruh bagian terumbu tertua yang ada didunia ini dihasilkan oleh ganggang.

Terumbu memiliki ukuran yang beragam, mulai dari terumbukecil seperti serpulid mound dan stromatolitic head yangber-ukuran sekitar 1 m, bahkan kurang dari itu, hingga kompleksterumbu berukuran raksasa dengan dimensi ribuan meter. Biohermstromatolit Prakambrium dengan ketebalan hingga sekitar 18 mdan lebar 61 m pernah ditemukan di Great Slave Lake, NorthwestTerritories (Hoffman, 1969). Terumbu yang lebih muda dariPrakambrium memiliki komposisi yang lebih beragam danumumnya memiliki ukuran yang lebih besar dibanding terumbuPrakambrium. Salah satu contoh terumbu yang sangatmengesankan adalah kompleks terumbu Attendorn (Devon) dibagian tengah Jerman. Terumbu itu memiliki tebal lebih dari 900 kmdan meliputi daerah yang luasnya lebih dari 100 km2. TerumbuAttendorn adalah sebuah struktur yang mirip dengan atoll (Krebs,1971). Terumbu lain yang mirip dengan terumbu Attendorn, namunukurannya lebih kecil kecil, adalah kompleks Iberg-Winterberg diPegunungan Harz (Franke, 1971). Terumbu Virgilian (Karbon Akhir)


267 of 350 1/5/2016 8:55 AM

di Pegunungan Sacramento, New Mexico, memiliki diameter mulaidari beberapa puluh meter hingga 1,6 km dan ketebalan hingga 61meter (Plumley & Graves, 1953). Terumbu yang disebut terakhir inimerupakan lensa-lensa batuan karbonat masif yang tertanamdalam batugamping yang berlapis tipis.

Terumbu biasanya memiliki dasar yang datar dan puncak yangcembung serta dikelilingi oleh lapisan-lapisan yang miring curam.Pada beberapa kasus, struktur terumbu dikelilingi oleh peripheralsyncline yang melengkung lemah dan mengindikasikan bahwatubuh terumbu itu pernah mengalami penurunan, relatif terhadapsubstrat yang terletak dibawahnya.

Apabila dilihat pada bidang horizontal, tubuh terumbu biasanyaberbentuk lingkaran, meskipun ada sebagian diantaranya yangmemanjang. Tubuh terumbu lain memperlihatkanketidaksetangkupan, hal mana diasumsikan merupakan bentuktanggapan terumbu terhadap arah angin yang ada pada saatterumbu itu tumbuh (Lowenstam, 1957; Ingels, 1963).

Sebagian besar terumbu muncul dalam kelompok-kelompoktertentu serta membentuk suatu sabuk. Terumbu dapat tumbuhpada tepi batur atau dapat terisolasi dan terletak pada suatutinggian vulkanik seperti pada kasus terumbu Iberg di Jerman(Franke, 1971).

5.4.2 Mound dan Bank

Tidak semua bioherm berupa terumbu. Maksudnya, tidak semuabioherm memiliki rangka yang tahan terhadap hempasan


268 of 350 1/5/2016 8:55 AM

gelombang. Sebagian bioherm merupakan bank atau tonjolan(mound) karbonat, dalam banyak kasus merupakan lumpurkarbonat, yang terakumulasi di suatu tempat akibat beberapa hal.Pernah diperkirakan bahwa sebagian mud bank masa kiniterbentuk sebagai akibat baffle effect dari padang rumput laut.Organisme lain, misalnya bryozoa, dapat memegang peranan yangsama di masa lalu. Pray (1958) mencandra bioherm Mississippiyang tebalnya 7,6-107 m, memiliki dasar yang rata dan puncakyang cembung, yang dia nisbahkan pada proses tersebut.Penjelasan senada digunakan untuk menjelaskan asal-usul“terumbu” Waulsortian (Karbon) yang ada di bagian barat-tengahIrlandia (Lees, 1964). “terumbu” itu membentuk “knoll” yangterutama disusun oleh batulumpur kalsit masif dengan diametermulai dari sekitar 30-300 m dengan ketebalan yang bervariasi.Sayap-sayap “terumbu” itu memiliki kemiringan hingga 50o.

Untuk mengetahui literatur terumbu dan mud mound, parapembaca dipersilahkan untuk mengkaji pembahasan mengenaifasies terumbu pada Bab 10.

5.4.3 Tubuh Karbonat Lain

Selain terumbu dan mud mound atau “knoll”, ada biohermkarbonat lain yang tidak termasuk ke dalam kategori-kategoritersebut. Salah satunya adalah akumulasi batugamping crinoidyang memiliki penyebaran terbatas, misalnya saja batugampingcrinoid yang membentuk “crinoidal pool”, salah satu batuanreservoar di Todd Oil Field, Texas (Imbt & McCollum, 1950).Batugamping crinoid yang berumur Kapur Akhir itu memilikidiameter 3,2 km, ketebalan maksimum 122 m, serta dikelilingi oleh


269 of 350 1/5/2016 8:55 AM

serpih hitam dan serpih hijau. Meskipun sering dinamakan“terumbu”, batugamping itu kemungkinan terbentuk oleh kolonicrinoid yang populasinya melimpah dan mampu berkembang untukselang waktu yang relatif lama. Tubuh endapan gamping itumungkin tidak pernah tumbuh hingga mencapai level yang relatiftinggi dibanding dasar laut masa itu. Massa-massa batugampingcrinoid yang mirip dengan itu, tidak bersambungan, tersebar secaratidak merata, dan terkungkung dalam strata klastika pernahditemukan dalam Kelompok Bordon (Kapur Awal) di Indiana(Stockdale, 1931). Massa yang ukurannya paling besar memilikidiameter 3,2 km dan ketebalan maksimum 21,3 m. Lihat gambar5-12.

Tubuh karbonat lain mencakup batugamping oolit seperti“McClosky Sand” di Passport Oil Pool, Clay County, Illinois. “Pasir”yang ada dalam Formasi Ste. Genevieve (Kapur Awal) itu padadasarnya merupakan lensa-lensa yang lebarnya sekitar 1 mil,panjang 1,5-2 mil, dengan ketebalan 3,7-4,3 m. Tubuhbatugamping itu menipis dan menghilang ke segala arah.Lensa-lensa itu ditafsirkan sebagai oolitic shoal yang terbentukpada lingkungan laut dangkal (Carr, 1973). Pembentukanbatugamping itu mungkin mirip dengan pembentukan sebagianoolitic shoal yang sekarang ada di Bahama Banks (Rich, 1948).

5.5 KUBAH, STOCK, DAN ANTIKLIN GARAM

Kubah garam (salt dome), suatu tubuh sedimen yang istimewa,merupakan produk aliran dan injeksi garam dari lapisan yang relatifdalam ke dalam strata yang terletak diatasnya. Sebagaimana korokdan retas batupasir, kubah garam merupakan struktur pasca-


270 of 350 1/5/2016 8:55 AM

pengendapan.

Kubah garam merupakan stock garam berbentuk silindris danhampir vertikal dengan diameter 0,8-3,2 km dan di beberapatempat dindingnya overhang (gambar 5-13). Strata yang ditembusoleh garam terdeformasi, umumnya miring dari stock, bahkanhampir vertikal di beberapa tempat. Strata itu makin tipis ketikamendekati salt plug. Kolom garam ditutupi oleh suatu “batu tudung”(“cap rock”) yang umumnya berupa gipsum dan batugamping.Strata yang terletak di atas kubah garam memperlihatkanlengkungan landai dan dapat tersesarkan dengan pola sesar yangkompleks. Kubah garam memperlihatkan sehimpunan lipatan yangkompleks dan struktur internal lain yang dihasilkan oleh alirangaram selama berlangsungnya intrusi (Balk, 1949; 1953).

Kubah garam diperkirakan terbentuk karena adanyaketidakstabilan gravitasi yang diakibatkan oleh pertindihan sedimenoleh sedimen lain yang densitasnya lebih tinggi dibanding densitasgaram. Garam yang plastis naik sebagai kolom konveksi. Batutudung diperkirakan merupakan akumulasi komponen-komponenyang tidak larut dan dijenuhi garam di atas kolom garam yangsedang naik.

Kubah garam cenderung muncul secara berkelompok. Contohyang baik dari kelompok kubah garam ditemukan di Gulf Coast,Louisiana dan Texas (baik di daratan maupun di wilayah perairan),di Zachstein (Jerman), dan di Iran. Hubungannya denganakumulasi migas menyebabkan kubah garam mendapatkanperhatian khusus dari para ahli (Moore, 1926). Sebuah ikhtisaryang baik mengenai kaitan antara kubah garam dengan migas


271 of 350 1/5/2016 8:55 AM

disajikan oleh Levorsen (1967, h. 356-379).

Antiklin garam (salt anticline) adalah struktur dimana garammembentuk inti sebuah antiklin. Contoh antiklin garam ditemu-kandi Paradox Basin, Utah dan Colorado (Prommel & Crum, 1927).

5.6 PENGISI LUBANG DAN SINK

Sebagian tubuh sedimen, umumnya berukuran kecil, memilikipenyebaran yang sangat terbatas karena diendapkan pada lubangatau cekungan yang sangat kecil, misalnya limestone sink.Sejumlah besar lubang, misalnya yang ada dalam terumbu,memperlihatkan sedimentasi mekanik internal. Sedimen halusmengendap atau terjebak dalam lubang-lubang itu. Prosespengisian mungkin berlangsung dengan kompleks dan mencakuppresipitasi material lain, selain lanau dan lempung.

Sebagian besar endapan internal itu dapat dipandang sebagaistruktur sedimen minor yang ada dalam suatu tubuh sedimen yangberukuran besar. Walau demikian, pada kasus-kasus istimewa,endapan sepertii tu memiliki ukuran yang cukup besar sehinggalayak untuk disebut tubuh sedimen. Endapan internal yangberukuran paling besar, yakni material pengisi gua, jarangditemukan dalam rekaman geologi dan biasanya hanya menarikapabila dikaitkan dengan sejarah Holosen.

Sink filling agak berbeda dan dapat mencapai ukuran yangrelatif besar. Sink filling mencakup endapan yang masuk dari atassink yang terbentuk akibat pelarutan dan runtuhan guabatugamping. Sebagian material pengisi itu—termasuk didalamnya


272 of 350 1/5/2016 8:55 AM

serpih, batupasir, dan batubara—terbentuk akibat subsidensi stratayang terletak diatasnya secara berangsur dan sejalan dengan lajupelarutan batuan karbonat yang terletak dibawahnya (Bretz, 1940;1950). Dengan demikian, proses itu dapat dipandang sebagaiintrusi strata menuju strata lain yang terletak dibawahnya dan,sebagaimana kubah garam dan korok batupasir, merupakanfenomenon pasca-pengendapan; bukan endapan sedimen primer.Sink filling dapat memperlihatkan berbagai tipe struktur deformasidan bukti-bukti lain yang mengindikasikan pergerakannya.

5.7 TUBUH SEDIMEN LAIN

Ada beberapa bentuk geomorfik yang disusun oleh sedimen,misalnya gumuk, esker, kame, drumlin, dsb. Bentuk-bentukkonstruksional itu umumnya terbentuk di darat, meskipun sebagiandiantaranya terbentuk di bawah kolom air. Sebagian besar bentukgeomorfik itu bersifat transisional dan kemungkinan besar tidakakan terkubur atau terawetkan dalam bentuk aslinya. Gumuk,misalnya saja, cenderung bergabung satu sama lain dankehilangan identitasnya sebagai benda diskrit. Endapan glasialyang ada dalam rekaman geologi umumnya merupakan endapanbahari sehingga bentuk-bentuk khas dari endapan benua tidak ada.Ketidakhadirannya dalam rekaman geologi menyebabkanpembahasan yang mendetil tentang geometri bentuk-bentukgeomorfik itu menjadi tidak bermanfaat.

6.1 TINJAUAN UMUM

Gravel merupakan akumulasi fragmen-fragmen membundarberukuran lebih besar daripada pasir yang belum terkonsolidasi.


273 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Para ahli belum memperoleh kesepakatan mengenai limit besarbutir terkecil dari fragmen penyusun gravel, meskipun umumnyadiletakkan pada nilai diameter 2 mm (Wentworth, 1922a, 1935)atau 5 mm (Cayeux, 1929). Material yang memiliki diameter 2hingga 4 mm dinamakan gravel granul (granule gravel) (Wentworth,1922a) atau gravel sangat halus (very fine gravel) (Lane dkk,1947). Para ahli juga belum sepakat mengenai persentase minimalpartikel gravel, relatif terhadap persentase total endapan, untukmenyatakan suatu endapan sebagai gravel. Analisis aktualmenunjukkan bahwa para ahli geologi lapangan cenderung untukmenamakan suatu endapan sebagai gravel meskipun proporsipartikel gravel dalam endapan itu kurang dari setengahnya.Sebagian batuan, misalnya tilit (tillite) yang mengandung partikelgravel kurang dari 10% tetap dinamakan konglomerat. Willman(1942) mengusulkan definisi-definisi berikut untuk digunakan dalampenamaan lapangan: gravel mengandung partikel gravel 50–100%;gravel pasiran (sandy gravel) mengandung partikel gravel 25–50%dan mengandung partikel pasir 50–75%; pasir gravelan (gravellysand) mengandung partikel gravel kurang dari 25%; sedangkanpasir hendaknya mengandung partikel pasir 75–100% (gambar6-1). Folk (1954) menggunakan istilah gravel untuk menamakanendapan yang mengandung partikel gravel paling tidak 30%,sedangkan pasir atau lumpur yang mengandung gravel 5–30%berturut-turut dinamakan pasir gravelan dan lumpur gravelan.Usulan-usulan yang berbeda pernah diajukan oleh Wentworth(1922a) dan Krynine (1948).

Istilah konglomerat (conglomerate) diterapkan pada gravel yangtelah mengalami kompaksi. Sebagaimana pada kasus gravel, kitadapat mempergunakan istilah konglomerat bongkah (boulder


274 of 350 1/5/2016 8:55 AM

conglomerate), konglomerat kerakal (cobble conglomerate), dankonglomerat kerikil (pebble conglomerate) untuk menamakankonglomerat yang berturut-turut didominasi oleh partikel bongkah,kerakal, dan kerikil.

Istilah rubble digunakan untuk menamakan akumulasi fragmen-fragmen menyudut yang ukurannya lebih besar daripada pasir.Istilah scree dapat digunakan untuk endapan sejenis rubble, namundisusun oleh bongkah-bongkah berukuran besar. Breksi(Inggris: breccia; Jerman: Bresche; Perancis: breche) adalahekivalen dari rubble yang telah terkonsolidasi. Istilah breksi jugadigunakan untuk batuan lain selain batuan sedimen, misalnyabreksi sesar (fault breccia) dan breksi vulkanik (volcanic breccia).Berbagai istilah telah diusulkan untuk menamakan beberapaukuran fragmen yang menyusun rubble dan breksi (Woodford,1925).

Hingga sejauh mana derajat pembundaran partikel penyusunsuatu batuan sedemikian rupa sehingga batuan itu dinamakangravel atau konglomerat dan bukannya rubble atau breksi? Dalamhal ini para ahli belum memperoleh kesepakatan. Walau demikian,kebanyakan ahli akan menggunakan istilah konglomerat untukmenamakan batuan yang disusun oleh partikel yang paling tidakmembundar tanggung. Istilah breksi umumnya hanya diterapkanpada batuan yang disusun oleh partikel menyudut.Istilah roundstone (Fernald, 1929) dan istilah sharpstone digunakanuntuk membedakan membedakan partikel membundar denganpartikel yang menyudut. Karena itu, istilah roundstoneconglomerate dan sharpstone conglomerate pernah diusulkanberturut-turut untuk menggantikan istilah konglomerat sedimen dan


275 of 350 1/5/2016 8:55 AM

breksi sedimen.

Istilah konglomerit (conglomerite) (Willard, 1930) pernahdiusulkan untuk menamakan konglomerat yang mencapai tingkatkekompakkan seperti kuarsit. Walau demikian, istilah itu jarangdigunakan. Konglomerat yang telah terdeformasi atau konglomeratyang telah terubah oleh proses-proses metamorfisme biasanyadisebut metakonglomerat (metaconglomerate).

6.2 GRAVEL MASA KINI

Gravel dapat terakumulasi dan diendapkan sebagai endapanakuatis di bawah massa air permanen oleh aksi gelombang padapesisir berbatu (rocky shore). Gravel juga dapat terbentuk didaratan sebagai akibat pelapukan dan aliran air jika relief dancurah hujan memadai untuk memberikan daya dorong terhadappartikel gravel. Gravel, yang merupakan produk erosi yang palingkasar, diangkut pada jarak yang lebih pendek dan pada daerahyang lebih terbatas dibanding pasir, lempung, atau material lainyang larut dalam air.

Menurut tempat akumulasinya, gravel dapat dibedakan menjadidua kategori: (1) gravel terestris (terrestrial gravel) dan gravelsubakuatis (subaqueous gravel). Gravel subakuatis mencakupgravel pesisir (shoreline gravel) serta tipe-tipe gravel yang khususgravel seperti endapan rakit es (ice-rafted deposits) yangmengandung dropstone dan resedimented gravel, yakni gravelyang terangkut dari zona pesisir menuju wilayah perairan yanglebih dalam oleh nendatan dan longsoran subakuatis serta arusturbid. Sebagian gravel juga diendapkan dalam massa air dimana


276 of 350 1/5/2016 8:55 AM

aksi gelombang relatif kurang efektif, milsanya estuarium dandanau kecil. Gravel dalam danau besar pada dasarnya memilikikarakter yang mirip dengan gravel yang diendapkan di laut.

Gravel terestris mencakup endapan lokal yang tidak atau hanyasedikit mengalami pengangkutan, misalnya talus, coarse rockglacier, atau scree, solifuction deposits, material morena yangberbutir kasar, gravel dari esker dan kame, serta kipas gravel yangdiendapkan oleh sungai hasil pelelehan es. Tipe gravel terestrisyang paling penting adalah gravel sungai (stream gravel).

Menurut Barrell (1925), gravel pesisir tersebar mulai darielevasi sekitar 1,8 m di atas level pasang tertinggi hinggakedalaman sekitar 9 m. Gravel pesisir biasanya tersebar relatifterbatas di sekitar pesisir dan jarang diantaranya yang tersebarhingga jarak 1,6–4,8 km dari garis pantai. Arusbawah (undertow) yang luar biasa mampu menyapu gravel menujuwilayah perairan dengan kedalaman 36 atau 54 m serta tersebarhingga jarak sekitar 16 km dari garis pantai. Gravel yang sekarangditemukan di lepas pantai pada kedalaman lebih dari 54 m ataupada daerah terletak lebih dari 16 km dari garis pantai mungkinmerupakan sisa-sisa endapan pantai zaman es, sebelum terjadinyapenaikan muka air laut yang relatif cepat setelah berakhir-nyajaman es terakhir. Gravel itu juga mungkin merupakan endapansisa (lag deposits) erosi bawahlaut terhadap til atau endapan lainyang banyak mengandung kerikil. Endapan yang disebut terakhirini dinamakan pavement kerakal. Kerakal penyusun pavement ituterlalu besar untuk dapat tersapu ke arah darat (Hough, 1932).Secara umum, laut “menolak” material rombakan yang berasal daridaratan (termasuk didalamnya material rombakan yang kasar).


