LINGKUNGAN PENGENDAPAN

KARYA ILMIAH GEOLOGI DASAR

LINGKUNGAN PENGENDAPAN

Disusun Oleh :

M. DAYATTULLAH 1207045055

FAKULTAS MATEMATIKA DAN ILMU PENGETAHUAN ALAM

UNIVERSITAS MULAWARMAN

SAMARINDA

2013

BAB I

PENDAHULUAN

1.2 Latar Belakang

Beberapa aspek lingkungan sedimentasi purba yang dapat dievaluasi dari data struktur sedimen di

antaranya adalah mekanisme transportasi sedimen, arah aliran arus purba, kedalaman air relatif dan

kecepatan arus relatif. Selain itu beberapa struktur sedimen dapat juga digunakan untuk menentukan

atas dan bawah suatu lapisan.

Didalam sedimen umumnya turut terendapkan sisa-sisa organisme atau tumbuhan yang karena

tertimbun, terawetkan dan selama proses. Diagenesis tidak rusak dan turut menjadi bagian dari batuan

sedimen atau membentuk lapisan batuan sedimen. Sisa-sisa organisme atau tumbuhan yang terawetkan

ini dinamakan fossil. Jadi fosill adalah bukti atau sisa-sisa kehidupan zaman lampau. Dapat berupa

sisa organisme atau tumbuhan, seperti cangkang kerang, tulang atau gigi maupun jejak ataupun

cetakan.

Lingkungan pengendapan merupakan keseluruhan dari kondisi fisik, kimia dan biologi pada

tempat dimana material sedimen terakumulasi. (Krumbein dan Sloss, 1963) Jadi, lingkungan

pengendapan merupakan suatu lingkungan tempat terkumpulnya material sedimen yang dipengaruhi

oleh aspek fisik, kimia dan biologi yang dapat mempengaruhi karakteristik sedimen yang

dihasilkannya.

Secara umum dikenal 3 lingkungan pengendapan, lingkungan darat transisi, dan laut. Beberapa

contoh lingkungan darat misalnya endapan sungai dan endapan danau, ditransport oleh air, juga

dikenal dengan endapan gurun dan glestsyer yang diendapkan oleh angin yang dinamakan eolian.

Endapan transisi merupakan endapan yang terdapat di daerah antara darat dan laut seperti

delta,lagoon, dan litorial. Sedangkan yang termasuk endapan laut adalah endapan-endapan neritik,

batial, dan abisal. Contoh Lingkungan Pengendapan Pantai : Proses Fisik : ombak dan akifitas

gelombang laut, Proses Kimia : pelarutan dan pengendapan dan Proses Biologi : Burrowing. Ketiga

proses tersebut berasosiasi dan membentuk karakteristik pasir pantai, sebagai material sedimen yang

meliputi geometri, tekstur sedimen, struktur dan mineralogy.

Tiap lingkungan sedimen memiliki karakteristik akibat parameter fisika, kimia dan biologi dalam

fungsinya untuk menghasilkan suatu badan karakteristik sedimen oleh tekstur khusus, struktur, dan

sifat komposisi. Hal tersebut biasa disebut sebagai fasies. Istilah fasies sendiri akan mengarah kepada

perbedaan unit stratigrafi akibat pengaruh litologi, struktur, dan karakteristik organik yang terdeteksi

di lapangan. Fasies sedimen merupakan suatu unit batuan yang memperlihatkan suatu pengendapan

pada lingkungan.

2.2 Tujuan Percobaan

1. Mengetahui struktur sedimen

2. Mengetahui proses pembentukan sedimen.

BAB II

PEMBAHASAN

2.1 Pengertian Lingkungan Pengendapan

Lingkungan pengendapan adalah bagian dari permukaan bumi dimana proses fisik, kimia dan

biologi berbeda dengan daerah yang berbatasan dengannya (Selley, 1988). Sedangkan menurut Boggs

(1995) lingkungan pengendapan adalah karakteristik dari suatu tatanan geomorfik dimana proses fisik,

kimia dan biologi berlangsung yang menghasilkan suatu jenis endapan sedimen tertentu. Nichols

(1999) menambahkan yang dimaksud dengan proses tersebut adalah proses yang berlangsung selama

proses pembentukan, transportasi dan pengendapan sedimen. Perbedaan fisik dapat berupa elemen

statis ataupun dinamis. Elemen statis antara lain geometri cekungan, material endapan, kedalaman air

dan suhu, sedangkan elemen dinamis adalah energi, kecepatan dan arah pengendapan serta variasi

angin, ombak dan air. Termasuk dalam perbedaan kimia adalah komposisi dari cairan pembawa

sedimen, geokimia dari batuan asal di daerah tangkapan air (oksidasi dan reduksi (Eh), keasaman (Ph),

salinitas, kandungan karbon dioksida dan oksigen dari air, presipitasi dan solusi mineral). Sedangkan

perbedaan biologi tentu saja perbedaan pada fauna dan flora di tempat sedimen diendapkan maupun

daerah sepanjang perjalanannya sebelum diendapkan

(Gambar 2.1) Proses pengendapan lingkungan

Permukaan bumi mempunyai morfologi yang sangat beragam, mulai dari pegunungan, lembah

sungai, pedataran, padang pasir (desert), delta sampai ke laut. Dengan analogi pembagian ini,

lingkungan pengendapan secara garis besar dapat dibagi menjadi tiga kelompok, yakni darat (misalnya

sungai, danau dan gurun), peralihan (atau daerah transisi antara darat dan laut; seperti delta, lagun dan

daerah pasang surut) dan laut. Banyak penulis membagi lingkungan pengendapan berdasarkan versi

masing-masing. Selley (1988) misalnya, membagi lingkungan pengendapan menjadi 3 bagian besar:

darat, peralihan dan laut . Namun beberapa penulis lain membagi lingkungan pengendapan ini

langsung menjadi lebih rinci lagi. Lingkungan pengendapan tidak akan dapat ditafsirkan secara akurat

hanya berdasarkan suatu aspek fisik dari batuan saja. Maka dari itu untuk menganalisis lingkungan

pengendapan harus ditinjau mengenai struktur sedimen, ukuran butir (grain size), kandungan fosil

(bentuk dan jejaknya), kandungan mineral, runtunan tegak dan hubungan lateralnya, geometri serta

distribusi batuannya.

Fasies merupakan bagian yang sangat penting dalam mempelajari ilmu sedimentologi. Boggs

(1995) mengatakan bahwa dalam mempelajari lingkungan pengendapan sangat penting untuk

memahami dan membedakan dengan jelas antara lingkungan sedimentasi (sedimentary environment)

dengan lingkungan facies (facies environment). Lingkungan sedimentasi dicirikan oleh sifat fisik,

kimia dan biologi yang khusus yang beroperasi menghasilkan tubuh batuan yang dicirikan oleh

tekstur, struktur dan komposisi yang spesifik. Sedangkan facies menunjuk kepada unit stratigrafi yang

dibedakan oleh litologi, struktur dan karakteristik organik yang terdeteksi di lapangan. Kata fasies

didefinisikan yang berbeda-beda oleh banyak penulis. Namun demikian umumnya mereka sepakat

bahwa fasies merupakan ciri dari suatu satuan batuan sedimen. Ciri-ciri ini dapat berupa ciri fisik,

kimia dan biologi, seperti ukuran tubuh sedimen, struktur sedimen, besar dan bentuk butir, warna serta

kandungan biologi dari batuan sedimen tersebut. Sebagai contoh, fasies batupasir sedang bersilangsiur

(cross-bed medium sandstone facies). Beberapa contoh istilah fasies yang dititikberatkan pada

kepentingannya:

Litofasies: didasarkan pada ciri fisik dan kimia pada suatu batuan Biofasies: didasarkan pada

kandungan fauna dan flora pada batuan Iknofasies: difokuskan pada fosil jejak dalam batuan. Berbekal

pada ciri-ciri fisik, kimia dan biologi dapat dikonstruksi lingkungan dimana suatu runtunan batuan

sedimen diendapkan. Proses rekonstruksi tersebut disebut analisa fasies.

2.2 Klasifikasi lingkungan pengendapan (Selley, 1988)

1. Terestrial Padang pasir (desert)

2. Glasial

3. Daratan

4. Sungai

5. Encer (aqueous) Rawa (paludal)

6. Lakustrin

7. Delta

8. Peralihan

9. Estuarin

10. Lagun

11. Litoral (intertidal)

12. Reef

13. Laut

14. Neritik ( kedalaman 0-200 m)

15. Batial ( kedalaman 200-2000 m)

16. Abisal ( kedalaman > 2000 m)

2.3 LINGKUNGAN SUNGAI

Berdasarkan morfologinya sistem sungai dikelompokan menjadi 4 tipe sungai, sungai lurus

(straight), sungai teranyam (braided), sungai anastomasing, dan sungai kekelok (meandering).