277 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Pada profil pesisir yang rata, gravel akan bermigrasi ke arah darat,sedangkan material harus akan tersapu menuju wilayah perairanyang lebih dalam. Karena itu, gravel cenderung untuk berada dekatdengan pesisir dan terakumulasi pada suatu zona yang relatif dekatdengan pesisir.

Gravel gisik (beach gravel) merupakan akumulasi lokal,biasanya ditemukan dalam kantung-kantung gisik dimana gravelterjebak diantara dua tanjung berbatu (rocky headland) yangmenjadi pemasok detritus. Pada beberapa kasus, gravelberpindah-pindah pada arah yang sejajar dengan pantai danterakumulasi dalam beach ridge dan gosong (bar). Pada pantaiyang tersingkap, gravel cenderung sangat kasar. Gravel umumnyaterpilah sangat baik dan sangat membundar; pembundaran padaawalnya berlangsung cepat, sejalan dengan bermigrasinya graveldari daerah sumber (Grogan, 1945; Wentworth, 1922b).

Contoh-contoh penelitian sedimentologi yang menyeluruhterhadap gravel gisik masa kini adalah penelitian yang dilakukanoleh Krumbein & Griffiths (1938) terhadap gravel batugamping diLittle Sister Bay, Danau Michigan, penelitian Bluck (1967) terhadapgravel di selatan Wales, penelitian Humbert (1968)terhadap shingle complex di Bridgewater Bay, pantai Somerset.Emery (1955) meneliti gravel bahari masa kini.

Gravel pesisir memiliki volume yang rendah serta tersebarsecara terbatas pada sabuk-sabuk linier. Walau demikian, sejalandengan berubahnya muka air laut, tempat akumulasi gravel dapatberpindah dari satu tempat ke tempat lain. Dengan naiknya mukaair laut dan transgresi, gravel pesisir akan meluas sedemikian rupa


278 of 350 1/5/2016 8:55 AM

sehingga hasilnya berupa suatu lapisan tipis gravel yang menindihbatuan tua secara tidak selaras. Dengan menurunnya muka airlaut, gravel beach ridge akan tampak sebagai onggokan yangterletak di darat. Karena itu, beach ridge tersebut akan dikenai olehproses-proses erosi.

Sungai, di lain pihak, mampu mengangkut gravel hingga jarakpuluhan kilometer (bahkan ratusan kilometer) dari tempatpembentukannya hingga tempat pengendapannya. Gravel fluvialtersebar luas, membentuk piedmont fan berukuran besar danmengalasi lembah-lembah sungai besar di daerah berelief tinggi.Ketebalan endapan gravel itu beberapa kali lebih besar dibandingketebalan endapan gravel pesisir.

Kipas aluvial memiliki penyebaran yang luas, khususnya kipasaluvial yang berkembang di daerah kering dan berelief tinggi.Mungkin lebih dari setengah negara bagian Nevada dan sebagianbesar Utah, New Mexico, Arizona, California, dan Mexico ditutupioleh endapan kipas aluvial. Endapan kipas merupakan salah satuendapan aluvial yang paling kasar dan pemilahannya paling buruk.Endapan itu terletak pada tempat-tempat dimana sungai yangberasal dari wilayah pegunungan memasuki suatu cekunganterbuka. Sungai itu kemudian terbagi-bagi ke dalam sejumlahcabang dan melepaskan sebagian besar bebannya; material palingkasar diendapkan di dekat puncak, kemudian makin lama makinhalus ke arah pinggir kipas (dalam banyak kasus, penurunanukuran itu berlangsung secara eksponensial). Ke arah ujung kipas,komposisi gravel tidak banyak berubah, meskipun kebundarannyamakin baik. Perlapisan bervariasi mulai dari perlapisan berskalabesar (5–6 m) hingga perlapisan berskala kecil (beberapa cm)


279 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dalam pasir yang menyisip diantara lapisan-lapisan gravel.Imbrikasi juga sering ditemukan dalam kipas. Kipas di daerah iklimkering atau agak-kering dicirikan oleh perselingan endapan aliranlumpur dengan gravel endapan arus biasa. Gravel kipas berjari-jemari ke arah hilir dengan sedimen danau dan aluvium. Di daerahiklim kering, gravel kipas umumnya tersemenkan oleh caliche. Jikasudah terlitifikasi, gravel itu dinamakanfanglomerat (fanglomerate) (Lawson, 1925). Mereka yang inginmenelaah lebih jauh endapan kipas aluvial masa kini dipersilahkanuntuk melaah karya tulis Blissenbach (1952, 1954), Bluck (1964),dan Denny (1965). Lawson (1925) membahas tentang peranankipas aluvial dalam tatanan geologi masa kini dan dalam rekamangeologi.

Sungai pengangkut gravel dapat mengairi daerah yang luasdan dapat membentuk endapan gravel yang tersebar luas. Disinikita tidak menujukan perhatian pada gravel yang ditemukan dibagian hulu sungai yang bergradien tinggi. Gravel itu bukanendapan dalam arti kata sebenarnya, melainkan endapansementara yang tersimpan dalam gosong atau tersingkap dalamsisa-sisa teras. Apa yang menjadi bahan kajian kita disini adalahcekungan interior (interior basin), di tempat mana aluviasi berperandominan dan akumulasi gravel mencapai ketebalan ratusan bahkanribuan meter. Cekungan seperti itu ditemukan di daerah iklim keringdengan relief tinggi, misalnya Great Basin (Amerika Serikat), dan didaerah yang dikenai sesar normal, misalnya Rhine Graben. Gravelaluvial seperti itu umumnya kasar dan berselingan dengan pasirkasar dan pasir halus serta memper-lihatkan penurunan besar butirserta peningkatan kebundaran ke arah hilir. Komposisi gravel kearah hilir sedikit banyaknya juga berubah akibat abrasi selektif dan


280 of 350 1/5/2016 8:55 AM

penghilangan kecur-kecur yang relatif kurang resisten. Imbrikasiberkembang baik pada arah yang sejajar dengan arah aliransungai. Perlapisan dan pemilahan umumnya lebih baik dibandingperlapisan dan pemilahan pada gravel kipas aluvial. Aliran lumpuryang merupakan gejala khas dari kipas aluvial jarang (bahkantidak) ditemukan dalam gravel yang berkembang dalam cekungantersebut. Banyak penelitian dilakukan oleh para ahli terhadapgravel aluvial masa kini. Sebagai contoh, Krumbein (1940, 1942)meneliti endapan banjir yang luar biasa besarnya; Plumley (1948)meneliti gravel teras dari beberapa sungai kecil yang berasal dariBlack Hills, Dakota Selatan; Unrug (1957) meneliti gravel sungaiDunajec yang berasal dari Pegunungan Tatra, Polandia; Dal Cin(1967) meneliti Sungai Piave di bagian utara Itali; serta Teruggi dkk(1971) meneliti Rio Sarmiento di Argentina. Karya tulis Conklingdkk (1934) serta makalah klasik dari Udden (1914) mengandungsejumlah besar hasil analisis besar butir gravel aluvial masa kini.Penelitian-penelitian sedimentologi terhadap gravel sungai antaralain pernah dilakukan oleh Potter (1955) dan Schlee (1957).

Sebagai ringkasan, kita dapat menyatakan bahwa tidakdiragukan lagi bahwa gravel lebih banyak tersebar di permukaanbumi pada masa sekarang dibanding masa lalu. Bentuklahan yangmuda dan matang sering ditemukan; bentuklahan yang tua jarangditemukan. Gelombang yang kuat dan sungai memasok graveldalam jumlah maksimum. Selain itu, endapan kasar hasil aktivitasgletser Plistosen masih banyak yang berada pada tempatpengendapannya. Diantara gravel yang sekarang sedangdiendapkan dalam berbagai lingkungan pengendapan, sebagianbesar diantaranya merupakan endapan hasil kerja agen-agenkontinental: sungai dan gletser. Erosi laut (marine


281 of 350 1/5/2016 8:55 AM

erosion) menghasilkan gravel dalam jumlah yang relatif sedikit(Gregory, 1915; Barrell, 1925). Pada masa sekarang, nisbahvolume sedimen yang dihasilkan (dan, oleh karena itu, volumegravel) oleh sungai sekitar 50 kali lebih banyak dibanding volumesedimen yang dihasilkan oleh erosi laut. Efisiensi agen-agentersebut mungkin tidak terlalu berbeda pada masa-masa geologisebelumnya.

6.3 KEMAS DAN KOMPOSISI GRAVEL

Sebagian besar gravel disusun oleh rangka (framework) dan ruangantar unsur rangka (void). Rangka disusun oleh material berukurangravel. Material yang dinamakan fenoklas (phenoclast) itu dapatberupa bongkah, kerakal, atau kerikil. Unsur-unsur rangkabiasanya saling bersentuhan dan membentuk struktur yang stabil dibawah medan gravitasi bumi. Ruang antar unsur rangka jarangyang kosong; ruang itu umumnya diisi oleh detritus, pasir, ataumaterial lain yang lebih halus sejalan dengan masuknya materialpenyemen. Gravel yang tidak mengandung material pengisi ruangantar unsur rangka disebut gravel rangka terbuka (operworkgravel). Pembentukan gravel rangka terbuka itu dinisbahkan pada“aksi vorteks pada sisi hilir dari suatu gosong gravel atau delta”(Cary, 1951). Pada kebanyakan gravel, matriks menutupi semuaruang antar unsur rangka. Dengan demikian, matriks itu menempatisekitar 1/3 volume total sedimen tersebut. Dalam konglomerattertentu, khususnya konglomerat yang matriksnya berupa materialyang banyak disusun oleh lempung, volume matriks lebihdari 1/3 volume total batuan. Dalam konglomerat seperti itu,unsur-unsur rangka tidak saling bersentuhan, melainkan terisolasiatau terkungkung oleh matriks.


282 of 350 1/5/2016 8:55 AM

6.3.1 Tekstur Gravel dan Konglomerat

Distribusi besar butir dari gravel sangat bervariasi. Gravelrangka terbuka, misalnya gravel gisik yang kasar, hanya disusunoleh kerikil atau kerakal serta tidak mengandung material halus.Gravel seperti itu unimodus. Gravel dengan matriks pasircenderung bimodus. Gravel aluvial atau gravel sungai umumnyabimodus. Kebergandaan modus itu bahkan sering munculmeskipun kita telah berusaha untuk mengambil sampel graveltersebut secara hati-hati dari satu lapisan tunggal. Gravel bimodusmemiliki modus utama yang terletak pada salah satu kelas besarbutir gravel, sedangkan modus sekundernya terletak pada salahsatu kelas besar butir pasir (gambar 6-2). Kedua modus ituumumnya terpisahkan oleh 4–5 kelas besar butir. Dengandemikian, modus utama memiliki diameter 16–32 kali lebih besardibanding modus sekunder. Dalam gravel aluvial, kuantitas materialdalam kelas modus relatif rendah. Sembilan puluh dua persengravel di California (Conkling dkk, 1934) memiliki distribusibimodus. Dalam gravel-gravel itu, material yang termasuk ke dalamkelas modus hanya 15–20% saja. Hal itu berbeda dengan gravelgisik yang unimodus, dimana pada gravel itu material yangtermasuk ke dalam kelas modus mencapai 90% atau lebih(Krumbein & Griffiths, 1938). Modus sekunder, yang biasanyaterletak pada kelas besar butir pasir, mengandung proporsi yanglebih rendah lagi, kira-kira setengah nilai kelas modus atau sekitar5–10% dari jumlah total material penyusun batuan. Gravelumumnya memiliki kisaran besar butir yang lebar, sekitar 9–10kelas besar butir, bahkan sampai 12 kelas besar butir, namunbanyak diantara kelas-kelas besar butir itu hanya memiliki frekuensi1%. Gravel masa kini di Sungai San Gabriel dan Arroyo Seco,


283 of 350 1/5/2016 8:55 AM

California, misalnya saja, memiliki 9–11 kelas besar butir dengankelas modus berharga 15–35% (rata-rata 20%). Delapan puluh limapersen sampel yang diteliti (atau sebanyak 35 sampel) memilikilebih dari satu modus (Krumbein, 1940, 1942). Glacial outwashgravel, meskipun berasal dari satu lapisan, memiliki 7–12 kelasbesar butir dan sebagian besar diantaranya memiliki distribusibimodus (Kurk, 1941). Kuantitas modus utama berkisar mulai dari14 hingga 35 persen (rata-rata 28%). Tiga puluh enam dari 37sampel Lafayette Gravel (?Pliosen) yang berasal dari bagian baratKentucky memiliki distribusi bimodus (Potter, 1955). Dalam 23sampel diantaranya, modus utama terletak pada fraksi gravel.Jumlah kelas besar butir (dengan nilai frekuensi > 1%) berkisarmulai dari 7 hingga 11; kuantitas kelas modus bervariasi, mulai dari19 hingga 40 persen (rata-rata 26). Brandywaine upland gravel dibagian selatan Maryland memperlihatkan sifat-sifat yang sama(Schlee, 1957).

Gravel gisik masa kini, sebagaimana pasir gisik, dicirikan olehpemilahan yang baik. Gravel gisik umumnya terpilah lebih baikdibanding gravel fluvial (Emery, 1955). Lihat tabel 6-1. Berbedadengan gravel sungai, gravel gisik hampir semuanya memilikidistribusi unimodus. Gravel gisik memiliki 2–9 kelas besar butiryang mengandung material lebih dari 1%. Gravel gisik umumnyamemiliki 4–5 kelas besar butir, meskipun 2–3 kelas diantaranyadapat mengandung 90% distribusi. Lima puluh hingga 60 persendistribusi total biasanya jatuh pada kelas modus, bahkan padakasus-kasus tertentu jumlah kelas modus mencapai 90%.

Analisis besar butir sukar dilakukan pada gravel yang telahtersemenkan dengan baik. Karena itu, untuk memudahkan, kita


284 of 350 1/5/2016 8:55 AM

biasanya mencandra “besar butir maksimum” sebagai ganti daribesar butir rata-rata sewaktu meneliti konglomerat purba. Secaraumum, lapisan konglomerat cenderung tersingkap. Selain itu,lapisan konglomerat yang paling kasar juga cenderung paling tebal.Karena itu, biasanya tidak sukar bagi kita untuk memilih lapisanmana yang kemungkinan besar mengandung fragmen paling besar.Agar nilai “ukuran maksimum” yang diperoleh lebih handal, makadigunakan nilai rata-rata dari 10 kerikil atau kerakal terbesar yangada dalam gravel itu sebagai nilai “ukuran maksimum”. Ukurankecur terbesar memiliki kaitan langusng dengan besar butirrata-rata dari gravel. Hal itu dibuktikan oleh berbagai hasil analisisterhadap gravel masa kini (Kurk, 1941; Schlee, 1957). Lihatgambar 6-3. Baik ukuran maksimum maupun ukuran rata-rata darigravel yang diangkut oleh sungai menurun ke arah hilir. Penurunanseperti itu berlangsung secara eksponensial (Sternberg, 1875;Barrell, 1925; Unrug, 1957; Bradley dkk, 1972). Dalam endapanpurba, penurunan besar butir seperti itu telah dipetakan untukmenafsirkan arah aliran (Bluck, 1965) dan untuk memperkirakanjarak lokasi pengendapan dari tepi cekungan (Pelletier, 1958;Yeakel, 1962). Hal ini dibahas lebih jauh pada Bab 3 dan 14.

Bentuk, kebundaran, dan tekstur permukaan dari partikel graveldapat membantu kita dalam menentukan agen pengangkut danpengendap gravel. Bentuk dan tekstur permukaan kerikil yang khasantara lain faceted dan snubbed ice-shaped cobbles, wind-facetedein- dan dreikanter, striation dan scar yang dihasilkan oleh aksies, chink facet pada kerikil gisik, percussion marks dan potongankerikil sungai beraliran cepat, dsb. Walau demikian, dalamkonglomerat yang terlitifikasi dengan baik, kerikil penyusunkonglomerat sukar untuk diambil sehingga gejala-gejala tersebut


285 of 350 1/5/2016 8:55 AM

jarang terlihat dalam konglomerat seperti itu.

Bentuk partikel kerikil lebih tergantung pada bentuk asal daripartikel tersebut, bukan pada agen dan sejarah pengangkutan.Bentuk asal partikel merupakan fungsi dari perlapisan, kekar, danbelahan yang ada dalam batuan sumber. Karena itu, kepipih-anpartikel kerikil sebagian besar merupakan fungsi dari litologi(Cailleux, 1945); sabak dan batuan berlapis tipis menghasilkankerikil pipih; batuan masif, seperti granit, menghasilkan partikelekuidimensional. Efek-efek agen pengangkut atau lingkunganpengendapan tidak terlalu jelas. Dahulu sebagian ahli mengatakanbahwa kerikil gisik lebih pipih dibanding kerikil sungai. Pernyataanitu ditunjang oleh hasil-hasil pengamatan Landon (1930), Cailleux(1945), dan Lenk-Chevitch (1959), namun ditolak oleh Gregory(1915), Wentworth (1922b), Kuenen (1964), dan Grogan (1945).

Kebundaran kerikil dalam gravel dan konglomerat relatif mudahdiamati dan dapat diperkirakan dengan mudah, termasuk dalambatuan yang telah terkonsolidasi dengan baik. Hingga tingkattertentu, kebundaran merupakan fungsi dari karakter materialpenyusun kerikil atau kerakal. Sebagian batuan, misalnya rijang,rentan terhadap pemecahan di bawah kondisi tertentu, sedangkanmaterial lain (misalnya kuarsit) tidak terlalu rentan di bawah kondisiseperti itu. Jika terangkut pada jarak yang sama, kebundaranpartikel rijang lebih rendah dibanding kebundaran partikel kuarsitatau kuarsa urat (Sneed & Folk, 1958).

Seberapa jauh suatu kerikil harus diangkut agar dapatmembundar? Fragmen batugamping dalam suatu tumblingbarrel akan membundar baik setelah “terangkut” pada jarak sekitar


286 of 350 1/5/2016 8:55 AM

11 km (Krumbein, 1941). Dengan memakai nilai taksiran Daubreemengenai penghilangan berat per kilometer pengangkutan untukkerikil granit, yang nilainya berkisar mulai dari 0,001 hingga 0,004,maka dapat disimpulkan bahwa kerikil granit akan membundarsetelah terangkut pada jarak 84–333 km. Angka-angka taksiran itumasih kasar, namun agaknya tidak terlalu jauh berbeda dengankenyataan.

Hasil-hasil penelitian lapangan mendukung nilai-nilai taksirantersebut. Kerikil batugamping di Rapid dan Battle Creek, SouthDakota, menjadi membundar setelah berturut-turut terangkuthingga jarak 17,6 dan 36,8 km (Plumley, 1948). Kerikil kuarsitdalam Brandywine upland gravels, Maryland, membundar denganbaik. Lokasi terdekat yang menjadi daerah sumber untuk kerikil ituterletak sekitar 72 km dari lokasi ditemukannya gravel itu. Denganmengetahui bahwa proses pembundaran terutama berlangsungpada beberapa kilometer pertama pengangkutan, maka dapatdisimpulkan bahwa kerikil sungai yang menyudut atau agakmenyudut tidak akan terangkut lebih dari 1,6 atau 3,2 km daridaerah sumbernya.