1. Sungai Lurus (Straight)

Sungai lurus umumnya berada pada daerah bertopografi terjal mempunyai energi aliran kuat atau

deras. Energi yang kuat ini berdampak pada intensitas erosi vertikal yang tinggi, jauh lebih besar

dibandingkan erosi mendatarnya. Kondisi seperti itu membuat sungai jenis ini mempunyai

pengendapan sedimen yang lemah, sehingga alirannya lurus tidak berbelok-belok (low sinuosity).

Karena kemampuan sedimentasi yang kecil inilah maka sungai tipe ini jarang yang meninggalakan

endapan tebal. Sungai tipe ini biasanya dijumpai pada daerah pegunungan, yang mempunyai topografi

tajam. Sungai lurus ini sangat jarang dijumpai dan biasanya dijumpai pada jarak yang sangat pendek.

2. Sungai Kekelok (Meandering)

Sungai kekelok adalah sungai yang alirannya berkelok-kelok atau berbelok-belok . Leopold dan

Wolman (1957) dalam Reineck dan Singh (1980) menyebut sungai meandering jika sinuosity-nya

lebih dari 1.5. Pada sungai tipe ini erosi secara umum lemah sehingga pengendapan sedimen kuat.

Erosi horisontalnya lebih besar dibandingkan erosi vertikal, perbedaan ini semakin besar pada waktu

banjir. Hal ini menyebabkan aliran sungai sering berpindah tempat secara mendatar. Ini terjadi karena

adanya pengikisan tepi sungai oleh aliran air utama yang pada daerah kelokan sungai pinggir luar dan

pengendapan pada kelokan tepi dalam. Kalau proses ini berlangsung lama akan mengakibatkan aliran

sungai semakin bengkok. Pada kondisi tertentu bengkokan ini terputus, sehingga terjadinya danau

bekas aliran sungai yang berbentuk tapal kuda atau oxbow lake.

3. Sungai Teranyam (Braided)

Sungai teranyam umumnya terdapat pada daerah datar dengan energi arus alirannya lemah dan

batuan di sekitarnya lunak. Sungai tipe ini bercirikan debit air dan pengendapan sedimen tinggi.

Daerah yang rata menyebabkan aliran dengan mudah belok karena adanya benda yang merintangi

aliran sungai utama. Tipe sungai teranyam dapat dibedakan dari sungai kekelok dengan sedikitnya

jumlah lengkungan sungai, dan banyaknya pulau-pulau kecil di tengah sungai yang disebut gosong.

Sungai teranyam akan terbentuk dalam kondisi dimana sungai mempunyai fluktuasi dischard besar

dan cepat, kecepatan pasokan sedimen yang tinggi yang umumnya berbutir kasar, tebing mudah

tererosi dan tidak kohesif (Cant, 1982). Biasanya tipe sungai teranyam ini diapit oleh bukit di kiri dan

kanannya. Endapannya selain berasal dari material sungai juga berasal dari hasil erosi pada bukit-bukit

yang mengapitnya yang kemudian terbawa masuk ke dalam sungai. Runtunan endapan sungai

teranyam ini biasanya dengan pemilahan dan kelulusan yang baik, sehingga bagus sekali untuk batuan

waduk (reservoir).

Umumnya tipe sungai teranyam didominasi oleh pulau-pulau kecil (gosong) berbagai ukuran

yang dibentuk oleh pasir dan krikil. Pola aliran sungai teranyam terkonsentrasi pada zona aliran utama.

Jika sedang banjir sungai ini banyak material yang terbawa terhambat pada tengah sungai baik berupa

batang pepohonan ataupun ranting-ranting pepohonan. Akibat sering terjadinya banjir maka di

sepanjang bantaran sungai terdapat lumpur yang mendominasi hampir di sepanjang bantaran sungai.

4. Sungai Anastomasing

Sungai anastomasing terjadi karena adanya dua aliran sungai yang bercabang-cabang, dimana

cabang yang satu dengan cabang yang lain bertemu kembali pada titik dan kemudian bersatu kembali

pada titik yang lain membentuk satu aliran. Energi alir sungai tipe ini rendah. Ada perbedaan yang

jelas antara sungai teranyam dan sungai anastomosing. Pada sungai teranyam (braided), aliran sungai

menyebar dan kemudian bersatu kembali menyatu masih dalam lembah sungai tersebut yang lebar.

Sedangkan untuk sungai anastomasing adalah beberapa sungai yang terbagi menjadi beberapa cabang

sungai kecil dan bertemu kembali pada induk sungai pada jarak tertentu . Pada daerah onggokan

sungai sering diendapkan material halus dan biasanya ditutupi oleh vegetasi.

2.4 LACUSTRIN

Lacustrin atau danau adalah suatu lingkungan tempat berkumpulnya air yang tidak berhubungan

dengan laut. Lingkungan ini bervariasi dalam kedalaman, lebar dan salinitas yang berkisar dari air

tawar hingga hipersaline. Pada lingkungan ini juga dijumpai adanya delta, barried island hingga kipas

bawah air yang diendapkan dengan arus turbidit. Danau juga mengendapkan klastika dan endapan

karbonat termasuk oolit dan terumbu dari alga. Pada daerah beriklim kering dapat terbentuk endapan

evaporit. Endapan danau ini dibedakan dari endapan laut dari kandungan fosil dan aspek geokimianya.

Danau dapat terbentuk melalui beberapa mekanisme, yaitu berupa pergerakan tektonik sebagai

pensesaran dan pemekaran; proses glasiasi seperti ice scouring, ice damming dan moraine damming

(penyumbatan oleh batu); pergerakan tanah atau hasil dari aktifitas volkanik sebagai penyumbatan

lava atau danau kawah hasil peledakan.

Visher (1965) dan Kukal (1971) dalam selley (1988) membagi lingkungan lacustrin menjadi dua

yaitu danau permanen dan danau ephemeral . Danau permanen mempunyai 4 model dan danau

ephemeral mempunyai 2 model .

2.5 DANAU PERMANEN

Danau permanen model pertama adalah danau yang terisi oleh endapan klastika yang terletak di

daerah pegunungan. Danau ini mempunyai hubungan dengan lingkungan delta sungai yang

berkembang ke arah danau dengan mengendapkan pasir dan sedimen suspensi berukuran halus. Ciri

dari endapan danau ini dan juga endapan model lainnya adalah berupa varve yaitu laminasi lempung

yang reguler. Pada endapan danau periglasial, varves berbentuk perselingan antara lempung dan lanau.

Lanau diendapkan pada saat mencairnya es, sedangkan lempung diendapkan pada musim dingin

dimana tidak ada air sungai yang mengallir ke danau. Contoh danau ini adalah Danau Costance dan

Danau Zug di Pegunungan Alpen.

Danau permanen model kedua adalah danau yang terletak di dataran rendah dengan iklim yang

hangat. Material yang dibawa oleh sungai dalam jumlah yang sedikit. Endapan karbonat terbentuk

pada daerah yang jauh dari mulut sungai disekitar pantai. Cangkang-cangkang molluska dijumpai pada

endapan pantai, yang dapat membentuk kalkarenit jika energi gelombang cukup besar. Kearah dalam

dijumpai adanya ganggang merah berkomposisi gampingan. Contoh danau ini adalah Danau Schonau

di Jerman dan Danau Great Ploner di Kanada Selatan.

Danau permanen model ketiga adalah danau dengan endapan sapropelite (lempung kaya akan

organik) pada bagian dalam yang dikelilingi oleh karbonat di daerah dangkal. Endapan pantai berupa

ganggang dan molluska. Danau permanen model ke empat dicirikan oleh adanya marsh pada daerah

dangkal yang kearah dalam menjadi sapropelite. Contoh dari danau ini adalah Danau Gytta di Utara

Kanada.

2.6 DANAU EPHERMAL

Danau ephemeral adalah danau yang terbentuk dalam jangka waktu yang pendek di daerah gurun

dengan iklim yang panas. Hujan hanya terjadi sesekali dalam setahun. Danau playa antar-gunung pada

bagian dekat pegunungan berupa fan alluvial piedmont yang kearah luar berubah menjadi pasir dan

lempung. Ciri dari danau playa ini adalah lempung berwarna merah-coklat yang setempat disisipi oleh

lanau dan gamping. Contoh danau ini adalah Danau Qa Saleb dan Qa Disi di Jordania.

Karena adanya pengaruh evaporasi, danau ephemeral ini dapat membentuk endapan evaporite

pada lingkungan sabkha. Contoh dari danau ini adalah Danau Soda di Amerika Utara dan di Gurun

Sahara dan Arab.