Gravel dan konglomerat memiliki kemas internal yang beragam.Unsur-unsur klastika yang relatif besar cenderung memper-lihatkanorientasi yang terarah. Para ahli sejak lama telah mengetahuibahwa batu pipih dalam gravel sungai miring ke hulu. Gejala itudapat dengan mudah terlihat dalam gravel purba apabila posisisingkapannya sesuai. Dahulu sebagian ahli berpendapat bahwasudut inklinasi partikel dalam gravel sungai, yang besarnya 15–30o,lebih besar dibanding sudut inklinasi gravel laut yang besarnya2–12o (Cailleux, 1945). Sebagian ahli lain melaporkan bahwa


287 of 350 1/5/2016 8:55 AM

inklinasi kerikil dalam endapan fluvial tidak sesuai denganangka-angka tersebut (White, 1952). Sumbu panjang kerikilterorientasi pada arah yang sejajar dengan arah aliran (Krumbein,1939, 1940, 1942; Johansson, 1965) atau terletak tegak lurusterhadap arah aliran (Lane & Carlson, 1954; Fraser, 1935;Twenhofel, 1947). Bahkan til yang diendapkan oleh es puncenderung memiliki orientasi terarah, dimana till stone memanjangcenderung sejajar dengan arah aliran es (Richter, 1932; Krumbein,1939; Holmes, 1941).

Orientasi kerikil dalam konglomerat purba memungkinkan kitauntuk menentukan arah aliran dan initial dip (White, 1952; Bluck,1965). Orientasi kecur memanjang dalam tilit memungkinkan kitauntuk merekonstruksikan pola pergerakan es di masa lalu (Lindsey,1969). Pembahasan yang lebih mendetil mengenai hal ini disajikanoleh Potter & Pettijohn (1963).

6.3.2 Komposisi Gravel dan Konglomerat

Komposisi gravel atau konglomerat dapat ditaksir berdasarkanhasil penghitungan kerikil yang menjadi komponennya. Karenasebagian tipe batuan hanya menghasilkan kerikil besar dansebagian lain hanya menghasilkan kerikil kecil, makapenghitungan (counting) tidak akan memberikan hasil yang samasebagaimana yang dihasilkan oleh metoda yang didasarkan padalintasan Rosiwal (Rosiwal traverse) atau point-count (Donaldson &Jackson, 1965; Boggs, 1969). Komposisi gravel atau konglomeratdapat direpresentasikan oleh tipe-tipe kecur penyusunnya: kecurbatuan beku ekstrusif (E), batuan beku plutonik (P), batuansedimen (S), dan batuam metamorf (M). Tipe-tipe kecur itu


288 of 350 1/5/2016 8:55 AM

biasanya dirajahkan ke dalam diagram segitiga, dimana kecurbatuan sedimen disatukan dengan kecur batuan metamorf.Sebagaimana pada kasus batupasir, sebaiknya kita mem-bedakanbatuan beku ekstrusif dari batuan beku intrusif. Pembedaan sepertiitu hingga tingkat tertentu merupakan ukuran dari pengangkatandan kedalaman erosi di daerah sumber. Kedua hal itu, padagilirannya, merupakan fungsi dari tektonisme.

Komposisi gravel atau konglomerat bukan merupakan ekspresiyang eksak dari jenis dan kelimpahan batuan di daerah sumber.Karena batuan memiliki kapasitas yang berbeda-beda dalammenghasilkan bongkah serta memiliki resistansi yang bervariasiterhadap abrasi, maka proporsi batuan tersebut dalam gravelbukan merupakan cerminan langsung dari kelimpahan relatifbatuan tersebut di daerah sumber. Di bawah kondisi tertentu,sebagian batuan dengan mudah menghasilkan bongkah; batuanyang lain tidak seperti itu. Kuarsa urat dan rijang, misalnya saja,sering muncul sebagai kerikil. Granit, di lain pihak, cenderungterdisintegrasi dan menjadi pasir arkose (arkosic sand; gruss);batugamping cenderung larut dan tidak menghasilkan detritusberukuran gravel. Gravel batuapi pada beberapa gisik di Inggrisberasal dari tebing kapur. Baik granit maupun batu-gamping dapatmenghasilkan bongkah jika kondisinya sedemikian rupa sehinggadisintegrasi dan pelarutan terhambat atau peranannya tidak terlaludominan. Kondisi seperti itu dicirikan oleh relief yang tinggi daniklim yang keras sehingga laju erosi dan frost action di daerah itutinggi atau, kadang-kadang, oleh kondisi glasial yang meskipun adapada daerah berelief rendah namun mampu menghasilkan graveldengan karakter campuran yang kaya akan fragmen batuanmetastabil. Sebagaimana ditunjukkan oleh Garner (1959),


289 of 350 1/5/2016 8:55 AM

kelembaban memicu terbentuknya gravel dan kelembaban itu akanmenghasilkan gravel dengan karakter campuran. Secara umum,proporsi gravel meningkat sejalan dengan peningkatanketidakmatangan pasir yang berasosiasinya. Keduanya merupakanfungsi dari relief dan iklim dan, oleh karena itu, tektonisme.

Sebagaimana diperlihatkan oleh banyak penelitian, komposisigravel dapat terubah banyak selama pengangkutan. Perubahankomposisi gravel sungai ke arah hilir telah diketahui sejak lama.Hochenburger (dalam Grabau, 1913) memaparkan hilangnyatipe-tipe batuan tertentu di Sungai Mur dan mengajukan sejumlahnilai taksiran jarak angkut yang diperlukan untuk menyebabkanterhancurkannya tipe-tipe batuan tertentu secara total. Plumley(1948) meneliti perubahan komposisi gravel sungai di Black Hills(South Dakota) serta memperlihatkan bahwa material itumengalami perubahan yang berarti ke arah hilir (gambar 6-4).Penghilangan komponen tidak stabil (granit dan dolomit), danpengayaan spesies stabil, yang berlangsung cepat itu ditunjangoleh hasil-hasil penelitian gravel di Sungai Dunajec yang berasaldari Pegunungan Tatra, Polandia (Unrug, 1957), di Sungai Piave,Itali (Dal Cin, 1967), serta di Sungai Colorado, Texas (Sneed &Folk, 1958). Gravel, berbeda dengan pasir, dapat matang secarakomposisional. Maksudnya, gravel dapat tereduksi hingga hanyadisusun oleh komponen yang paling stabil saja (kuarsa urat,kuarsit, dan rijang) setelah terangkut untuk jarak yang relatif dekat.

Gravel dengan komposisi yang terbatas (gravel oligomiktikmenurut istilah Schwetzoff, 1934) terdiri dari dua tipe. Pertama,gravel yang terbentuk oleh reduksi gravel yang pada awalnyamemiliki komposisi yang bervariasi sedemikian rupa sehingga


290 of 350 1/5/2016 8:55 AM

gravel tersebut akhirnya hanya disusun oleh residu stabil yangberupa kuarsa urat dan kuarsit. Kedua, gravel yang berasal daribatuan sumber tunggal. Gravel yang disebut terakhir ini biasanyamemiliki penyebaran yang terbatas dan lokal. Gravel dengankomposisi yang bervariasi (gravel petromiktik) mengindikasikansumber yang lebih bervariasi.

Konglomerat intraformasional (intraformationalconglomerate) adalah suatu kategori khusus yang tidak mengikuti“hukum” tersebut di atas.

6.4 STRUKTUR GRAVEL DAN KONGLOMERAT

Gravel umumnya memperlihatkan gejala perlapisan yang kasar,dimana suatu lapisan gravel umumnya agak tebal. Jejak-jejakpembentukan alur sering ditemukan dalam gravel sehingga graveldapat membentuk tubuh berbentuk pod, lensa, atau alur. Denganpengecualian untuk imbrikasi yang dapat dengan mudah terlihatdalam singkapan yang sesuai, gravel tidak memiliki struktur internallain. Kecur penyusun kebanyakan gravel, terutama kecur tabuler,terletak sejajar dengan bidang perlapisan yang membatasinya.Pengecualian dari pembandelaan itu adalah pembandelaan yangterbentuk karena terganggunya gravel oleh nendatan, solifluction,atau frost sedemikian rupa sehingga kerikil penyusun gravel ituterletak secara tidak beraturan. Perlapisan silang-siur jarangditemukan dalam gravel, kecuali apabila gravel itu berselingandengan pasir. Grading berskala besar dapat ditemukan dalamgravel endapan sungai (sekuen menghalus-ke-atas) dan dalamgravel turbidit. Sebagian gravel memper-lihatkan perlapisanberskala besar yang miring, dengan sudut kemiringan kurang dari


291 of 350 1/5/2016 8:55 AM

20o. Struktur seperti itu tidak muncul dalam bentuk lapisansilang-siur sebagaimana yang biasa didefinisikan. Perlapisanseperti itu disebabkan oleh pengendapan pada perenggandelta (delta foreset) atau akibat akresi lateral pada suatu gosonggravel yang bermigrasi.

6.5 PERBEDAAN MENDASAR ANTARA GRAVEL DENGANPASIR

Meskipun sama-sama merupakan residu setelah batuansumber terlapukkan serta sama-sama diangkut dan diendapkansecara mekanis, namun gravel memperlihatkan beberapaperbedaan penting dengan pasir.

Gravel (dan konglomerat) didominasi oleh fragmen batuan,termasuk fragmen batuan yang bertekstur kasar dan halus,sedangkan pasir didominasi oleh mineral. Partikel batuan (hanyapartikel batuan yang bertekstur halus) banyak ditemukan dalampasir dan hanya memegang peranan penting pada jenis pasirtertentu (yakni dalam lithic arenit). Proporsi partikel batuantergantung pada ukuran: proporsinya meningkat sejalan denganmakin besarnya ukuran partikel (gambar 6-5). Puncaknya adalahpada klastika kasar, yakni gravel.

Gravel cenderung memiliki distribusi besar butir bimodus. Pasirsebagian besar berdistribusi unimodus. Hal itu muncul daripengamatan bahwa gravel rangka terbuka jarang ditemukan; gravelumumnya mengandung pasir diantara partikel-partikel gravel. Dilain pihak, pasir umumnya memiliki rangka terbuka. Pasir yangdiendapkan dari sungai yang banyak mengandung lumpur


292 of 350 1/5/2016 8:55 AM

sekalipun cenderung “bersih”. Pasir umumnya memiliki ruangkosong yang terisi oleh fluida. Pasir yang asal-usulnya luarbiasanya sekalipun—yakni wackes—mungkin pada mulanyadiendapkan dengan rangka terbuka. Matriks yang sekarangditemukan dalam pasir itu mungkin terbentuk akibat proses-prosesdiagenesis.

Sebagian besar gravel disusun oleh kecur yang membundar.Pembundaran kecur penyusun gravel dicapai setelah kecur ituterangkut untuk jarak yang relatif dekat. Pasir yang berasoasiasidengan gravel, di lain pihak, dapat disusun oleh kecur yang agakmenyudut atau menyudut. Partikel pasir mengalami pembundarandalam waktu yang lama dan kemungkinan besar tidak akanmencapai nilai pembundaran yang tinggi apabila diangkut dalamjarak yang relatif dekat. Gravel dapat mencapai kematangankomposisi dalam waktu yang sangat cepat akibat abrasi yangmenyebabkan tereliminasinya batuan yang kurang kuat secaraselektif. Abrasi selektif berlangsung dengan lambat pada pasir;dalam pasir, banyak mineral yang relatif rentan terhadap abrasi danmineral lunak masih dapat bertahan setelah terangkut untuk jarakyang jauh (Russell, 1937).

Gravel memperlihatkan penurunan ukuran secara jelas ke arahhilir. Gejala itu dapat dipetakan dan digunakan untuk memastikanarah pengangkutan, bahkan jarak pengangkutan. Pasir hanyamemperlihatkan sedikit variasi besar butir setelah terangkut untukjarak yang jauh, bahkan sebagian diantaranya tidakmemperlihatkan sama sekali hal itu.

Pasir umumnya berlapisan silang-siur. Gravel jarang


293 of 350 1/5/2016 8:55 AM

memperlihatkan perlapisan silang-siur yang sebenarnya, namunmemperlihatkan imbrikasi kerikil pipih. Imbrikasi juga pernahditemukan dalam pasir, namun lebih sukar untuk dilihat dan tidakberkembang dengan baik.

Terakhir, gravel jauh kurang melimpah dibanding pasir danmemiliki penyebaran yang lebih terbatas dibanding pasir. Gravelmerupakan endapan lokal yang berkaitan dengan alur, gisik, ataugawir. Pasir memliki penyebaran yang lebih luas serta dapatmenutupi suatu wilayah yang luas.

6.6 PENGGOLONGAN GRAVEL DAN KONGLOMERAT

Gravel dan konglomerat digolongkan dengan banyak cara.Gravel dapat digolongkan secara deskriptif berdasarkan tekstur[misalnya menjadi konglomerat bongkah (boulderconglomerate) dan konglomerat kerakal (cobble conglomerate)],berdasarkan komposisi [misalnya menjadi konglomeratbatugamping (limestone conglomerate) dan konglomeratrijang (chert conglomerate)], atau berdasarkan materialpenyemennya [misalnya menjadi konglomerat pengandungbesi (ferrugineous conglomerate) dan konglomeratgampingan (calcareous conglomerate)]. Gravel dan konglomeratjuga sering digolongkan berdasarkan agen atau lingkungan yangbertanggungjawab terhadap pengangkutan dan akumulasinya—misalnya menjadi konglomerat gisik (beach conglomerate),konglomerat sungai (fluviatile conglomerate), atau konglomeratglasial (glacial conglomerate)—atau berdasarkan kategorilingkungan pengendapan utama, misalnya menjadi konglomeratlaut (marine conglomerate), konglomerat darat (continental


294 of 350 1/5/2016 8:55 AM

conglomerate), dan konglomerat litoral (litoral conglomerate).Gravel dan konglomerat juga digolongkan berdasar-kan agen atauproses-proses yang bertanggungjawab terhadap fragmentasimaterial penyusunnya, misalnya menjadi konglomeratepiklastik (epiclastic conglomerate), konglomeratkataklastik (cataclastic conglomerate), dan konglomeratpiroklastik (pyroclastic conglomerate). Penggolongan gravel dankonglomerat yang bersifat interpretatif seperti pada kedua kasusyang disebut terakhir menuntut adanya kriteria yang dapatdigunakan untuk membedakan kategori-kategori tersebut. Selainitu, perlu disadari bahwa kriteria tersebut bukan tidak dapat keliru.

Untuk menggolongkan gravel, konglomerat, dan breksi,pertama-tama kita perlu menyadari bahwa endapan itu bukanmerupakan kelompok homogen (maksudnya tidak memilikiasal-usul tunggal). Karena itu, kita perlu membagi konglomerat kedalam beberapa kategori yang memiliki arti geologi, meskipun halitu menyebabkan pengenalan jenis endapan tersebut menjadisukar untuk dilaksanakan. Konglomerat dan breksi termasuk kedalam lima kategori utama. Masing-masing kategori itu tidakmemiliki kelimpahan dan kebenaan yang sama. Gravel yang palingbanyak dan paling sering ditemukan adalah gravelterigen (terrigeneous gravel). Gravel terigen berasal dari hasilpenghancuran batuan tua yang terletak di luar cekunganpengendapan. Dengan kata lain, gravel terigen adalah gravel asaldarat. Kelompok kedua, yang juga sering ditemukan namunkelimpahannya tidak terlalu tinggi, adalah konglomeratintraformasional (intraformational conglomerate). Proses-prosesfragmentasi konglomerat infraformational berlangsung dalamcekungan pengendapan pada waktu yang lebih kurang bersamaan


295 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dengan proses sedimen-tasinya. Kelompok ketiga, dengankelimpahan dan kebenaan yang lebih tinggi dibanding kelompokkedua, adalah konglomerat dan breksi vulkanik (volcanicconglomerate and breccia), termasuk didalamnyaaglomerat (agglomerate). Sebagaimana tuf, endapan itumerupakan produk letusan gunungapi. Endapan klastika kasaryang terbentuk akibat pergerakan tanah dan batuan disebut breksikataklastik (cataclastic breccia). Dalam breksi kataklastik, pasirtidak hadir dalam volume yang berarti. Breksi kataklastik mencakupbreksi sesar (fault breccia) dan founder breccia. Founderbreccia adalah breksi yang pembentukannya berkaitan denganpelarutan. Karena itu, founder breccia kadang-kadang disebut jugabreksi larutan (solution breccia). Aksi es dan hasilnya yang berupatil dan tilit (keduanya dianggap sebagai endapan klastika kasar)dapat pula dianggap sebagai endapan kataklastik (yakni produkpergerakan tanah—pergerakan suatu tubuh batuan terhadap tubuhbatuan lain) sedemikian rupa sehingga til yang terbentuk di bagianbawah ice sheet dapat dianggap sebagai gouge dalam suatu sesarsungkup. Karena itu, til dapat dianggap sebagai suatu spesies darimorena tektonik (tectonic moraine). Walau demikian, karena tilberkaitan dengan endapan fluvioglacial dan glaciomarine sertaberselingan dengan sedimen biasa, serta karena massa batuanyang terletak di atas sesar sungkup itu (dalam hal ini es) telahhilang, maka til secara tradisional dianggap sebagai gravel terigen.

Hasil penelitian akhir-akhir ini telah menarik perhatian para ahliterhadap tipe breksi yang sangat jarang ditemukan, yakni breksiyang terbentuk akibat tumbukan meteorit. Breksi seperti itudinamakan fall-back breccia. Meskipun banyak ditemukan dipermukaan bulan, namun volume fall-back breccia yang ada di


296 of 350 1/5/2016 8:55 AM

muka bumi ini praktis tidak berarti.

Kelompok dominan, yakni gravel dan konglomerat terigen,dapat dibagi menjadi dua subkelompok. Pertama,orto-konglomerat (orthoconglomerate), yakni gravel yang terbentukakibat arus air biasa serta memiliki rangka yang didukung-butir. Artiortokonglomerat itu sendiri adalah konglomerat biasa (ordinaryconglomerate; normal conglomerat). Kedua,para-konglomerat (paraconglomerate) atau diamiktit (diamictite),yakni gravel yang diendapkan oleh arus turbid dan longsoransubakuatis, oleh solifluction, serta oleh es glasial atau moduspengangkutan, tidak memiliki rangka yang didukung-butir, sertadidominasi oleh material berbutir halus di dalam mana partikel-partikel kasar “mengambang” (“float”) atauterkungkung (embedded) didalamnya. Dalam kata-kata yangsederhana, istilah parakonglomerat adalah argilit atau batulumpurkonglomerat-an. Parakonglomerat terpilah buruk atau tidak terpilahsama sekali serta memperlihatkan distribusi polimodus denganmodus utama terletak pada kelas besar butir yang halus. Hal ituberbeda dengan konglomerat biasa yang, apabila polimodus,namun modus utamanya terletak pada kisaran kategori gravel.

Ortokonglomerat dapat disusun oleh satu tipe batuan, misalnyasaja kuarsa urat, karena material rombakan lain telah tereliminasioleh pelapukan atau pengangkutan pada jarak yang jauh.Konglomerat yang sangat matang seperti itu, yang hanya disusunoleh satu tipe komponen, disebut konglomeratoligomiktik (oligomictic conglomerate) oleh Schwetzoff (1934) dandisebut konglomerat monogenetik (monogeneticconglomerate) oleh Hatch & Rastall (1971, h. 76). Konglomerat lain


297 of 350 1/5/2016 8:55 AM

yang disusun oleh dua atau lebih tipe komponen, termasukkomponen yang tidak stabil (misalnya granit, basal, danbatugamping), disebut konglomerat polimiktik (polymicticconglomerate) atau konglomerat poligenetik (polygeneticconglomerate). Beberapa kategori konglomerat dan breksidiperlihatkan pada tabel 6-2.