2.7 LAGUN ( LAGOON )

Lagun adalah suatu kawasan berair dangkal yang masih berhubungan dengan laut lepas, dibatasi

oleh suatu punggungan memanjang (barrier) dan relatif sejajar dengan pantai (Gambar VII.15). Maka

dari itu lagun umumnya tidak luas dan dangkal dengan energi rendah. Beberapa lagun yang dianggap

besar, misalnya Leeward Lagoon di Bahama luasnya hanya 10.000 km dengan kedalaman + 10 m

(Jordan, 1978, dalam Bruce W. Sellwood, 1990).

Akibat terhalang oleh tanggul, maka pergerakan air di lagun dipengaruhi oleh arus pasang surut

yang keluar/masuk lewat celah tanggul (inlet). Kawasan tersebut secara klasik dikelompokkan sebagi

daerah peralihan darat - laut (Pettijohn, 1957), dengan salinitas air dari tawar (fresh water) sampai

sangat asin (hypersalin). Keragaman salinitas tersebut akibat adanya pengaruh kondisi hidrologi, iklim

dan jenis material batuan yang diendapkan di lagun. Lagun di daerah kering memiliki salinitas yang

lebih tinggi dibanding dengan lagun di daerah basah (humid), hal ini dikarenakan kurangnya air tawar

yang masuk ke daerah itu.

Berdasarkan batasan-batasan tersebut diatas maka batuan sedimen lagun sepintas kurang berarti

dalam aspek geologi. Akan tetapi bila diamati lebih rinci mengenai aspek lingkungan

pengendapannya, lagun akan dapat bertindak sebagai penyekat perangkap stratigrafi minyak.

Transportasi material sedimen di lagun dilakukan oleh, air pasang energi ombak, angin yang

dengan sendirinya dikendalikan iklim sehingga akan mempengaruhi kondisi biologi dan kimia lagun.

Endapan delta (tidal delta) dapat terbentuk dibagian ujung alur pemisah tanggul, yaitu didalam lagun

atau dibagian laut terbuka (Boggs, 1995). Material delta tersebut agak kasar sebagai sisipan pada

fraksi halus, yaitu bila terjadi aktifitas gelombang besar yang mengerosi tanggul dan terendapkan di

lagun melalui celah tersebut.

a. Bentuk dan Genesa Lagun

Bentuk dan genesa lagun berkaitan erat dengan genesa tanggul (barrier), sehingga dalam hal ini

mencirikan pula kondisi geologi dan fisiografi daerah lagun. Bentuk lagun umunnya memanjang

relatif sejajar dengan garis panti sedangkan yang dibatasi oleh atol reef bentuk lagunnya relatif

melingkar.

Bentuk lagun yang memanjang sejajar garis pantai terjadi apabila tanggul relatif sejajar dengan

garis pantai yang disusun oleh reef ataupun berupa sedimen klasik yang lain misalnya satuan batu

pasir. Lagun yang dibatasi atol reef terbentuk relatip bersamaan dengan pembentukan atol, akibat

proses penurunan dasar cekungan (tempat reef tumbuh) kecepatnya seimbang dengan pembentukan

reef.

Kondisi muka-laut juga berpengaruh terhadap lagun. Pada laut yang konstan maka dibagian

bawah lagun akan terendapkan sedimen klastik halus yang kemudian ditutupi oleh rawa - rawa dengan

ketebalan mencapai setengah tinggi air pasang. Kontak antara batuan sedimen dan batuan di bawahnya

adalah horizontal. Satuan batuan fraksi halus dengan sisipan batubara muda (peat) di daerah rawa akan

berhubungan saling menjari dengan batupasir di daerah tanggul. Selain itu batuan sedimen lagun yang

menebal ke atas dan menumpang di bagian atas shoreface biasanya terjadi menyertai proses transgresi.

Lagun juga dapat terbentuk pada daerah tektonik estuarine (Fairbridge RW, 1980 dalam Boggs, 1995)

yang disebabkan oleh aktivitas tektonik sehingga terjadi pengangkatan di bagian tepi pantai dan

membelakangi bagian rendahan yang membentuk lagun.

b. Lingkungan Pengendapan

Lingkungan lagun karena ada tanggul maka berenergi rendah sehingga material yang diendapkan

berupa fraksi halus, kadang juga dijumpai batupasir dan batulumpur. Beberapa lagun yang tidak

bertindak sebagai muara sungai, maka material yang diendapkan didominasi oleh material marin.

Material pengisi lagun dapat berasal dari erosi barrier (wash over) yang berukuran pasir dan lebih

kasar. Apabila ada penghalang berupa reef, dapat juga dijumpai pecahan-pecahan cangkang di bagian

backbarier atau di tidal delta. Akibat angin partikel halus dari tanggul dapat terangkut dan diendapkan

di lagun. Angin tersebut dapat juga menyebabkan terjadinya gelombang pasang yang menerpa garis

pantai dan menimbulkan energi tinggi sehingga terjadi pengikisan dan pengendapan fraksi kasar.

Struktur sedimen yang berkembang umumnya pejal (pada batulempung abu-abu gelap) dengan sisipan

tipis batupasir halus (batulempung Formasi Lidah di Kendang Timur), gelembur - gelombang dengan

beberapa internal small scale cross lamination yang melibatkan batulempung pasiran. Struktur

bioturbasi sering dijumpai pada batulempung pasiran (siltstone) yang bersisipan batupasir dibagian

dasar lagun (Boggs, 1995). Batupasir tersebut ditafsirkan sebagai hasil endapan angin, umumnya

berstruktur perarian sejajar dan kadang juga berstruktur ripple cross-lamination.

c. Delta

Kata Delta digunakan pertama kali oleh Filosof Yunani yang bernama Herodotus pada tahun 490

SM, dalam penelitiannya pada suatu bidang segitiga yang dibentuk oleh oleh alluvial pada muara

Sungai Nil.

Sebagian besar Delta modern saat ini berbentuk segitiga dan sebagian besar bentuknya tidak

beraturan. Bila dibandingkan dengan Delta yang pertama kali dinyatakan oleh Herodotus pada sungai

nil. Ada istilah lain dari Delta adalah seperti yang dikemukakan oleh Elliot dan Bhatacharya (Allen,

1994) adalah “Discrette shoreline proturberance formed when a river enters an ocean or other large

body of water”.

Proses pembentukan delta adalah akibat akumulasi dari sedimen fluvial (sungai) pada “lacustrine”

atau “marine coastline”. Delta merupakan sebuah lingkungan yang sangat komplek dimana beberapa

faktor utama mengontrol proses distribusi sedimen dan morfologi delta, faktor-faktor tersebut adalah

regime sungai, pasang surut (tide), gelombang, iklim, kedalaman air dan subsiden (Tucker, 1981).

Untuk membentuk sebuah delta, sungai harus mensuplai sedimen secara cukup untuk membentuk

akumulasi aktif, dalam hal ini prograding system. Secara sederhana ini berarti bahwa jumlah sedimen

yang diendapkan harus lebih banyak dibandingkan dengan sedimen yang terkena dampak gelombang

dan pasang surut. Dalam beberapa kasus, pengendapan sedimen fluvial ini banyak berubah karena

faktor diatas, sehingga banyak ditemukan variasi karakteristik pengendapan sedimennya, meliputi

distributary channels, river-mouth bars, interdistributary bays, tidal flat, tidal ridges, beaches, eolian

dunes, swamps, marshes dan evavorites flats (Coleman, 1982).

Ketika sebuah sungai memasuki laut dan terjadi penurunan kecepatan secara drastis, yang

diakibatkan bertemunya arus sungai dengan gelombang, maka endapan-endapan yang dibawanya akan

terendapkan secara cepat dan terbentuklah sebuah delta. Deposit (endapan) pada delta purba telah

diteliti dalam urutan umur stratigrafi, dan sedimen yang ada di delta sangat penting dalam pencarian

minyak, gas, batubara dan uranium. Delta - delta modern saat ini berada pada semua kontinen kecuali

Antartica. Bentuk delta yang besar diakibatkan oleh sistem drainase yang aktif dengan kandungan

sedimen yang tinggi.

Klasifikasi dan pengendapan delta

Berdasarkan sumber endapannya, secara mendasar delta dapat dibedakan menjadi dua jenis (Nemec,

1990 dalam Boggs, 1995), yaitu:

1. Non Alluvial Delta

­ Pyroklastik delta

­ Lava delta

2. Alluvial Delta

- River Delta, Pembentukannya dari deposit sungai tunggal.

- Braidplain Delta, Pembentukannya dari sistem deposit aliran “teranyam”

- Alluvial fan Delta, Pembentukannya pada lereng yang curam dikaki gunung yang luas yang

dibawa air.

- Scree-apron deltas, Terbentuk ketika endapan scree memasuki air.