Untuk mengetahui berbagai skema lain yang diusulkan sebagaiskema penggolongan konglomerat dan breksi, para pembacadipersilahkan untuk menelaah karya-karya tulis Norton (1917),Field (1916), Reynolds (1928), Fisher (1960), dan Maslov (1938).

6.7 ORTOKONGLOMERAT

Ortokonglomerat memiliki rangka ketat serta disusun oleh kerikildan pasir kasar yang digabungkan satu sama lain oleh semenmineral tertentu. Ortokonglomerat diendapkan dari massa air yangsangat turbulen, baik yang berupa sungai berkecepatan tinggi atauoleh gelombang limpasan (surf). Ortokonglomerat dapat dibagimenjadi dua sub-kelompok: (1) konglomeratortokuarsit (orthoquarzitic conglomerate) yang matang sertaterutama disusun oleh kuarsa urat dan rijang; dan (2) konglomeratpetromik (petromictic conglomerate) yang tidak matang dandisusun oleh berbagai tipe fragmen batuan metastabil.

6.7.1 Konglomerat Ortokuarsit

Konglomerat ortokuarsit memiliki komposisi yang sederhana.Kerikil penyusun konglomerat ini merupakan material yang sangatresisten terhadap penghancuran dan dekomposisi, misalnya kuarsa


298 of 350 1/5/2016 8:55 AM

urat, beberapa tipe kuarsit, dan rijang. Material itu merupakankonsentrat—residuum yang berasal dari hasil penghancuranbatuan yang volumenya lebih besar daripada kerikil. Rijang,misalnya saja, terkonsentrasikan dari suatu tubuh batugampingberukuran besar yang mengandung nodul rijang secara tidakmerata. Kuarsa urat mengimplikasikan penghancuran sejumlahbesar batuan beku dan batuan metamorf yang terkerat-kerat olehurat kuarsa yang relatif jarang. Karena itu, konglomerat ortokuarsittidak terbentuk dari endapan yang sangat besar. Konglomeratortokuarsit muncul sebagai kerikil-kerikil sporadis atau sebagailapisan kerikil dan lensa kerikil yang terkungkung dalam pasirberlapisan silang-siur. Lapisan kerikil itu muncul pada bagian dasartubuh batupasir atau pada beberapa level dalam suatu formasi.Secara umum, konglomerat ortokuarsit tidak berbutir kasar. Kerikildengan diameter beberapa centimeter sering ditemukan dalamkonglomerat ortokuarsit, namun partikel penyusun batuan ituumumnya berukuran sekitar 1 cm. Kerikil itu, termasuk didalamnyarijang, terhancurkan dengan baik dan membundar. Material itupada dasarnya tidak dapat terhancurkan serta dapat reworked danterendapkan kembali pada beberapa siklus sedimentasi. Beberapavarietas rijang, teruama rijang yang mengandung fosil, dapatmemberikan petunjuk mengenai sumber gravel.

Konglomerat ortokuarsit sering ditemukan dalam rekamangeologi. Hampir di setiap tempat, bagian bawah endapanKambrium dicirikan oleh lapisan konglomerat ortokuarsit yangtebalnya beberapa centimeter, bahkan kadang-kadang beberapameter. Walau demikian, konglomerat alas (basalconglomerate) seperti itu kemungkinan besar terkontaminasisecara lokal oleh material metastabil yang berasal dari material di


299 of 350 1/5/2016 8:55 AM

sekitar lapisan konglomerat itu. Material kontaminan itu dapatditemukan pada level yang lebih tinggi dalam formasi dimanakonglomerat alas itu berada. Kerikil yang tersebar secara sporadikdalam kuarsit Mississagi dan kuarsit Lorrain (Huronian) di Ontariomerupakan contoh dari konglomerat alas Prakambrium. KuarsitLorrain mengandung konglomerat yang disusun oleh jaspis merah.Konglomerat pengandung emas di Witwatersand, Afrika Selatan,merupakan tebing gravel yang relatif tipis serta disusun oleh kerikilkuarsa urat. Sebagian besar kerikil itu memiliki diameter kurangdari 3 cm serta terkompresi sehingga penampang melintangnyaberbentuk elips. Gravel ortokuarsit yang tersebar sering ditemukandalam beberapa formasi Paleozoikum di bagian tengah Appalachia.Bagian-bagian tertentu dari kuarsit Tuscarora Silur mengandungkerikil kuarsa yang tersebar secara sporadik; di beberapa tempat,kuarsit itu mengandung lapisan tipis gravel kuarsa yangmembundar baik (Yeakel, 1962). Formasi Chemung (Devon)mengandung beberapa lensa konglomerat yang disusun oleh kerikilkuarsa berbentuk cakram dan membundar baik; hal itu berbedadengan Formasi Catskill yang disusun oleh kerikil yang bentuknyahampir membulat dengan pembundaran yang rendah (McIver,1961). Formasi Ponoco (Karbon Awal) banyak mengandungkonglomerat (Pelletier, 1958). Konglomerat, yang menyusun3–10% formasi itu, merupakan gravel kuarsa urat yangtersemenkan oleh kuarsa; komponen-komponen kuarsa itu memilikidiameter 1–8 cm. Ketebalan lapisan konglomerat itu berkisar mulaidari mulai kurang dari 1 m hingga sekitar 3 m. Demikian pula,sejumlah lapisan konglomerat kuarsa yang lebih tebal dan lebihkasar menjadi penciri dari Formasi Pottsville (Karbon Awal) diAnthracite Coal Basin (Meckel, 1967). Gravel dengan sifat danumur yang ekivalen dengan itu ditemukan di bagian barat New York


300 of 350 1/5/2016 8:55 AM

(Olean Conglomerate) dan di bagian timur Ohio (SharonConglomerate). Kedua konglomerat yang disebut terakhir inididominasi oleh kuarsa urat yang membundar baik dengandiameter umumnya 2–3 cm. Dengan pengecualian untuk FormasiChemung, semua material ortokuarsitik tersebut di atas merupakanendapan sungai.

Gravel yang lebih muda, namun dengan komposisi yang miripdengan konglomerat-konglomerat tersebut di atas, antara lainadalah Brandywine gravel di Maryland (Schlee, 1957) danLafayette gravel di bagian barat Kentucky (Potter, 1955).Brandywine gravel membentuk selimut tipis dengan ketebalanhingga sekitar 10 m serta disusun oleh rijang, kuarsa urat, dankuarsit yang membundar baik. Lafayette gravel, dengan ketebalanyang lebih kurang sama dengan Maryland gravel, terutama disusunoleh rijang. Kedua konglomerat tersebut berumur Tersier dandiasumsikan sebagai endapan fluvial. Brandywine gravelmerupakan endapan Sungai Potomac, sedangkan Lafayette gravelmerupakan endapan Sungai Tennessee.

Ringkasnya, gravel ortokuarsit tampaknya merupakanakumulasi material yang sangat resisten, sangat matang, danmem-bundar baik. Konglomerat ortokuarsit membentuk lapisanyang relatif tipis dan biasanya hanya membentuk suatu bagian kecildari formasi dimana konglomerat itu berada. Pasangan darikonglomerat ini biasanya berupa pasir kerikilan yang kasar danberstruktur silang-siur. Konglomerat ortokuarsit dapat terakumulasioleh sungai atau gelombang serta dapat terbentuk baik pada gisikmaupun sungai. Sebagian besar gravel yang telah disebutkan diatas merupakan endapan sungai. Konglomerat ortokuarsit


301 of 350 1/5/2016 8:55 AM

merupakan konsentrat—suatu residuum hasil “penyaringan”sejumlah besar material. Konglomerat ortokuarsit Paleozoikumyang ditemukan di Appalachia terutama disusun oleh kuarsa uratyang berasal dari apa yang sekarang dikenal sebagai Piedmontmetamorphic complex.

Perlu dicamkan bahwa, meskipun semua gravel tersebut diatas sangat matang, namun pasir yang berasosiasi dengannyatidak matang. Dalam gravel yang ditemukan di Appalachia, pasiryang berasosiasi dengannya sebagian besar berupa lithicsandstone.

6.7.2 Konglomerat Petromik

Tubuh konglomerat yang berukuran besar umumnya termasukke dalam kategori konglomerat petromik. Secara umum,konglomerat petromik merupakan akumulasi yang tebal, berbentukseperti baji, terbentuk pada tepi cekungan, dan berasal dari daerahtinggian yang elevasinya jauh lebih tinggi dibanding cekungandimana dia diendapkan. Gravel ini menjadi bagian yang relatifbesar dalam paket endapan dimana dia berada, membentuk tebingdan tonjolan yang menakjubkan atau membentuk punggunganyang menonjol. Konglomerat petromik dapat terletak di bagianbawah dari paket endapan seperti itu atau muncul pada beberapalevel stratigrafi yang berbeda.

Konglomerat petromik merupakan ekivalen dengan lithicsandstone dan arkosic sandstone, namun butirannya lebih kasar.Meskipun komposisinya bervariasi, namun semua konglomeratpetromik dicirikan oleh fakta bahwa material penyusun utama dari


302 of 350 1/5/2016 8:55 AM

konglomerat itu berupa batuan metastabil, umumnya beberapajenis. Tipe yang paling umum merupakan campuran kerikil dankerakal batuan plutonik, batuan ekstrusif, atau batuan sedimen danbatuan metamorf. Walau demikian, dalam banyak kasus, satu ataubeberapa tipe batuan berperan sebagai material penyusundominan.

Kerakal granit dalam sedimen berbutir kasar memegangperanan yang sama sebagaimana peranan yang dijalankan olehfelspar dalam pasir. Dengan demikian, konglomerat pengandunggranit lebih kurang ekivalen dengan arkose. Karena itu, tidakmengherankan apabila konglomerat pengandung granit umumnyaberasoasiasi dengan arkose. Karena granit memiliki kapasitas yangterbatas dalam menghasilkan bongkah, maka konglomeratpengandung granit kemungkinan besar berupa arkose denganpartikel-partikel granit tersebar didalamnya. Baik konglomeratpengandung granit maupun arkose sama-sama merekamerosi basement kristalin yang berlangsung cepat. Karena itu,kenampakan konglomerat pengandung granit mengimplikasikanpengangkatan yang cukup besar.

Konglomerat pengandung batugamping merekam kondisi yangluar biasa sehingga memungkinkan tererosinya batugampingsebagai gravel, bukan sebagai larutan yang pada akhirnyamenyebabkan terakumulasinya gravel rijang. Hal itumengimplikasi-kan laju pengangkatan yang tinggi dan relief yangsecara lokal sangat tinggi—hal mana terutama terjadi pada gawirsesar—sebagaimana yang berkembang pada saatterakumulasikannya konglomerat batugamping Kapur Awal diMaryland dan Pennsylvania. Gravel batugamping yang melimpah


303 of 350 1/5/2016 8:55 AM

merupakan produk glasiasi, sebagaimana terlihat dalam outwashgravel Plistosen di Illinois dan Wisconsin. Gravel itu berasal dari esyang semula menutupi dolomit Niagara yang berumur Silur.

Di daerah vulkanisme aktif, lava dapat menghasilkan graveldalam jumlah yang besar. Secara umum, gravel itu cenderungdisusun oleh fragmen-fragmen lava felsik, meskipun sebagianbesar gravel itu berasosiasi dengan aliran lava yang lebih basa.Gravel lava felsik agaknya memiliki kapasitas yang lebih tinggidalam menghasilkan bongkah dibanding lava basa. Prinsip ituterlukiskan dengan baik oleh konglomerat Keweenawan(Prakambrium) di Minnesota dan Michigan, dimana konglomerat ituterutama disusun oleh fragmen batuan felsik, bukan oleh fragmenlava basaltik yang jauh lebih banyak. Gravel vulkanik bisa sangattebal (1000 m atau lebih) dan lebih kurang seumur dengan aliranlava yang berasosiasi dengannya. Berbeda dengan gravelpengandung granit, konglomerat pengandung fragmen lava tidakmerekam pengangkatan yang relatif besar atau erosi yang terlaludalam.

Semua konglomerat tersebut di atas dicirikan olehkekasarannya. Lapisan yang paling tebal cenderung disusun olehkonglomerat yang paling kasar (gambar 6-6). Meskipun banyakbongkah memiliki diameter hingga 1 meter atau lebih, namunukuran rata-rata dari komponen itu sekitar 10–20 cm,sekitar 1/5 ukuran maksimum (gambar 6-3). Konglomerat petromikjuga memperlihatkan penurunan besar butir ke arah hilir. Karenaitu, pemetaan ukuran kerikil maksimum pada suatu daerah akanmencerminkan sistem arus purba yang mengendapkannya (lihatgambar 14-5). Konglomerat petromik memiliki pemilahan sedang


304 of 350 1/5/2016 8:55 AM

sampai buruk, karena ruang-ruang antar partikel gravel terisi olehmaterial berukuran pasir.

Secara umum, pembundaran gravel ini sedang hingga baik,meskipun ada beberapa pengecualian—misalnya partikel yangdekat dengan sumber—pembundarannya sangat buruk dan batuanitu sebaiknya disebut breksi. Pembundaran kerakal kasar jauhberbeda dengan pembundaran partikel penyusun pasir yangberasosiasi dengan konglomerat tersebut. Partikel penyusun pasiritu umumnya menyudut.

Kerikil dapat memperlihatkan efek pelarutan pada titik-titikkontak antar partikel. Pada beberapa kasus, kontak itu memper-lihatkan interpenetrasi stilolitik, terutama pada gravel batugamping(Bastin, 1940). Pada kasus lain, terlihat adanya lekukan-lekukanhasil pelarutan pada titik kontak (Kuenen, 1942). Kerikil padabeberapa konglomerat terpecah-pecah dan memperlihat-kan sesarmikro (microfault) yang menganga.

Perlapisan konglomerat petromik cenderung berskala besardan lentikular serta dicirikan oleh kesejajaran kecur pipih (padakasus lain, imbrikasi terlihat jelas pada penampang yang sejajardengan arah aliran pengendap). Perlapisan silang-siur tidakditemukan, kecuali dalam gravel paling halus serta pada pasir yangberselingan dengannya.

Sebagaimana telah dikemukakan di atas, ortokonglomeratpetromik merupakan konglomerat yang paling banyak ditemukandalam rekaman geologi. Karena itu, banyak contoh endapan initelah dicandra dengan baik. Contoh-contoh yang paling baik antara


305 of 350 1/5/2016 8:55 AM

lain konglomerat Arkean di berbagai perisai di seluruh belahandunia. Misalnya saja konglomerat Danau Abram di baratlautOntario (Pettijohn, 1934, 1943; Turner & Walker, 1973) yang dibeberapa tempat mencapai ketebalan 1000 m atau lebih,mengandung kerakal granit, sebagian diantaranya memilikidiameter lebih dari 1 m. Konglomerat dengan karakter yang miripdengan itu banyak ditemukan di bagian-bagian lain Perisai Canada(Henderson, 1970; Boutcher dkk, 1966) serta dalam paket endapanArkean di Finlandia (Simonen, 1953). Formasi Keweenawan (akhirPrakambrium) di Michigan mengandung banyak konglomerat,sebagian diantaranya merupakan konglomerat pengandungtembaga. Konglomerat yang paling tebal dalam FormasiKeweenawan itu, yakni Great Conglomerate, memiliki ketebalanlebih dari 600 m, miring curam, dan membentuk punggungan danmeliputi sebagian besar Semenanjung Keweenaw di DanauSuperior. Konglomerat itu disusun oleh material rombakan vulkanikyang berbutir kasar, membundar, dan umumnya berkomposisi felsik(Irving, 1883; White, 1952). Kerikil penyusun konglomerat itumemiliki diameter rata-rata 15–20 cm; sebagian diantaranya lebihdari 30 cm. Konglomerat itu berasosiasi dengan sedimen klastikayang berwarna merah dan lava. Konglomerat Prakambrium lainadalah Murky Formation di lengan timur Great Slave Lake(Hoffman, 1969). Formasi yang di beberapa tempat memilikiketebalan sekitar 914 m itu muncul sebagai lapisan-lapisan masifdengan ketebalan 9–45,7 m, serta mengandung bongkah dengandiameter hingga 1,2 m. Endapan itu menipis dengan cepat kearah downdip. Ukuran maksimum partikel penyusun konglomeratitu juga menurun dengan cepat dan penurunan ukuran maksimumhingga dua kali terjadi pada jarak 27 km (gambar 6-7).


306 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Beberapa konglomerat petromik yang berumur Paleozoikumakhir muncul di Pegunungan Arbuckle dan Pegunungan Wichita,Oklahoma. Collings Ranch Conglomerate (Ham, 1954), denganketebalan lebih dari 600 m, merupakan salah satu contohnya.Collings Ranch Conglomerate merupakan konglomerat bongkahbatugamping (limestone boulder conglomerate) dengan diametermaksimum 75 cm. Post Oak Conglomerate (Perm) di PegununganWichita (Chase, 1954) merupakan contoh lain. Konglomeratbongkah arkosik (arkosic boulder conglomerate) itu di beberapatempat merupakan konglomerat pengandung granit, sedangkan ditempat lain merupakan konglomerat batugamping.

Konglomerat cekungan-cekungan Trias di bagian timur AmerikaSerikat merupakan endapan yang tebal dan bentuknya membajiserta merupakan endapan tepi cekungan yang umumnya memilikihubungan tertentu dengan sesar-sesar yang membatasi cekungantersebut. Di beberapa tempat, konglomerat itu agak menyudut danmerupakan konglomerat kerikil batugamping (limestone pebbleconglomerate). Konglomerat dalam Newark Series (Trias) diConnecticut telah dicandra oleh Krynine (1950), sedangkankonglomerat dalam Deep River Basin, North Carolina, telah ditelitioleh Reinemund (1955). Semua konglomerat itu tampaknyamerupakan endapan kipas aluvial yang tersebar luas (McLaughlin,1939). Roxbury Conglomerate di Teluk Boston (Mansfield, 1906;Dott, 1961) merupakan contoh lain dari konglomerat di daerahAppalachia.

Konglomerat-konglomerat yang terkenal dan terletak di bagianbarat Amerika Serikat antara lain adalah San Onofre “Breccia”(Miosen) di California (Woodford, 1925), Gila Conglomerate di


307 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Arizona, Price River Conglomerate (Kapur) di Dataran TinggiWasatch, Utah, dan Wasatch Conglomerate (Eosen). Semuakonglomerat itu sangat tebal (di beberapa tempat ketebalan-nyamencapai 1500 m atau lebih); semuanya memiliki penyebaran yangluas di sepanjang garis jurus; serta semuanya membaji secaracepat ke arah downdip. Banyak diantaranya berasosiasi denganpengangkatan dan pensesaran.

Di banyak tempat, konglomerat petromik yang tebal mencirikansedimentasi molasa. Contoh dari endapan seperti itu adalahkonglomerat dalam cekungan molasa di bagian utara PegununganAlpina (Blissenbach, 1957; Füchtbauer, 1967; Gasser, 1966).Konglomerat itu terutama menjadi material penyusun endapanmolasa di bagian proksimal (sebagian diantaranya memilikiketebalan beberapa ribu meter) dan makin lama makin hilang keutara hingga akhirnya hanya membentuk 10% atau kurang padajarak sekitar 200 km dari daerah sumbernya. Pada jarak yangsama, ukuran kerikil maksimum makin menurun, mulai lebih dari 1m hingga sekiatr 10 cm. Komposisi gravel memperlihatkanpengayaan komponen stabil secara progresif ke arah hilir (gambar6-8).