Pada tahun 1975, M.O Hayes (Allen & Coadou, 1982) mengemukakan sebuah konsep tentang

klasifikasi coastal yang didasarkan pada hubungan antara kisaran pasang surut (mikrotidal, mesotidal

dan makrotidal) dan proses sedimentologi. Pada tahun 1975, Galloway (Allen & Coadou, 1982)

menggunakan konsep in dalam penerapannya terhadap aluvial delta, sehingga disimpulkan klasifikasi

delta berdasarkan pada delta front regime dibagi menjadi tiga , yaitu :

1. Fluvial-dominated Delta

2. Tide-dominated Delta

3. Wave-dominated Delta

Fisiografi Delta

Berdasarkan fisiografinya, delta dapat diklasifikasikan menjadi tiga bagian utama (Gambar

VII.29), yaitu :

1. Delta plain.

2. Front Delta.

3. Prodelta

Delta Plain

Delta plain merupakan bagian kearah darat dari suatu delta. Umumnya terdiri dari endapan marsh

dan rawa yang berbutir halus seperti serpih dan bahan-bahan organik (batubara). Delta plain

merupakan bagian dari delta yang karakteristik lingkungannya didominasi oleh proses fluvial dan

tidal. Pada delta plain sangat jarang ditemukan adanya aktivitas dari gelombang yang sangat besar.

Daerah delta plain ini ditoreh (incised) oleh fluvial distributaries dengan kedalaman berkisar dari 5 –

30 m. Pada distributaries channel ini sering terendapkan endapan batupasir channel-fill yang sangat

baik untuk reservoir (Allen & Coadou, 1982).

Delta front

Delta front merupakan daerah dimana endapan sedimen dari sungai bergerak memasuki cekungan

dan berasosiasi/berinteraksi dengan proses cekungan (basinal). Akibat adanya perubahan pada kondisi

hidrolik, maka sedimen dari sungai akan memasuki cekungan dan terjadi penurunan kecepatan secara

tiba-tiba yang menyebabkan diendapkannya material-material dari sungai tersebut. Kemudian

material-material tersebut akan didistribusikan dan dipengaruhi oleh proses basinal. Umumnya pasir

yang diendapkan pada daerah ini terendapkan pada distributary inlet sebagai bar. Konfigurasi dan

karakteristik dari bar ini umumnya sangat cocok sebagai reservoir, didukung dengan aktivitas laut

yang mempengaruhinya (Allen & Coadou, 1982).

Prodelta

Prodelta adalah bagian delta yang paling menjauh kearah laut atau sering disebut pula sebagai

delta front slope. Endapan prodelta biasanya dicirikan dengan endapan berbutir halus seperti lempung

dan lanau. Pada daerah ini sering ditemukan zona lumpur (mud zone) tanpa kehadiran pasir. Batupasir

umumnya terendapkan pada delta front khususnya pada daerah distributary inlet, sehingga pada daerah

prodelta hanya diendapkan suspensi halus. Endapan-endapan prodelta merupakan transisi kepada

shelf-mud deposite. Endapan prodelta umumnya sulit dibedakan dengan shelf-mud deposite.

Keduanya hanya dapat dibedakan ketika adanya suatu data runtutan vertikal dan horisontal yang baik

(Reineck & Singh, 1980).

2.8 ESTUARIN

Beberapa ahli geologi mengemukakan beberapa pengertian yang bermacam-macam tentang

estuarin. Pritchard, 1967 (Reineck & Singh, 1980) mengemukakan bahwa estuarin adalah “a semi-

enclosed coastal body of water which has a free connection with the open sea and within which sea

water is measurably diluted with fresh water derived from land drainage”. Ada dua faktor penting

yang mengontrol aktivitas di estuarin, yaitu volume air pada saat pasang surut dan volume air tawar

(fresh water) serta bentuk estuarin. Endapan sedimen pada lingkungan estuarin dibawa dua aktivitas,

yaitu oleh arus sungai dan dari laut terbuka. Transpor sedimen dari laut lepas akan sangat tergantung

dari rasio besaran tidal dan disharge sungai. Estuarin diklasifikasikan menjadi tiga daerah yaitu :

1. Marine atau lower estuarin, yaitu estuarine yang secara bebas berhubungan dengan laut bebas,

sehingga karakteristik air laut sangat terasa pada daerah ini.

2. Middle estuarin, yaitu daerah dimana terjadi percampuran antara fresh water dan air asin secara

seimbang.