Sebagian besar konglomerat yang telah dijelaskan di atasmerupakan endapan sungai. Konglomerat-konglomerat itubervariasi mulai dari endapan kipas aluvial (atau apa yang disebutsebagai fanglomerat oleh Lawson, 1925) hingga endapan sungaimenganyam dan sungai meander. Walau demikian, sebagiankonglomerat petromik agaknya diendapkan pada wilayah perairanyang dalam. Konglomerat seperti itu merupakan konglomeratturbidit. Contohnya adalah konglomerat pada Wheeler Gorge,


308 of 350 1/5/2016 8:55 AM

California, yang berumur Kapur (Rust, 1966; Fisher & Mattinson,1968) serta konglomerat Arkean di Danau Minnitaki, Ontario(Walker & Pettijohn, 1971). Konglomerat pada Wheeler Gorgememperlihatkan lapisan-lapisan dengan ketebalan hingga 30 mserta mengandung bongkah dengan diameter hingga 1 m. Lapisan-lapisan konglomerat memperlihatkan gejala grading berskalasangat besar. Bidang batas bawah konglomerat utama dicirikanoleh sidik seruling berukuran raksasa. Endapan itu berselingandengan serpih dan batulanau yang berlaminasi tipis dandiasumsikan diendapkan pada dasar laut dalam yang datar.Konglomerat Arkean juga berselingan dengan batusabak hitam danbatulanau berbutir halus yang berlapis tipis. Gravel dan pasir itusemuanya memperlihatkan gejala grading; lapisan silang-siur tidakditemukan dalam paket endapan itu. Dari kedua contoh itu, jelassudah bahwa konglomerat kasar tidak selalu mengindikasikansedimentasi pada wilayah perairan yang dangkal.

6.8 PARAKONGLOMERAT (BATULUMPURKONGLOMERATAN)

Konglomerat yang terutama disusun oleh matriks, bukan olehkecur, sebenarnya merupakan batulumpur (mudstone) yangmengandung partikel-partikel gravel yang tersebar secara tidakmerata. Dalam banyak kasus, partikel-partikel itu membentuk 10%atau kurang dari ruah batuan. Walau demikian, endapan seperti itubiasanya dinamakan konglomerat; bukan batulumpur.

Tidak ada satupun istilah yang dapat digunakan secaramemuaskan untuk mencandra kategori konglomerat yang menariknamun relatif jarang ditemukan itu. Agaknya sebagian besar istilah


309 of 350 1/5/2016 8:55 AM

yang dapat diterapkan pada batuan ini—baik pada skala sampelgenggam (hand specimen) atau singkapan serta tidakmengimplikasikan genesis—tidak akurat atau terlalu panjang.Masalah tatanama ini telah ditelaah oleh Blackwelder (1931), Miller(1953), Folk (1954), Flint dkk (1960a, 1960b), Harland dkk (1966),serta Schermerhorn (1966). Pettijohn (1957) mengusulkandigunakannya istilah parakonglomerat (paraconglomerate).Sebagaimana yang diimplikasikan oleh istilah tersebut, batuan itumenyimpang dari kebiasaan—tidak diendapkan dengan cara-carasebagaimana gravel biasanya diendapkan. Batuan itu bukanmerupakan produk pengangkutan akuatis biasa. Sebagianbatulumpur kerikilan (pebbly mudstone) atau batulumpurkerakalan (cobbly mudstone) merupakan lempungbongkah (boulder clay). Istilah lempung bongkah, meskipundiasumsikan bersifat deskriptif, namun umumnya dianggap sinonimdengan istilah til. Til merupakan suatu tipe khusus dari lempungbongkah, yakni lempung bongkah yang diendapkan oleh es glasial.Istilah Geröllton pernah diterapkan pada batulumpur bongkahnon-glasial (Ackermann, 1951). Istilah tiloid pernah diusulkan lebihdulu untuk menamakan “endapan yang mirip dengan til, namunasal-usulnya tidak terlalu jelas” (Blackwelder, 1931). Baru-baru ini,istilah diamiktit (diamictite) diusulkan untuk menamakan “setiapsedimen terigen yang tidak terpilah atau terpilah buruk sertatersusun oleh pasir dan/atau partikel-partikel kasar lain yangtertanam dalam massa dasar lumpur” (Flint dkk, 1960b). Batuanseperti Itu dinamakan batulumpur konglomerat (conglomeratemudstone) oleh Folk (1954). Batuan yang sama dinamakanbatulumpur kerikilan (pebbly mudstone) oleh Crowell (1957). Istilahkonglomerat batulumpur (mudstone conglomerate) berbeda samasekali karena istilah yang disebut terakhir ini diterapkan pada


310 of 350 1/5/2016 8:55 AM

konglomerat yang komponennya (bukan matriksnya) merupakanfragmen pelit. Istilah til dan tilite akan digunakan disini khususuntuk batululmpur kerikilan atau lempung bongkah yang terbentukoleh aksi es.

Diantara kedua tipe batulumpur kerikilan, salah satudiantaranya memiliki matriks yang berlapis, sedangkan yang lainmemiliki matriks yang tidak berlapis atau tidak berstruktur.

6.8.1 Batulumpur Kerikilan Berlaminasi

Batulumpur kerikilan berlaminasi (laminated pebblymudstone) merupakan batuan yang sangat jarang ditemukan,namun memiliki karakter yang khas. Batuan itu terutama disusunoleh argilit atau batusabak yang berlaminasi tipis, di dalam massaargilit mana terdapat fenoklas (phenoclast) yang tersebar secaratidak merata. Sebagian fenoklas itu memiliki ukuran yang lebihbesar daripada ukuran pasir, bahkan ada yang sampai berukuranbongkah. Laminasi yang terletak di bawah fenoklas itu melekuk kebawah, sedangkan laminasi yang terletak diatasnya melekuk keatas.

Argilit konglomeratan yang berlaminasi ini jelas merupakanproduk jatuhnya kerikil (kerikil seperti itu dinamakan dropstone) kedasar wilayah perairan yang tenang, di tempat mana diendapkanlanau halus dan lumpur. Dropstone biasanya merupakan hasil raftaction yang umumnya dilakukan oleh es glasial, namun dapat jugaoleh akar atau batang pohon yang mengambang di sungai atau dipesisir. Jika dropstone hadir dalam jumlah yang banyak, terutamaapabila batuan pelitiknya memperlihatkan karakter seperti warwa,


311 of 350 1/5/2016 8:55 AM

maka batulumpur kerikilan itu hampir dapat dipastikan merupakanendapan glasial. Endapan seperti itu dinamakanpelodit (pelodite) (Woodworth, 1912). Sebagian lapisan debuberbutir halus, berlaminasi tipis, dan mengandung bongkahatau infallen stone mirip dengan pasangan pelit glasialdan dropstone. Melimpahnya fragmen vulkanik, terutama gelasvulkanik, berperan sebagai sarana untuk mengenalnya sebagaiendapan vulkanik dan berperan sebagai pembeda dari pelodit.

Secara umum, argilit berlaminasi yangmengandung dropstone berasosiasi erat dengan tilit danmungkinmerupakan bukti terbaik dari adanya es glasial danmenjadi indikator bahwa strata lain yang berasoasiasi denganargilit itu merupakan endapan glasial. Pelodit pernah ditemukandalam endapan yang umurnya beragam di banyaktempat. Dropstone banyak ditemukan dalam lempungwarwa glaciolacustrine Plistosen di Scandinavia dan Canada.Warwa glaciolacustrine tua yang telah membatu pernah ditemukandalam endapan glasial Fern Creek (Prakambrium) di Michigan(Pettijohn, 1952), dalam Gowganda Formation (Huronian) diOntario (Collins, 1925; Ovenshine, 1965; Lindsey, 1969), dalambatusabak Tapley Hill dari Adelaide Series di Australia (Caldenius,1938), dalam endapan Eokambrium di Swedia (Kulling, 1938), dandalam Itu varvite di Sao Paulo, Brazil.

6.8.2 Til dan Tilit

Istilah til (till) agaknya pertama kali digunakan oleh para ahligeologi Scotlandia untuk menamakan “lempung tidak berlapis,keras, serta mengandung bongkah-bongkah batuan yang


312 of 350 1/5/2016 8:55 AM

menyudut, menyudut tanggung, dan membundar, dimana sebagianbesar bongkah itu terpoles dan memperlihatkan striation”(Woodward, 1887; Gary dkk, 1972). Istilah til sinonim dengan istilahlempung bongkah yang didefinisikan sebagai “endapan yangasal-usulnya memiliki kaitan langsung dengan aksi grinding darigletser” (Geikie, 1874). Dengan demikian, til kemudian menjadisuatu istilah genetik yang diterapkan pada endapan es glasial yangtidak berlapis.

Istilah tilit (tillite) digunakan untuk menamakan til yang telahmembatu. Menurut Du Toit (1954), istilah tilit dimunculkan pertamakali oleh Penck.

Asal-usul til Plistosen sebagai endapan es tidak lagidiperdebatkan orang, meskipun asal-usul endapan tertentumungkin tidak begitu pasti. Walau demikian, banyak ketidakpastianmasih menyelimuti banyak endapan yang selama ini disebutsebagai tilit. Kesulitan muncul karena mekanisme lain selain esglasial dapat menghasilkan endapan masif yang banyakmengandung matriks, di dalam matriks mana tertanam fenoklassecara tidak merata. Istilah tiloid (tilloid) digunakan untukmenamakan “endapan yang mirip dengan til, namun asal-usulnyamasih diragukan” (Blackwelder, 1931). Istilah yang disebut terakhirini kemudian muncul sebagai istilah untuk menamakan diamiktityang asal-usulnya tidak berkaitan dengan es glasial, sedangkanistilah til digunakan untuk menamakan diamiktit yang terbentuk olehaksi es glasial.

Beberapa kesulitan dalam membedakan tilit dan tiloid munculkarena sebagian besar pengetahuan dan konsep mengenai til


313 of 350 1/5/2016 8:55 AM

berasal dari hasil pemelajaran endapan glasial Plistosen. Endapantersebut hampir semuanya merupakan endapan kontinental, tipis,dan memiliki kemungkinan yang rendah untuk dapat terawetkandalam rekaman geologi. Sebagian besar rekaman glasial purbamerupakan endapan bahari serta memperlihatkan perbedaan yangberarti dengan til kontinental. Harland dkk (1966) memahamiperbedaan-perbedaan tersebut dan kemudian menelurkan istilahortotil (orthotill) untuk menamakan endapan yang terbentuk olehpartikel-partikel yang langsung dilepaskan dari es pengangkutakibat ablasi dan pelelehan serta istilah paratil (paratill) untukmenamakan endapan yang terbentuk oleh ice rafting dalamlingkungan bahari atau lakustrin. Masalah itu menjadi makinkompleks karena sebagian til subakuatis yang diendapkan oleh estidak dapat dibedakan dari til yang diendapkan di darat. Paratilyang sebenarnya merupakan sedimen bahari dengan ice-raftedmaterials (terutama dropstone) yang ukurannya lebih kecil, namunjumlahnya lebih banyak. Til subakuatis yang diendapkan oleh esmerupakan ortotil, meskipun diendapkan di bawah laut. Istilahparatil hanya diterapkan apabila proses rafting turut terlibat dalampembentukannya. Kesulitan-kesulitan tatanama muncul karenaberbagai istilah yang ada didefinisiikan berdasarkan prosespembentukan endapan, padahal hal itu tidak terlihat dalamsingkapan.

6.8.2.1 Tekstur

Karena bongkah dan kerakal memegang peranan pentingdalam tilit, maka tilit umumnya disebut konglomerat oleh para ahligeologi, meskipun endapan itu sebenarnya didominasi olehmaterial berbutir halus (sebagian berupa lempung atau material


314 of 350 1/5/2016 8:55 AM

yang merupakan hasil litifikasi lempung). Dalam til yang dianalisisoleh Krumbein (1933), matriks halus itumembentuk 4/5 hingga 9/10 bagian dari keseluruhan batuan. Dalamkebanyakan til, lanau dan lempungmembentuk 1/2 hingga 2/3 bagian dari endapan. Median besar butirdari kebanyakan til jatuh pada kelas 3–10 mikron. Til itu jelasmerupakan til lempung (clay till) (gambar 6-9).

Til terpilah buruk. Semua dari 48 sampel til yang pernah ditelitioleh Krumbein (1933) memiliki 12 atau lebih kelas besar butir yangmengandung proporsi material 1% atau lebih. Material yang adadalam setiap kelas itu tidak hadir dalam jumlah yang sangatbanyak. Kelas modus terbesar dalam til yang dianalisis hanyamengandung 20% berat dari keseluruhan sampel. Jelas sudahbahwa kelas modus seperti itu tidak terlalu jelas keberadaannya.Meskipun sebagian til yang dianalisis tampaknya hanya memilikisatu kelas modus, namun sebagian besar til memiliki dua atau lebihkelas modus.

Distribusi besar butir dari sebagian til, terutama til yangdiendapkan dalam lingkungan akuatis, dapat termodifikasi denganberbagai cara. Setelah dikenai oleh arus dan gelombang, sebagiantil dapat mengalami proses penghilangan material halus secaraselektif. Pada kasus ekstrim, semua material halus tersapu dari tilsedemikian rupa sehingga sisanya (lag deposit) terutama disusunoleh kerakal dan bongkah. Selain itu, pada beberapa kasus, gletserdapat mengalir melalui endapan pasiran dan memperoleh bebanpasir yang cukup banyak sedemikian rupa sehingga menghasilkantil yang banyak mengandung pasir.


315 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Meskipun terutama disusun oleh material halus, til dan tilitdapat mengandung bongkah yang sangat besar. Bongkah dengandiameter 1 meter jarang ditemukan dalam til, meskipun bukanberarti tidak ada til yang mengandung bongkah sebesar itu.Beberapa glacial erratics, yang beratnya lebih dari 1000 ton,pernah ditemukan dalam til. Karena kebanyakan til disusun olehmaterial berukuran 1 mikron atau lebih kecil dari itu, dan partikelterbesar yang ada didalamnya dapat memiliki diameter 1 m ataulebih, maka til merupakan salah satu tipe sedimen yangpemilahannya paling buruk.

Von Engelen (1930) bersikukuh bahwa kerakal dan kerikilglasial cenderung memiliki bentuk yang khas dan menjadi indikatordari aksi glasial. Bentuk yang khas itu adalah striated dan facetedflatiron. Apabila diperhatikan secara mendetil, ciri-ciri khas darikerakal seperti itu adalah: apabila diletakkan dengan posisisedemikian rupa sehingga sisi yang paling luas dan paling datarterletak di bawah, (1) kerakal itu berbentuk seperti segitiga; (2)sudut paling tumpul yang ada pada sisi bawah cenderungmeruncing, namun puncaknya melekuk ke dalam; (3) bagianbawah dari sisi belakang sedikit terkeruk atau sedikit bergerigi; (4)sisi atas flatiron cenderung membonggol ke luar dengan (5) bagianpinggir yang makin landai ke arah sudut yang melekuk; (6) sisibawah atau bagian puncak sudut flatiron terkikis atau terpotong;(7) striation pada sisi-sisi atas cenderung mengarah secaradiagonal menuju sudut yang puncaknya melekuk; dan (8) adaindikasi bahwa tidak munculnya ciri-ciri tersebut di atas dalamsuatu partikel semata-mata karena pengaruh bentuk asalnya ataukarena pengaruh khuluk, struktur, dan komposisi batuan asalnya.


316 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Pemerian Von Engelen mengenai bentuk “ideal” fragmenbatuan yang menjadi “target” dari aksi glasial didukung oleh datakuantitatif yang dikumpulkan oleh Wentworth (1936a) dari hasilpenelitiannya terhadap 626 kerakal glasial. Tiga ratus kerakal, yangdipilih karena dipandang mendekati bentuk “ideal” hasil aksi glasial,dipelajari secara mendetil. Kerakal itu digolongkan menurut bentukumumnya. Bentuk yang dominan adalah tabuler. Hal itu terjadibukan saja karena bentuk asal partikel itu rata-rata memangtabuler, namun juga karena dua sisi utama dan berlawanan daripartikel itu mampu mempertahankan diri untuk tidak terabrasi.Pemelajaran terhadap profil tepi-tepi partikel (sebagaimana terlihatketika kerikil itu terletak pada posisi yang paling stabil, yakni padasaat profil partikel itu terletak tegak lurus terhadap sumbuterpendek dari partikel tersebut) memperlihat-kan bahwa partikel-partikel penyusun til umumnya berbentuk pentagonal.Sekitar 2/3 sisi partikel penyusun til dapat disebut segi lima, segiempat, segi tiga, poligonal, trapezoidal, atau reniform. Dengandemikian, bentuk paling khas dari kerakal glasial adalah tabulersejajar dengan bentuk luar pentagonal. Bentuk flatiron yang telahdikemukakan oleh Von Engelen terbukti dari hasil perhitungan.Profil umum dari flatiron diperlihatkan pada gambar 6-10. Kerakalpenyusun til umumnya merupakan lemping yang panjangnya samadengan 1,4 kali lebar dan 2,25 kali ketebalannya. Beberapa kerakalmemiliki panjang yang nilainya 2 kali lebar dan 4 kali tebalnya.Diantara 300 kerakal yang diamati, 128 diantaranya membundar,116 membundar sedang, dan 56 menyudut dan terpecah-pecah.Dengan demikian, sebagian besar kerakal itu mengindikasikanterjadinya pembundaran karena terabrasi. Adanys sisi dantepi “pushoff” dari kerakal itu, atau yang disebut snub scar olehWentworth, terlihat dengan sangat jelas dalam 43 kerakal, terlihat


317 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dalam 107 kerakal, dan terlihat agak samar pada 42 kerakal.Meskipun tidak terlihat dalam 108 buah kerakal lainnya, namunadanya snub scar itu dapat dianggap sebagai salah satu ciri darikerakal glasial.

Till stone umumnya memperlihatkan striation. Selain itu, adakecenderungan dimana tipe batuan tertentumengandung striation dalam jumlah yang lebih banyak dibandingtipe batuan lain. Secara keseluruhan, striation itu tidak melimpahsebagaimana diperkirakan semula. Pemelajaran yang dilakukanoleh Wentworth (1936a) terhadap striation menunjukkan bahwa,dalam til yang ditelitinya, hanya 10% partikel batugamping danhanya 1% partikel batuan lain yangmemperlihatkan striation (gambar 6-11). Wentworth menemukanfakta bahwa striation itu hampir sejajar satu sama lain danbahwa striation itu umumnya terletak sejajar dengan sumbupanjang till stone.

Karena karakter yang khas dari sebagian besar tilit, khususnyatilit Prakambrium, kita akan menemukan kesukaran untukmengeluarkan till stone secara utuh dari matriksnya. Karena itu,sukar bagi kita untuk dapat menentukan bentuk yang sebenar-nyadari till stone dan melihat striation yang ada didalamnya. Kegagalanuntuk menemukan striated stone dalam banyak tilit purba bukanmerupakan suatu hal yang mengherankan karena striation punmemang jarang ditemukan dalam til Plistosen. Striation demikiandefinitif sehingga menjadi salah satu kriterion terpenting untuk aksies. Walau demikian, tidak adanya striation bukan berarti bahwasuatu endapan tidak terbentuk oleh aksi es. Selain itu, perlu jugadiingat bahwa striation yang lemah dapat dihasilkan oleh sungai es


318 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dan agen lain (Wentworth, 1936b).

6.8.2.2 Struktur

Meskipun banyak til, terutama ortotil, tampak tidak berstrukturdan tidak memiliki perlapisan atau susunan internal lain, namunpara ahli telah mengetahui sejak lama bahwa ada kecenderungandari sumbu panjang fragmen-fragmen batuan yang berbentukbatang untuk terletak sejajar dengan arah aliran es pada saatendapan itu terbentuk (gambar 6-12). Gejala itu hanya ditemukanpada fragmen-fragmen batuan yang ada dalamortotil; dropstone tidak memperlihatkan gejala pengarahan sepertiitu. Meskipun penelitian kemas til telah dilakukan sejak 1884 olehHugh Miller, namun penelitian yang sistematis terhadap kemas tilbaru dilakukan pertama kali oleh Richter (1932). Dia mengukur danmerajahkan orientasi sumbu panjang partikel penyusun til. Polapergerakan es kemudian ditafsirkan berdasarkan orientasi sumbupanjang itu. Hasilnya benar-benar konsisten dengan kesimpulanyang diperoleh dari hasil penelitian terhadap bedrock striation,morena, dan gejala lain yang merupakan hasil kerja es. Sejakditerbitkannya karya tulis Richter, bermunculan lah berbagaimakalah yang memaparkan penerapan teknik yang dikembangkanoleh Richter untuk memecahkan masalah pergerakan es diAmerika Serikat (Krumbein, 1939; Holmes, 1941), di Finlandia(Okko, 1949; Virkkala, 1951, 1960; Kauranne, 1960), dan Britania(West & Donner, 1956). Til juga memiliki kemas mikro yangberkaitan dengan pergerakan es (Dreimanis, 1959). Masalahkemas ini telah dikaji ulang oleh Potter & Pettijohn (1963). Pettijohn(1962) dan Lindsey (1969) telah mencoba untuk mempelajariorientasi tillstone dalam tilit purba.


319 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Apabila ortotil bersifat masif dan tidak memperlihatkan struktur,kecuali kemas terarah seperti telah dijelaskan di atas, paratil justrumemperlihatkan perlapisan. Kecur berukuran sangat besar (kecuryang diameternya lebih besar dibanding ketebalan lapisan ataulaminasi til) tidak mungkin diangkut secara lateral sebagaimanamaterial penyusun til yang lain. Orientasi dropstone itu random ataumemperlihatkan simetri sumbu vertikal. Dropstone memperlihatkanpenetrasi dan distorsi stratifikasi yang terletak dibawahnya sertamemperlihatkan hubungan ketidakselarasan dengan material yangmenutupinya (Ovenshine, 1965). Hubungan seperti itu mungkinmerupakan bukti rafting yang paling kuat. Walau demikian, distorsilaminasi di sekitar dropstone dapat terbentuk akibat kompaksi.Karena itu, ketika meneliti partikel batuan yang diperkirakanmerupakan dropstone, kita perlu mencari bukti-buktiketidaksetangkupan antara distrosi yang terletak di bawah dan diatas dropstone (Hardy & Legget, 1960). Pemotongan dan penetrasiterhadap laminasi yang terletak dibawahnya merupakanindikasi rafting yang paling kuat. Orientasi vertikal dari sumbupartikel batuan serta kecenderungan partikel pipih untuk tidaksejajar dengan bidang perlapisan merupakan bukti tambahanuntuk rafting. Berbeda dengan tiloid, til (termasuk dropstone till)jarang memperlihatkan gejala normal grading.

6.8.2.3 Komposisi

Meskipun komposisi til dan tilit sangat bervariasi, namun hampirsemuanya dicirikan oleh adanya bongkah-bongkah dan tillstone yang tidak lapuk serta tertanam dalam matriks atau pastamaterial yang juga tidak lapuk. Matriks atau pasta itu biasadisebut “rock flour”. Till stone, meskipun umumnya disusun oleh


320 of 350 1/5/2016 8:55 AM

material penyusun basement yang terletak di bawah til dan tilit,namun sebagian diantaranya merupakan material asing. Semuatipe batuan—sedimen, metasedimen, batuan beku plutonik, danbatuan beku efusif—dapat hadir dalam til dan tilit sebagaikomponen. Dalam til Plistosen, penghitungan yang hati-hatiterhadap jumlah kerikil yang ada didalamnya serta perajahandistribusi dan jumlah till stone, atau tipe batuan tertentu,memungkinkan kita untuk menentukan pola aliran es dan jugamemberikan informasi penting tentang khuluk bedrock yangtersembunyi, bahkan pada beberapa kasus dapat membantu kitauntuk menemukan endapan bijih yang tersembunyi (Potter &Pettijohn, 1963).

Matriks til, jika tidak lapuk, biasanya berwarna abu-abu tuakebiruan. Jika teroksidasi, matriks itu kekuning-kuningan. Matrikstilit biasanya abu-abu tua hiingga hitam kehijauan. Matriks itusangat mirip dengan graywacke (atau mungkinmemang graywacke) dan di bawah mikroskop tampak disusun olehpartikel-partikel kuarsa, felspar, dan fragmen batuan yang segardan menyudut serta tertanam dalam suatu “pasta” partikel halus.Dalam tilit sendiri, “pasta” tersebut tampak kaya akan klorit danmika; mungkin merupakan produk metamorfisme tingkat rendahdari lempung yang semula menyusun til. Bubuk material karbonatsering ditemukan dalam til yang diendapkan di daerahbatugamping serta kenampakannya mirip dengan endapan yangkaya dengan material gampingan.

Komposisi ruah dari matriks til atau tilit sangat miripdengan graywacke dan batuan lain yang berkaitan dengannya(lihat tabel 6-3). Material itu biasanya kaya akan alumina, besi,


321 of 350 1/5/2016 8:55 AM

tanah alkali, dan logam alkali. Til yang terbentuk di daerahbatu-gamping bersifat gampingan dan, oleh karena itu,mengandung kadar CaO dan CO2 yang tinggi. Jika batuansumbernya berupa dolomit, til karbonatan juga memiliki kadar MgOyang tinggi.

Dropstone till dan dropstone tillit berbeda dengan ortotil karenaadanya efek-efek pencucian dan penghilangan material halus.Matriks dropstone till lebih kaya akan pasir dan, oleh karena itu,memiliki kadar Al2O3, besi, dan K2O yang relatif rendah, namunmemiliki kadar SiO2 yang relatif tinggi.

6.8.2.4 Aspek-Aspek Stratigrafi

Ketebalan individu-individu till sheet atau tilit sangat bervariasi,mulai dari sekitar 1 meter hingga ratusan meter, bahkanlebih dariitu. Karena glasiasi umumnya berlangsung secara berulang-ulang,maka lapisan tilit yang ditemukan di suatu daerah makin lamamakin banyak. Endapan glasial yang terawetkan di masa lalumerupakan produk es kontinental, bukan gletser pegunung-an.Karena itu, tilit cenderung ditemukan dalam satuan-satuan batuanyang umurnya sama dan tersebar suatu daerah yang luas. Zamanes merupakan suatu fenomenon regional; bukan lokal. Karena itu,tilit bukan merupakan endapan lokal seperti halnya nendatan,longsoran, atau endapan lain yang mirip dengan itu.

Banyak, namun tidak semua, til ditemukan terletak diatas striated pavement. Hal itu hanya berlaku pada til pertama atautil yang terletak paling bawah pada suatu endapan glasial. Til yangterletak di bagian atas paket til, atau til yang relatif muda, mungkin


322 of 350 1/5/2016 8:55 AM

berselingan dengan endapan glaciolacustrine danendapan fluvioglacial. Hal yang disebut terakhir ini cenderunghanya berlaku untuk til kontinental. Til bahari, terutama dropstonetill, tidak cenderung terletak di atas glacial pavement.

Endapan lain yang hampir secara universal berasosiasi dengantil atau tilit adalah lempung warwa atau endapan yang ekivalendengannya (warwit atau pelodit). Warwit (varvite) danpelodit (pelodite) memperlihatkan laminasi yang sangat halus danmerepresentasikan pengendapan lempung secara musiman dalamdanau air tawar yang tenang. Banyaknya rafted block yangmenyudut, baik yang berukuran kecil maupun besar, dalam strataitu merupakan bukti paling kuat yang mengindikasikan terjadi-nyaglasiasi. Sebaliknya, tidak hadirnya rafted cobble seperti itumenyebabkan timbulnya keraguan bahwa sebagian endapan yangsemula ditafsirkan sebagai endapan glasial memang merupakanendapan glasial. Dalam sayatan tipis sekalipun, butiran-butirankuarsa yang menyudut akan dapat teramati dalam laminasibatulanau atau batusabak yang paling halus dan meng-indikasikanproses rafting pada skala mikroskopis. Sebagaimana dikemukakanoleh Lindsey (1969), struktur warwa yang sering ditemukan dalamendapan danau glasial biasanya tidak ditemukan dalam endapanbahari. Dengan demikian, meskipun dropstone dalam matriks yangberlaminasi halus mungkin ditemukan dalam endapan bahari,namun endapan dengan struktur warwa yang sebenarnya adalahendapan air tawar.

Endapan fluvioglacial yang berasosiasi dengan til dan tilit dalambanyak hal memperlihatkan kemiripan dengan gravel aluvial yangbukan merupakan endapan glasial. Endapan seperti itu umumnya


323 of 350 1/5/2016 8:55 AM

berasosiasi dengan tilit.

Karena til Plistosen berasosiasi dengan loess (lanau eolus),maka diperkirakan bahwa batuan yang ekivalen dengan loess ituakan ditemukan dalam paket endapan glasial purba. Namun,tampaknya kenyataan tidak demikian. Hal itu mungkin terjadikarena sebagian besar “fosil” endapan glasial adalah endapanbahari, bukan endapan kontinental.

6.8.2.5 Penyebaran dalam Ruang dan Waktu: Beberapa Contoh

Tilit tidak memiliki penyebaran ruang dan waktu tertentu.Coleman (1926) menyajikan suatu ikhtisar yang memperlihatkanpenyebaran endapan es yang diketahui selama ini, termasukendapan yang dianggap problematik. Walau demikian, endapanseperti itu tidak memiliki penyebaran seluas sebagaimana yangdiperkirakan semula. Banyak endapan yang semula ditafsirkansebagai tilit dewasa ini ditafsirkan sebagai tiloid non-glasial. Crowell& Frakes (1970) menyajikan suatu ikhtisar mengenai apa yangdikenal sebagai glasiasi Fanerozoikum.

Ada empat “jaman” yang diketahui merupakan saat-saatdimana glasiasi memiliki penyebaran yang luas di muka bumi.Keempat jaman itu adalah Prakambrium (sekitar 2150-2500 jutatahun yang lalu), Eokambrium, Permokarbon di belahan bumibagian selatan, dan Plistosen.

Endapan glasial Prakambrium Tengah (atau Aphebian menurutGeological Survey of Canada) telah dikenal sejak lama. Salah satucontoh endapan glasial tersebut yang telah diteliti dengan baik


324 of 350 1/5/2016 8:55 AM

adalah tilit dalam Gowganda Formation (Huron Akhir) di bagiantimur Ontario dan Quebec. Endapan yang pernah diteliti olehWilson (1913) itu telah dikaji ulang oleh Ovenshine (1965) danLindsey (1969). Gowganda Formation tersebar di daerah yangluasnya beberapa ribu mil persegi serta mengandung striatedstone yang sebagian diantaranya terletak di atas glacialpavement (Schenk, 1965) serta berasosiasi dengan warwa argilityang mengandung rafted block. Batuan dengan karakter yang miripdengan itu, dan ditafsirkan memiliki umur yang sama, ditemukandalam Hurwitz Group di Northwest Territories, Canada (Bell, 1970).Ramsey Lake Conglomerate (Huron Awal) dan BruceConglomerate merupakan parakonglomerat yang juga diyakinimerupakan endapan glasial (Frarey & Roscoe, 1970). Endapan-endapan itu mirip dengan Fern Creek Tillite di utara Michigan(Pettijohn, 1952). Young (1966) berpendapat bahwa Fern CreekTillite itu korelatif dengan Ramsey Lake Conglomerate dan BruceConglomerate. Selain itu, endapan-endapan itu juga dianggapkorelatif dengan tilit yang ada dalam Reany Creek Formation diMichigan (Puffett, 1969).

Endapan glasial yang paling terkenal tidak diragukan lagiadalah endapan Permo-Karbon di belahan bumi bagian selatan.Contoh endapan itu adalah Dwyka tillite di Afrika Selatan (Du Toit,1921; Hälbich, 1962; Crowell & Frakes, 1972), endapan glasial danperiglasial di Congo Basin (Hübner, 1965), tilit Karbon di Brazil danbagian-bagian lain Amerika Selatan (Leinz, 1937; Frakes &Crowell, 1969), endapan glasial di Australia dan Tasmania(Wanless, 1960; Crowell & Frakes, 1971), endapan glasial Talchir diIndia (Smith, 1963), Lafonian Tillite di Kepulauan Falkland (Frakes& Crowell, 1968). Endapan-endapan itu telah diteliti ulang secara


325 of 350 1/5/2016 8:55 AM

kritis dan tampaknya benar-benar merupakan endapan glasial.Endapan-endapan itu merupakan contoh endapan glasial yangtelah diteliti dengan baik dan mengindikasikan glasiasi purba yangtersebar luas.

Jaman es Plistosen menghasilkan endapan yang tersebar luasdi Amerika Utara dan Eropa. Endapan itu dapat dengan relatifmudah dipelajari pada singkapan. Karakternya mengindikasikanbahwa endapan itu terbentuk akibat glasiasi berulang-ulang danpada umumnya tipis (beberapa puluh meter) dan tidakterkonsolidasi. Rekaman bahari dari jaman es itu kurang jelas.Sebagian endapan itu telah diteliti oleh Miller (1953). Untukmendapatkan informasi yang lebih jauh mengenai jaman esPlistosen, pembaca dipersilahkan untuk menelaah karya tulis Flint(1971).

Selain rekaman glasial yang telah diketahui dengan baiksebagaimana telah disebutkan di atas, berbagai endapan lain, yangumurnya beragam, juga ditafsirkan sebagai endapan glasial.Pengkajian ulang terhadap sebagian endapan itu menyebabkantimbulnya keraguan bahwa beberapa batuan memang merupakanendapan glasial. Salah satu contohnya adalah apa yang dikenalsebagai Squantum “Tillite” di Boston Bay (Sayles, 1914) yang,meskipun dalam banyak hal mirip dengan tilit, namun tidakmengandung ciri-ciri kritis sehingga endapan itu mungkin bukan tilit(Dott, 1961). Demikian pula, endapan yang sebelum-nya ditafsirkansebagai endapan glasial dalam West Congo geosyncline, sekarangdiragukan asal-usulnya (Schermerhorn & Stanton, 1963). Walaudemikian, memang ada endapan yang kemungkinan besarmerupakan endapan glasial yang terbentuk pada waktu lain selain


326 of 350 1/5/2016 8:55 AM

keempat jaman yang telah disebutkan di atas. Sebagian endapanOrdovisium di bagian utara Afrika diyakini sampai sekarangsebagai endapan glasial (Arbey, 1968).

6.8.2.6 Asal-Usul dan Kebenaan Geologi

Meskipun banyak ahli telah menulis berbagai hal tentang til,namun mekanisme pembentukan til belum dapat dipahamisepenuhnya. Hubungan antara komposisi til dengan bedrock yangterletak dibawahnya telah dipelajari oleh Holmes (1952) danLundquist (1935). Distribusi besar butir til sebagian telah dijelaskanoleh Krumbein (1933) serta Krumbein & Tisdel (1940). Mekanismepengendapan glasial, termasuk proses-proses yang terlibatdidalamnya, telah dikaji ulang oleh Harland dkk (1966). Proses-proses yagn berkaitan dengan endapan glasial bahari telahdianalisis oleh Carey & Ahmad (1961). Hal yang sama juga telahdikaji panjang lebar dalam sebuah simposium (Goldthwait, 1971)serta oleh Flint (1971). Perlu dicamkan bahwa, meskipunpengetahuan kita mengenai aksi glasial dan endapan glasial(berdasarkan gletser Plistosen dan Holosen) sebagian besardiperoleh dari hasil pemelajaran terhadap glasiasi kontinental,namun rekaman purba tampaknya sebagian besar merupakanendapan bahari. Kegagalan untuk memahami fakta tersebut telahmenimbulkan banyak kerancuan dan perbedaan tafsiran. Kita perlumembedakan dropstone tillite (paratil) dengan til yang diendapkanoleh es (ortotil).

Walau demikian, kebenaan geologi dari tilit sangat jelas. Tilitpurba, terutama yang memiliki penyebaran luas, merekamsaat-saat dimana massa es tersebar luas di muka bumi. Penyebab


327 of 350 1/5/2016 8:55 AM

perubahan iklim yang demikian drastis dan alasan yangmelatarbelakangi tersebar luasnya tilit purba di daerah lintangrendah masih belum diketahui. Walau demikian, jelas sudah bahwasejak dulu bumi ini dikenai oleh glasiasi. Fakta bahwa glasiasiseperti itu memiliki penyebaran luas menimbulkan harapan bahwaperistiwa-peristiwa seperti itu dapat digunakan untukmengkorelasikan strata Prakambrium yang tidak mengandung fosilatau sebagai salah satu alternatif dari berbagai metoda korelasiyang dikenal dewasa ini.

6.8.3 Tiloid: Batulumpur Kerikilan yang Tidak Berasosiasidengan Gletser

Tidak setiap endapan khaotik yang disusun oleh bongkah-bongkahbesar yang tertanam dalam matriks lempungan merupakan til.Setiap ahli geologi hendaknya berhati-hati dalam membedakan tilyang sebenarnya dengan tiloid (tilloid), yakni endapan yang miripdengan til. Banyak aliran lumpur (mudflow), longsoran,dan solifluction deposits serta sebagian tuf dan breksi vulkanik sangat mirip kenampakannya dengan til. Pembedaan antara tilitdengan tiloid seringkali sukar dilakukan serta dapat membawa paraahli untuk sampai pada pendapat yang berbeda mengenai endapantertentu serta menimbulkan kontroversi yang cukup hangat.Pembahasan yang baik mengenai masalah tersebut serta ikhtisaryang menyajikan sejumlah kriteria yang sangat bermanfaat untukmengenal til dan tiloid disajikan oleh Schermerhorn & Stanton(1963, terutama tabel 2), Crowell (1957), serta Harland dkk (1966).

6.8.3.1 Definisi


328 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Sebagaimana telah dikemukakan di atas, istilah diamiktit atauparakonglomerat digunakan untuk menamakan batuan yangfenoklasnya tertanam dalam matriks yang sangat halus. Til (dantilit) merupakan diamiktit yang terbentuk akibat aksi es, sedangkantiloid adalah diamiktit yang terbentuk akibat proses-proses lain.Ackermann (1951) menamakan endapan yang disebut terakhir inisebagai Geröllton.

6.8.3.2 Tekstur, Struktur, dan Komposisi Tiloid

Karena merupakan produk beberapa proses yangberbeda-beda, maka tiloid memperlihatkan tekstur, struktur,geometri, dan dimensi yang beragam serta berasosiasi denganendapan yang juga beragam.

Tiloid yang relatif besar, memiliki penyebaran yang relatif luas,dan memiliki kenampakan yang lebih mengesankan (dan mungkinjuga paling sering ditemukan di alam) adalah tiloid yang dihasilkanoleh aliran gravitasi subakuatis. Tiloid daratan yang berkaitandengan longsoran, solifluction, dsb memiliki penyebaran yangterbatas dan, karena merupakan endapan terestrial, rentanterhadap erosi sedemikian rupa sehingga kemungkinan besar tidakakan terawetkan. Dengan pengecualian untuk para ahli geologiKuarter, endapan tersebut tidak terlalu penting artinya. Di lainpihak, endapan aliran massa subakuatis sering ditemukan danmemiliki penyebaran yang luas. Banyak diantara endapan yangdisebut terakhir ini pernah disalahtafsirkan sebagai endapanglasial.

Batulumpur konglomeratan non-glasial atau tiloid sangat


329 of 350 1/5/2016 8:55 AM

bervariasi, mulai dari kumpulan material kasar yang bersifat khaotikdan tertanam dalam matriks batulumpur hingga batulumpur yang dibeberapa bagian mengandung partikel kerakal secara tidak merata.Matriks mungkin merupakan material dominan dalam tiloid, namunmungkin pula merupakan material penyusun yang tidak terlalubanyak. Banyak batulumpur kerikilan yang dicandra oleh Crowell(1957) mengandung matriks 80%, sedangkan proporsi kecur yangtersebar secara tidak merata didalamnya hanya sekitar 20%. Kecurterbesar yang ada dalam batulumpur itu berukuran bongkah.

Pengamatan yang seksama menunjukkan bahwa banyaklapisan bongkah, sebagian diantaranya memiliki ketebalan hingga50 m atau lebih, merupakan endapan khaotik yang tidakberstruktur. Walau demikian, pada kasus lain, masih terlihat adanyagejala perlapisan yang samar (vestigial bedding). Satu ciri yangpenting dari endapan itu adalah adanya bongkah batupasir danserpih yang berukuran relatif besar, terkontorsi, dan komposisinyamirip dengan batupasir dan serpih yang terletak di bawah endapanbatulumpur konglomeratan. Batupasir dan serpih itumemperlihatkan perlapisan yang terpilin dan mirip dengan kail.Gejala seperti itu dinamakan “slump overfold” oleh Crowell (1957).Kerikil yang lebih resisten seringkali terdorong masuk ke dalambongkah batupasir dan batulumpur. Hal itu mengindikasikan bahwabatupasir dan batulumpur itu masih lunak ketika masuk ke dalammassa endapan yang kemudian dinamakan batulumpurkonglomeratan. Selain mengandung “intraklas” yang terkontorsi,batulumpur kerikilan juga mengandung banyak kerakal danbongkah asing. Hal itu ditafsirkan bahwa aliran yang menghasilkanbatulumpur konglomeratan pernah mengalir melalui massa gravelpolimik dan kemudian mengambil sebagian komponen gravel


330 of 350 1/5/2016 8:55 AM

tersebut. Dengan demikian, batulumpur konglomeratan itu dapatmengandung senoklas (xenoclast) yang komposisinya bisabermacam-macam, termasuk granit.

6.8.3.3 Asosiasi Stratigrafi

Tiloid yang terbentuk akibat aliran lumpur subakuatis berasosiasidengan sedimen bahari, umumnya batupasir turbidit laut-dalam danserpih. Tiloid muncul sebagai lapisan yang relatif tebal maupun tipisserta sebagai lensa yang menyisip diantara endapan-endapantersebut. Walau demikian, asosiasi tersebut biasanya tidakmengandung argilit berstratifikasi halus yang mengandung raftedblock yang khas untuk endapan glasial.

6.8.3.4 Penyebaran dalam Ruang dan Waktu

Pemerian yang sangat baik untuk batulumpur kerikilan purbayang tidak terbentuk akibat glasial disajikan oleh Crowell (1957),Schermerhorn & Stanton (1963), McBride (1966), serta Dott (1961).

Batulumpur bahari masif yang mengandung kerikil secara tidakmerata ditemukan pada beberapa tempat di California, khususnyadalam endapan Jura Atas dan Kapur Bawah. Endapan-endapantersebut telah dicandra dan dilukiskan dalam makalah klasiktentang batulumpur kerikilan yang disusun oleh Crowell (1957).Apa yang disebut sebagai Squantum “Tillite” di Boston Baymerupakan contoh lain yang sangat baik dari batulumpur kerikilan.Dahulu, endapan tersebut dianggap sebagai endapan glasial(Sayles, 1914), namun kemudian ditafsirkan ulang oleh Dott (1961)sebagai endapan aliran lumpur subakuatis. Squantum beds


331 of 350 1/5/2016 8:55 AM

mengandung beberapa lapisan batulumpur konglomeratan,sebagian diantaranya memiliki ketebalan 10 m atau lebih,mengandung batulumpur 50% atau lebih, serta mengandungintraklas argilit berlapis yang menyudut atau melengkung. Endapanlain yang berasosiasi dengan batulumpur konglometan itu antaralain berupa gravel yang memperlihatkan gradedbedding serta graywacke.

Endapan bongkah dari Haymond Formation (Karbon Bawah) didaerah Marathon, Texas, juga sangat terkenal. Bongkah-bongkahdengan diameter lebih dari 30,5 m pernah ditemukan dalamendapan tersebut. Batulumpur bongkah itu pernah menjadi suatuteka-teki (King, 1958). Endapan itu ditafsirkan oleh Baker (1932)sebagai endapan glasial. Penelitian ulang terhadap endapan yangsama oleh McBride (1966) mengindikasikan bahwa endapantersebut sebenarnya merupakan produk nendatan, aliran lumpur,dan arus turbid. Bongkah-bongkah berukuran besar dianggapterlalu besar untuk dapat diangkut oleh arus turbid. Bongkah-bongkah tersebut ditafsirkan sebagai keratan batuan yang berasaldari gawir sesar sungkup yang ada di bawahlaut (King, 1958).

Endapan Eokambium di West Congo geosyncline mengandungbatulumpur kerikilan yang tersebar luas. Dahulu, endapan ituditafsirkan sebagai endapan glasial. Sekarang, endapan ituditfasirkan sebagai produk aliran lumpur dan arus turbid bawahlaut(Schermerhorn & Stanton, 1963).

Tiloid lain pernah dilaporkan oleh para ahli, namun hanyasebagian kecil diantaranya saja yang pernah dipelajari secaramendetil. Endapan yang kemungkinan besar merupakan endapan


332 of 350 1/5/2016 8:55 AM

aliran lumpur subakuatis adalah Cow Head Breccia diNewfoundland (Kindle & Whittington, 1958), Wasatch “Tillite”(Condie, 1967), Levis Conglomerate di Quebec (Osbourne, 1956),Gunnison “Tillite” yang berumur Tersier dan tersingkap di Colorado(Van Houten, 1957), serta batulumpur kerikilan dan batu-lumpurbongkah yang berumur Jura atau Kapur di Cape Blance, Oregon(Dott, 1961). Konglomerat karbonat endapan “aliran rombakan”pernah dilaporkan oleh Cook dkk (1972).

6.8.3.5 Asal-Usul Tiloid

Sebagian besar tiloid yang memiliki penyebaran luasmerupakan produk pergerakan gravitasi subakuatis. Sebagian tiloidyang penyebarannya relatif terbatas kemungkinan merupakanendapan terestrial. Sebagaimana dikemukakan oleh Dott (1963),ada beberapa tipe pergerakan gravitasi subakuatis: (1) longsoranatau nendatan subakuatis; (2) aliran massa plastis subakuatis; dan(3) aliran fluida kental. Longsoran, nendatan, dan aliran massaplastis menyebabkan terbentuknya tiloid, sedangkan aliran fluidakental akan menghasilkan arus turbid. Dalam longsoran, nendatan,dan aliran massa plastis, sebagian stratifikasi akan terawetkan,meskipun sebagian besar diantaranya terdistorsi. Jika terjadipeningkatan kecepatan dan turbulensi yang berarti, maka massabatuan itu akan kehilangan kohesivitasnya, material penyusunnyaakan masuk ke dalam suspensi dan akhirnya mengalir sebagaiarus turbid. Sebagian besar batulumpur kerikilan yang tidak terpilahdan merupakan endapan subakuatis merepresentasikan aliranyang melewati limit-limit cair—persentase kritis dari air pori, di atasmana material tidak lagi berlaku sebagai zat padat plastis,melainkan sebagai fluida kental. Tiloid relatif jarang ditemukan


333 of 350 1/5/2016 8:55 AM

dalam rekaman geologi karena, setelah limit cairnya terlampaui,viskositasnya hilang dengan cepat. Jadi, jika aliran plastisterlampaui, maka pembentukan arus turbid tidak terhindarkan lagidan menyebabkan terjadinya pemilahan dan grading pada kecur.

Hancurnya massa zat padat plastis dan munculnya alirangravitasi subakuatis dapat terjadi karena kondisi kelebihanbeban (overloading), karena posisinya pada lereng yang terlalucuram (oversteeping), gempabumi, serta tekanan hidrolik yangdisebab-kan oleh pasut, rembasan (seepage), atau badai.

Nendatan subakuatis dan aliran lumpursubakuatis (subaqueous mud stream) pernah dilaporkan terjadi diDanau Zug, Swiss, serta beberapa fjord di Norwegia (Ackermann,1951). Sayang sekali, karakter dan struktur endapannya tidakbanyak diketahui. Nendatan dan aliran lumpur pada fjord diNorwegia bergerak hingga jarak yang cukup jauh. Jauhnya dankuatnya aliran Grand Banks (Heezen & Ewing, 1952) memperjelasgagasan bahwa agen-agen itu mampu menghasilkan batulumpurkonglomeratan (tiloid). Keberadaan endapan seperti itu, yangdalam beberapa kasus berselingan dengan batuan berbutir halusyang mengandung foraminifera laut-dalam, sebagaimana yangditemukan di Santa Paula Creek (Crowell, 1957), menunjangtafsiran tersebut di atas.

Sebagian konglomerat, karena sebenarnya kurang tepat untukdisebut batulumpur konglomeratan, juga ditafsirkan terbentukakibat nendatan subakuatis dan arus turbid. Endapan tersebut tidakterlalu berbeda dari gravel terestrial yang terpilah buruk dan tidakmatang, misalnya fanglomerat. Walau demikian, asosiasi endapan


334 of 350 1/5/2016 8:55 AM

tersebut dan hal lain mengindikasikan bahwa proses pengangkutandan pengendapannya terjadi secara luar biasa. Konglomerat ituberselingan dengan serpih laut, umumnyamemperllihatkan grading, serta berasosiasi dengan pasir yang tidakberlapisan silang-siur atau yang mengandung bukti-buktipengendapan pada perairan dangkal. Konglomerat seperti itubanyak ditemukan dalam endapan Kapur Atas di San JoaquinValley, California (Briggs, 1953), dalam endapan Plistosen diVentura Basin, dimana endapan itu diyakini terakumulasi dalamkolom air yang dalamnya tidak kurang dari 1220-1525 m (Natland &Kuenen, 1951), serta dalam Cerro Torro Formation (Kapur) diPatagonian Andes (Scott, 1966). Konglomerat Kapur di WheelerGorge, California, dan konglomerat Arkean di Danau Minnitaki,Ontario, kemungkinan juga merupakan endapan yang asal-usulnyamirip dengan konglomerat tersebut di atas.

6.9 DIAGENESIS KONGLOMERAT

Konglomerat, sebagaimana semua batuan sedimen,mengalami perubahan setelah diendapkan. Perubahan yang palingdramatis adalah litifikasi atau pengompakan (induration) yangbiasanya terjadi sejalan dengan masuknya semen yang mengikatpartikel penyusun konglomerat. Sementasi gravel biasa tidak jauhberbeda dengan sementasi pasir (penjelasan yang lebih mendalammengenai semen dapat dilihat pada Bab 7). Adalah suatu hal yangsangat menarik untuk dicatat bahwa dalam sebagian gravel yangtersemenkan secara lemah oleh karbonat, proses sementasidimulai pada sisi bawah kerikil atau kerakal. Jika kerikil ataukerakal itu dicungkil, maka pada tempat yang ditinggalkan olehkerikil atau kerakal itu akan ditemukan suatu selimut karbonat tipis


335 of 350 1/5/2016 8:55 AM

yang menyelimuti butiran-butiran pasir.

Gravel kemas terbuka tersemenkan oleh drusy crystallinecement, umumnya berupa dogtooth spar. Pada beberapa gravel,karbonat membentuk kerak berlapis pada kerikil. Hubungan sepertiitu terutama khas ditemukan dalam gravel yang tersemenkanoleh caliche. Gravel kemas terbuka tidak jarang mengandungselimut lumpur pada kerikil penyusunnya (Cary, 1951).Penyelimutan itu dapat menyebabkan menurunnya permeabilitasgravel.

Batulumpur konglomeratan menjadi terlitifikasi bukan akibatmasuknya semen, melainkan akibat rekristalisasi diagenetik ataurekristalisasi metamorfisme derajat rendah pada lumpur sertakonversi material tersebut menjadi argilit padat (pembahasan yanglebih mendetil mengenai alterasi ini akan disajikan pada sub bab8.6).

Perubahan-perubahan diagenetik lain dalam konglomeratmelibatkan larutan intrastrata. Larutan itu terkonsentrasi padakontak antar kerikil. Pada banyak kasus, khususnya dalamkonglomerat batugamping, ada interpenetrasi timbal-balik stilolitikantar kerikil (Bastin, 1940). Batas-batas stilolitik seperti itu jugadiketahui ada dalam konglomerat kuarsa, terutama konglomeratyang disusun oleh kerikil jaspis dan rijang. Pada waktu terjadinyapelarutan pada kontak antar kerikil, terbentuk lekukan, ke dalamlekukan mana kerikil yang kurang mudah larut akan menembuskerikil lain yang lebih mudah larut (Kuenen, 1942).

Tekanan-tekanan mekanis menyebabkan terjadinya deformasi


336 of 350 1/5/2016 8:55 AM

kerikil, meskipun konglomerat itu sendiri yang tidak ter-deformasi.Sebagian kerikil, bahkan kerikil yang berupa kuarsa atau kuarsit,memperlihatkan retakan atau sesar mikro. Sesar mikro itu tampaksebagai pergeseran kecil berbentuk tangga pada permukaankerikil. Sesar mikro dan retakan itu biasanya merupakan strukturterbuka sedemikian rupa sehingga kerikil itu masih tetapmerupakan benda koheren.

6.10 KONGLOMERAT INTRAFORMASIONAL

Konglomerat atau breksi intraformasional adalah rudit yangterbentuk oleh fragmentasi formasi tua yang berlangsung padawaktu yang lebih kurang bersamaan dengan pengendapan-ulangformasi tersebut (Walcott, 1894; Field, 1916). Fragmentasi danpengendapan-ulang seperti itu hanya merupakan sebuah episodesingkat dalam pengendapan formasi dan dalam beberapa kasussemuanya berlangsung di bawah kolom air. Debris selalu memilikiasal-usul yang sangat lokal, mengalami sangat sedikitpengangkutan (bahkan mungkin tidak mengalami pengangkutansama sekali), dan hanya sedikit terusakkan. Meskipun banyakbreksi, misalnya reef talus breccia, dapat dianggap sebagaiendapan intraformational, namun breksi itu tidakdinamakan intraformational breccia. Intraformationalbreccia umumnya terbatas pada satu satuan sedimentasi, biasanyasuatu lapisan tipis yang tebalnya beberapa centimeter hinggasekitar 1 meter. Intraformational breccia dapat memiliki penyebaranyang relatif luas serta dapat ditelusuri keberadaannya sepanjangbeberapa kilometer atau lebih, namun kebanyakan diantaranyamungkin memiliki penyebaran yang sangat terbatas.


337 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Istilah intraklas (intraclast) diperkenalkan oleh Folk (1959, h. 4)untuk menamakan “fragmen-fragmen seumur, biasanya sedimenkarbonat yang terkonsolidasi lemah serta telah tererosi dari bagian-bagian dasar laut yang relatif berdekatan dengan tempatpengendapannya, kemudian diendapkan kembali sebagai suatusedimen baru.” Meskipun umumnya diterapkan pada sedimenbahari karbonatan, namun fragmen serpih dalam batupasir jugapantas untuk disebut intraklas. Dengan demikian, seseorang dapatmengatakan bahwa kerikil dalam konglomerat intraformasional,apapun komposisi dan asal-usulnya, merupa-kan intraklas.

Intraklas merupakan produk dari beberapa proses yangberbeda. Sebagian besar intraklas terbentuk akibat pendangkalandan kadang-kadang penyingkapan, kemudian diikuti olehpembentukan lekang kerut. Penutupan kembali material yang telahterlekang-kerutkan itu oleh massa air menyebabkan terganggunyafragmen yang merupakan pecahan hasil lekang kerut, kemudiansedikit tergeserkan dan diendapkan bersama-sama sebagai suatulapisan flat pebble conglomerate yang tipis. Pada beberapa kasus,fragmentasi dinisbahkan pada longsoran atau nendatan (Potter,1957). Penyebaran zona breksiasi dapat ditelusuri hingga sampaipada strata yang terlipat tajam dan terkontorsi kuat. Desiccationconglomerate, di lain pihak, tidak memperlihatkan hubungan sepertiitu dengan deformasi seumur. Sebagai gantinya, desiccationconglomerate berasosiasi dengan zona lekang kerut dan gejala-gejala pesisir lainnya.

Ada dua tipe intraformational conglomerate yang paling seringditemukan. Pertama, konglomerat dalam batugamping dan dolomit,khususnya konglomerat dan dolomit pasiran dan oolitik. Fragmen


338 of 350 1/5/2016 8:55 AM

atau intraklas dari konglomerat atau breksi itu umumnyamerupakan potongan batugamping (atau dolomit) berukuran kecilserta terkungkung dalam matriks batugamping, batugampingpasiran, dolomit, atau dolomit pasiran. Breksi yang dinamakansebagai rudit intraklastik (intraclastic rudite) oleh Folk (1959) itumengandung kerikil berbentuk cakram pipih dan membundar baikyang terbentuk akibat erosi sedimen karbonat yang belumterkonsolidasi sepenuhnya. Fragmen-fragmen itu dapat merupakansetiap jenis batugamping atau dolomit, namun menurutpengalaman Pettijohn, fragmen-fragmen itu umumnya berbutirhalus dan mikritik. Dalam konglomerat kasar, fragmen tertanamdalam matriks pasir karbonat, umumnya oolitik, dan umumnyamengandung partikel kuarsa yang membundar. Konglomeratseperti itu mungkin merupakan produk lekang kerut dan indurasilumpur gamping, namun dapat pula merupakan produk fragmentasisubakuatis dan pengangkutan oleh arus turbid. Konglomerat yangpaling sering ditemukan adalah konglomerat yang merupakanproduk lekang kerut dan indurasi. Konglomerat itu biasanyaberasosiasi dengan lapisan lekang kerut dan gejala pesisir lain,terutama stromatolit, serta cenderung memiliki matriks pasiran.Konglomerat yang merupakan produk fragmentasi subakuatis danpengangkutan oleh arus turbid tidak memiliki kaitan apapun denganpesisir; konglomerat itu memiliki matriks lumpur dan berasosiasidengan graded bed atau gejala arus turbid lainnya. Kerikil pipihdalam beberapa konglomerat batugamping berdiri pada sisi palingpendek dan terbandelakan untuk membentuk apa yang disebutsebagai edgewise conglomerate. Struktur seperti itu jelas munculkarena kerikil penyusun konglomerat itu bentuknya memanjang dankarena terjadinya agitasi yang relatif kuat oleh gelombang danarus.


339 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Tipe konglomerat intraformational yang sering ditemukanadalah shale pebble conglomerate atau shale pebble breccia.Dalam konglomerat atau breksi ini, intraklasnya berupa fragmenserpih yang tipis dan berbentuk batang serta tertanam dalammatriks pasiran. Flat-pebble conglomerate seperti itu seringditemukan dalam endapan yang disusun oleh perselingan lapisanserpih dan batupasir. Shale-pebble conglomerate umumnyaditemukan di bagian dasar lapisan pasiran. Fragmen-fragmen itusendiri dapat berupa lemping atau potongan serpih yang jumlahnyatidak terlalu banyak dan tersebar, atau jumlahnya relatif banyak,memiliki panjang beberapa centimeter, dan tersebar secaraterbatas pada 5 atau 10 cm terbawah dari lapisan batupasir. Jikamuncul dalam paket redbed, sebagaimana yang sering terjadi,maka fragmen-fragmen itu mungkin merupakan desiccationfragment. Jika ditemukan dalam paket perselingan graywacke-serpih, maka fragmen-fragmen itu kemungkinan merupakan produkfragmentasi subakuatis (“rip-up clasts” yang dihasilkan oleh arusturbid).

Intraformational conglomerate kadang-kadang dapat tertukardengan breksi lipatan (fold breccia) yang terbentuk akibat tektonikatau dengan interformational conglomerate yang sebagian besaratau seluruhnya disusun oleh fragmen batugamping.

Pendeknya, dapat dikatakan bahwa intraformationalconglomerate, meskipun sering ditemukan, bukan merupakanindikator penghentian sedimentasi yang besar. Batuan itu dicirikanoleh ketipisannya, disusun oleh kerikil pipih yangmemperlihatkan edgewise arrangement, memiliki intraklas yangkomposisinya terbatas (hanya serpih atau batugamping),


340 of 350 1/5/2016 8:55 AM

berasosiasi dengan lapisan lekang kerut atau dengan lipatansubakuatis dan graded bed. Intraformational conglomerate yangterbentuk akibat nendatan subakuatis dan arus turbid sangatpenting karena, meskipun sangat tipis, endapan itu dapat memilikipenyebaran yang luas serta dapat berperan sebagai penunjukwaktu (time marker) yang sangat baik. Perlu diketahui bahwaperistiwa yang menghasilkan breksi seperti itu hanya berlangsungbeberapa jam saja.

Berikut akan dikemukakan beberapa contoh intraformationalconglomerate dan intraformational breccia yang ditemukan dalamrekaman batuan. Konglomerat dan breksi itu ditemukan dalambatugamping dan dolomit Paleozoikum paling bawah di daerahAppalachia. Gejala lekang kerut dan flat-pebble limestoneconglomerate yang dikenal luas ditemukan di Bellefonte,Pennsylvania (Walcott, 1894). Konglomerat dengan karakter danasal-usul yang mirip ditemukan dalam Conococheaque (KambriumAtas) di Maryland. Pada bagian puncak Gros Ventre dan di bawahbagian dasar Formasi Gallitan (Kambrium), bagian tengahWyoming, kita dapat menemukan contoh yang sangat baikdari flat-pebble conglomerate. Flat-pebble conglomerate dari MuavLimestone (Kambrium) di daerah Grand Canyon membentuk suatulapisan tipis yang dapat ditelusuri keberadaannya sejauh 97 kmpada arah yang lebih kurang tegak lurus terhadap garis pantaipurba (McKee, 1945). Endapan yang disebut terakhir ini ditafsirkansebagai produk fragmentasi subakuatis, bukan produk fragmentasiterestrial.

Batupasir yang mengandung kecur serpih banyak ditemukandalam rekaman batuan, terutama dalam paket endapan menghalus


341 of 350 1/5/2016 8:55 AM

ke atas yang terbentuk pada lingkungan sungai. Kerikil serpihmerah ditemukan dalam batupasir Juniata (Ordovisium) di bagiantengah Pennsylvania, dalam batupasir Catskill (Devon), dan dalambatupasir Mauch Chunk (Karbon Bawah) di bagian tengahPennsylvania. Semua endapan itu merupakan fasies fluvial.

“Breksi sabak” (“slate breccia”) Prakambrium yang tipis namunmemiliki penyebaran luas dan berperan sebagai lapisan penunjukdi daerah Iron River-Crystal Fall, Michigan, disusun oleh fragmen-fragmen sabak yang kecil dan tersebar secara tidak merata sertatertanam dalam matriks batulumpur piritik yang padat. Di banyaktempat, breksi sabak itu memiliki ketebalan kurang dari 3 meter.Breksi sabak itu ditafsirkan sebagai endapan arus turbid atauendapan nendatan subakuatis yang bersifat katastrofis (James dkk,1968).

6.11 BREKSI

“Breksi” (“breccia”) merupakan sebuah istilah generik danditerapkan pada berbagai jenis batuan yang disusun oleh fragmen-fragmen menyudut. Modus agregasi bukan merupakan faktor yangmembatasi pemakaian istilah breksi pada suatu batuan. Walaudemikian, sebuah kata atau frasa dapat ditambahkan pada kata“breksi” untuk menyatakan modus agregasinya. Istilah breksi terasabermanfaat karena definisinya yang longgar. Adanya definisi yangdemikian longgar merupakan salah satu ciri dari ilmu yang belummatang. Breksi merupakan sebuah istilah yang sarat bebansedemikian rupa sehingga akhirnya justru tidak informatif. Secaraumum, istilah breksi telah digunakan dalam pengertian yang kurangcermat. Istilah itu telah menjadi “keranjang sampah” dan digunakan


342 of 350 1/5/2016 8:55 AM

untuk menamakan batuan yang asal-usulnya beragam.Penggolongan breksi telah dikaji oleh Norton (1917) dan Reynolds(1928).

Dalam buku ini kita akan membedakan breksi non-sedimenter,yakni rudit yang disusun oleh komponen menyudut yang terbentukoleh proses-proses pasca pengendapan, dengan synsedimentarybreccia, yakni batuan yang disusun oleh fragmen-fragmen yangberkaitan dan seumur dengan proses sedimentasi. Kita akanmenggunakan istilah sharpstone conglomerate untuk menamakanbatuan yang disebut terakhir, sedangkan istilah breksi hanya akanditerapkan pada breksi non-sedimenter.

Breksi non-sedimenter (breksi dalam pengertian terbatas)merupakan kelompok batuan yang asal-usul dan bentuknya sangatberagam. Berdasarkan asal-usulnya, breksi dapat dibedakanmenjadi tiga kategori utama: (1) breksi kataklastik (cataclasticbreccia); (2) breksi piroklastik (pyroclastic breccia); dan (3) breksitumbukan (impact breccia). Breksi kataklastik, atau breksiautoklastik, adalah breksi yang proses fragmentasinya disebabkanoleh pergerakan suatu massa batuan terhadap massa batuanlain. Stress yang terlibat dalam pembentukan breksi kataklastikdapat berupa gravitational stress maupun tectonic stress. Dalambanyak kasus, pergerakan material itu relatif terbatas, dengansedikit komponen pergerakan lateral, bahkan mungkin tidak adapergerakan lateral sama sekali. Breksi piroklastik adalah breksiyang terbentuk oleh vulkanisme eksplosif. Breksi tumbukan (yangdisebut juga fallback breccia) merupakan produk tumbukan meteordan shattering.


343 of 350 1/5/2016 8:55 AM

6.11.1 Breksi Kataklastik

Dalam batuan kataklastik (atau apa yang disebut sebagaibatuan autoklastik oleh Grabau, 1904), fragmentasi terjadi akibatpergerakan massa batuan berukuran besar terhadap massa batuanlain. Material yang terletak diantara dua massa batuan itu tergerus.Pergerakan yang terjadi pada suatu bidang sesar dapatmenyebabkan terbentuknya breksi sesar (fault breccia) dan faultgouge. Jika sesarnya merupakan overthrust sheet, maka endapanyang dihasilkannya akan berupa suatu selimut tipis yang terletak dibagian bawah overthrust itu. Sebagaimana til yang terletak dibawah ice sheet, endapan itu dapat dianggap sebagai suatumorena (moraine), meskipun sudah barang tentu bukan morenaglasial (glacial moraine), melainkan morena tektonik (tectonicmoraine).

Breksi yang biasa dianggap termasuk ke dalam kategori breksikataklastik adalah breksi lipatan (fold breccia), breksi sesar (faultbreccia), dan konglomerat gerusan (crush conglomerate). Breksisesar dicirikan oleh hubungan yang saling memotong antarkomponen penyusunnya serta oleh kehadiran fault gouge.Bongkah-bongkah yang menghitam dan mengandung slickenside serta material serpihan yang mengandung ciri-ciri yang samamembuktikan terjadinya shearing yang biasanya berperan sebagaipenciri endapan ini. Morena atau bongkah tektonik serta materialsejenis yang ada di bagian dasar suatu massa overthrust lebihmudah tertukar dengan endapan rudit biasa apabila memilikihubungan konkordan secara lokal terhadap strata lain yangberasosiasi dengannya.


344 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Apa yang lebih sering ditemukan adalah breksi lipatan yangterbentuk akibat perlipatan tajam (sharp folding) lapisan-lapisangetas dan tipis yang terletak diantara lapisan-lapisan plastis yanginkompeten. Perselingan rijang dan serpih kemungkinan besarakan menghasilkan breksi lipatan ketika terlipat tajam. Breksilipatan memiliki penyebaran yang terbatas, yakni hanya pada stratayang terlipat tajam, serta kemungkinan besar akan menerus padalapisan-lapisan yang utuh.

Konglomerat gerus dihasilkan oleh deformasi batuan getasyang terkekarkan secara rapat. Rotasi bongkah yang terkekar-kan,serta granulasi (granulation) dan penggerusan (crushing), dapatmenghasilkan batuan yang mirip dengan konglomerat biasa.Fragmen berbentuk jajaran genjang, kemiripan komposisi fragmendan matriks, serta keterbatasan komposisi fragmen dan matriks(umumnya pada satu tipe batuan yang sama) merupakan ciri khasdari batuan ini. Konglomerat gerus kemungkinan besar tertukardengan konglomerat alas yang telah mengalami rekomposisi danterdeformasi setelah diendapkan.

6.11.2 Breksi Longsoran dan Breksi Nendatan

Sebagian breksi terbentuk akibat gerakan tanah yang dipicuoleh gravitational stress sederhana. Breksi longsoran (landslidebreccia) dan breksi nendatan (slump breccia) itu sebagianterbentuk di daratan dan sebagian lain terbentuk di bawah kolomair. Breksi itu umumnya memiliki penyebaran yang sangat terbatasdan secara kuantitatif tidak terlalu penting. Nendatan subakuatismenghasilkan slump fold dan breksi nendatan. Hal ini telah dibahaspada Bab 4. Nendatan dan longsoran, baik yang ada di daratan


345 of 350 1/5/2016 8:55 AM

maupun di bawah kolom air, apabila mendapatkan tambahan air,dapat berubah menjadi aliran lumpur (mudflow). Pada lingkunganakuatis, nendatan dan longsoran yang mendapatkan tambahan airdapat berubah menjadi mudstream dan arus turbid. Endapan yangdihasilkannya berupa tiloid, yakni suatu spesies batulumpurkonglomeratan yang telah dibahas di atas.

Longsoran berkaitan dengan lereng, struktur, dan litologi,terutama spesies mineral lempung tertentu yang ketikaterbasah-kan dapat berperan sebagai pelumas yang membantupergerakan massa tanah yang terletak diatasnya. Geologilongsoran dan fenomena lain yang berkaitan dengannya telahdibahas oleh Sharpe (1938).

Meskipun breksi longsoran merupakan endapan minor, namunkeberadaannya pernah ditemukan dalam rekaman geologi,misalnya saja dalam endapan Kambrium di Grand Canyon (Sharp,1940).

6.11.3 Breksi Runtuhan dan Breksi Larutan

Sebagian breksi berkaitan dengan pergerakan tanah akibathilangnya material yang terletak dibawahnya karena terlarutkan.Hal itu secara khusus berkaitan dengan pelarutan lapisan garamdan longsoran strata yang menindihnya, terutama batu-gamping.Breksi seperti itu memiliki posisi yang luas dan tetap dalamstratigrafi serta umumnya digantikan oleh lapisan garam jauh didalam bumi.

Breksi runtuhan memiliki ketebalan yang bervariasi, mulai dari


346 of 350 1/5/2016 8:55 AM

beberapa centimeter hingga 10 meter atau lebih. Breksi runtuhanterdiri dari fragmen-fragmen menyudut yang umumnya berbentuktabuler serta bongkah-bongkah batugamping dengan ukuran yangbervariasi. Kontak bawah dari lapisan breksi itu tajam; kontakatasnya tidak terlalu tajam. Breksi itu umumnya memiliki matriksyang berbutir halus sedemikian rupa sehingga perbedaan antaramatriks dengan fragmen menjadi jelas. Pada kasus lain, breksi itutersemenkan oleh coarse drusy calcite atau oleh tufa berstruktursarang lebah (comb-structure tufa). Sebagian breksi larutanmengalasi lubang-lubang yang terisi oleh sedimen halus. Kriteriauntuk membedakan breksi larutan (solution breccia) dari breksibatugamping (limestone breccia) atau breksi yang asal-usulnyaberbeda telah disajikan oleh Blount & Moore (1969).

Breksi larutan pernah ditemukan dalam endapan Karbon Awaldi baratdaya Montana (Middleton, 1961), dalam Kelompok Windsor(Karbon Awal) di Nova Scotia (Clifton, 1967), dalam Upper GlenRose (Kapur) di bagian tengah Texas, dalam St. Louis Limestone(Karbon Awal) di dekat Alton, Illinois (Morse, 1916), serta dalambatugamping Silur di daerah Mackinac, Michigan (Landes & Ehlers,1945).

Pelarutan batugamping yang terletak di bawah batupasir danserpih menyebabkan terbentuknya struktur cekungan (basinalstructure), suatu kategori struktur sinkhole yang berperan sebagaitempat pengendapan strata yang terletak diatasnya. Pergerakan kebawah, ke dalam lekukan yang sedang tumbuh, menyebabkanterjadinya deformasi, breksiasi, dan pembentukan slicken side.Lekukan-lekukan yang terisi itu, sebagian diantaranya memilikilebar dan kedalaman puluhan meter, pernah ditemukan di bagian


347 of 350 1/5/2016 8:55 AM

utara Illinois (Bretz, 1940) dan Missouri (Bretz, 1950).

6.11.4 Breksi Piroklastik

Endapan piroklastik berbutir kasar mencakup breksivulkanik (volcanic breccia), suatu endapan yang disusun olehbongkah-bongkah yang pernah diendapkan sebelumnya. Breksivulkanik berbeda dari aglomerat (agglomerate), yakni endapanyang disusun oleh bom atau lava yang mengalami pemadatan diudara (Wentworth & Williams, 1932).

Breksi vulkanik termasuk ke dalam kategori sedimenvulkaniklastik. Karena itu, endapan tersebut akan dibahas lebihjauh pada Bab 9.

6.11.5 Breksi Tumbukan atau Fallback Breccia

Baru-baru ini, mungkin sebagai hasil samping dari eksplorasibulan, para ahli geologi menujukan perhatian mereka padatumbukan meteor (meteoric impact). Meskipun beberapa kawahtumbukan (impact crater) yang ada di permukaan bumi telahdiketahui sejak lama, namun baru-baru ini saja diketahui bahwakawah itu berasosiasi dengan material “fallback” dan “base surge”.Pada kebanyakan kasus, material itu mengisi dan berasosiasi eratdengan kawah. Penelaahan khusus diberikan pada efek-efek shockmetamorphism (French & Short, 1968), terutamapembentukan coesite dan efek kejutan (shock) terhadap kuarsa(Chao, 1967).

Meskipun kawah tumbukan meteor dan material yang


348 of 350 1/5/2016 8:55 AM

berasosiasi dengannya sangat rentan terhadap penghancuran olehproses-proses permukaan dan, oleh karena itu, kemungkinan besartidak terawetkan dalam rekaman batuan, namun sebagian endapanpurba telah ditafsirkan sebagai produk tumbukan meteor. Salahsatu contoh yang paling jelas adalah Onaping “Tuff” (Prakambrium)yang sebelumnya ditafsirkan sebagai ignimbrit (Williams, 1957).Baru-baru ini, endapan itu dianggap sebagai fallbackmaterial (French, 1967, 1968) yang berkaitan dengan tumbukanmeteor. Shatter cone di bagian dasar kuarsit dan gejala lain yangdinisbahkan pada shock metamorphism dalam breksi itu sendirimendukung tafsiran yang disebut terakhir itu.

6.12 KONGLOMERAT SEMU DAN BREKSI SEMU

Beberapa batuan mirip dengan konglomerat dan batuan sepertiitu mungkin ditafsirkan secara keliru oleh orang-orang yang kurangberpengalaman. Bahkan, jika termetamorfosis, batuan seperti itudapat mengecoh orang-orang yang telah ber-pengalaman.

Diabas dan batuan lain yang berkaitan dengannya dapatterlapukkan secara in situ untuk menghasilkan boulder ofexfoliation yang membundar dan berukuran besar. Jika masihberada di tempat pembentukannya serta terkungkung oleh produkpelapukan yang berukuran lempung, bongkah itu dapatmemperlihatkan kenampakan luar yang mirip dengan konglomeratbongkah. Walau demikian, pengamatan yang seksama akan dapatmenyingkapkan tabir yang menyesatkan itu. Di bawah exfoliationshells konsentris dari “bongkah” seperti itu kita akan dapatmenemukan batuan yang masih segar dan keras.


349 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Batupasir yang banyak mengandung benda konkresionermembundar juga dapat memperlihatkan kenampakan sepertikonglomerat. Komposisi benda konkresioner itu, umumnyagampingan, dan fakta bahwa dalam banyak kasus laminasi daribatuan samping melewati benda konkresioner itu mengindikasikanbahwa benda itu merupakan gejala sekunder dan bukanmerupakan detritus.

Sebagian batugamping juga disusun oleh “bolaganggang” (“algal ball”), yakni onkolit berukuran kerikil danberstruktur konsentris. Benda itu mirip dengan kerikil yangmembundar baik. Sebagian diantaranya memang terbentuk disekeliling kerikil. Berbeda dengan konkresi, bola ganggangmerupakan komponen primer dari batuan. Bahwa benda itu bukanmerupakan detritus dapat dengan mudah diditeksi ketika benda itudipecahkan dan bagian dalamnya memperlihatkan strukturpertumbuhan (growth structure).

Sebagaimana telah dikemukakan pada bagiansebelumnya, shearing pada batuan getas yang terkekarkan secaraketat dapat menyebabkan terjadinya pembundaran pada bongkah-bongkah yang terkekarkan dan menghasilkan matriks yang miripdengan fault gouge dan “konglomerat tektonik” (“tectonicconglomerate”) yang dapat dengan mudah untuk tertukar dengankonglomerat sedimenter.

Proses-proses diagenetik tertentu dapat menghasilkan breksisemu (pseudobreccia) dalam batugamping tertentu. Hal itu telahdijelaskan oleh Bathurst (1959)., Royer (1938), dan Wallace (1913).


350 of 350 1/5/2016 8:55 AM

Pettijhon Bab 1-6Pettijhon Bab 1-6

Documents

Transcript of Pettijhon Bab 1-6Pettijhon Bab 1-6