3. Fluvial atau upper estuarin, yaitu daerah estuarin dimana fresh water lebih mendominasi, tetapi

tidal masih masih berpengaruh (harian)

Marine atau lower estuarin adalah estuarine yang secara bebas berhubungan dengan laut bebas,

sehingga karakteristik air laut sangat terasa pada daerah ini. Daerah dimana terjadi percampuran antara

fresh water dan air asin secara seimbang disebut middle estuarin. Sedangkan fluvial atau upper

estuarin, yaitu daerah estuarin dimana fresh water lebih mendominasi, tetapi tidal masih masih

berpengaruh (harian). Friendman & Sanders (1978) dalam Reineck & Singh mengungkapkan bahwa

pada fluvial estuarin konsentrasi suspensi yang terendapkan lebih kecil (<160mg/l) dibanding pada

sungai yang membentuk delta. Gambar VII.31 Skema system lingkungan pengendapan estuarin yang

sangat dipengaruhi gelombang (Dalrymple, 1992) Berdasarkan aktivitas dari tidal yang

mempengaruhinya, estuarin dapat diklasifikasikan menjadi tiga (Hayes, 1976 dalam Reading, 1978),

yaitu :

1. Mikrotidal estuarin.

2. Mesotidal estuarin.

3. Makrotidal estuarin

Pada mikrotidal estuarin, perkembangan daerahnya sering ditandai dengan kemampuan disharge

dari sungai untuk menahan arus tidal yang masuk ke dalam sungai, meskipun kadang-kadang pada

saat disharge sungai sangat kecil, arus tidal dapat masuk sampai ke sungai. Pada mesotidal estuarin,

efektivitas dari tidal lebih efektif dibanding pada mikrotidal, khususnya ini terjadi pada sungai bagian

bawah. Pada makrotidal estuarin sering ditemukan funnel shaped dan linier tidal sand ridges. Arus

tidal sangat efektif dalam sirkulasi daerah ini, serta endapan suspensi umumnya diendapkan pada

dataran (flats) intertidal pada daerah batas estuarin (Reading, 1978). Endapan pada daerah estuarin

umumnya aggradational dengan alas biasanya berupa lapisan erosional hasil scour pada mulut sungai.

Hal ini berbeda dengan endapan delta yang umumnya progadational yang sering menunjukan urutan

mengkasar keatas. Pada daerah estuarin yang sangat dipengaruhi oleh tidal, endapannya akan sangat

sulit dibedakan dengan daerah lingkungan pengendapan tidal, untuk membedakannya harus didapat

informasi dan runtunan endapan secara lengkap (Nichols, 1999).

2.9 TIDAL FLAT

Tidal flat merupakan lingkungan yang terbentuk pada energi gelombang laut yang rendah dan

umumnya terjadi pada daerah dengan daerah pantai mesotidal dan makrotidal. Pasang surut dengan

amplitudo yang besar umumnya terjadi pada pantai dengan permukaan air yang sangat besar/luas.

Danau dan cekungan laut kecil yang terpisah dari laut terbuka biasanya hanya mengalami efek yang

kecil dari pasang surut ini, seperti pada laut mediterania yang ketinggian pasang surutnya hanya

berkisar dari 10 – 20 cm. Luas dari daerah tidal flat ini berkisar antara beberapa kilometer sampai 25

km (Boggs, 1995). Berdasarkan pada elevasinya terhadap tinggi rendahnya pasang surut, lingkungan

tidal flat dapat dibagi menjadi tiga zona, yaitu subtidal, intertidal dan supratidal . Pembagian serta

hubungan antara zona-zona pada lingkungan tidal flat (Boggs, 1995) Zona subtidal meliputi daerah

dibawah rata-rata level pasang surut yang rendah dan biasanya selalu digenangi air secara terus

menerus. Zona ini sangat dipengaruhi oleh tidal channel dan pengaruh gelombang laut, sehingga pada

daerah ini sering diendapkan bedload dengan ukuran pasir (sand flat). Pada zona ini sering terbentuk

subtidal bar dan shoal. Pengendapan pada daerah subtidal utamanya terjadi oleh akresi lateral dari

sedimen pasiran pada tidal channel dan bar. Migrasi pada tidal channel ini sama dengan yang terjadi

pada lingkungan sungai meandering. Zona intertidal meliputi daerah dengan level pasang surut rendah

sampai tinggi. Endapannya dapat tersingkap antara satu atau dua kali dalam sehari, tergantung dari

kondisi pasang surut dan angin lokal. Pada daerah ini biasanya tidak tumbuh vegetasi yang baik,

karena adanya aktifitas air laut yang cukup sering (Boggs, 1995). Karena intertidal merupakan daerah

perbatasan antara pasang surut yang tinggi dan rendah, sehinnga merupakan daerah pencampuran

antara akresi lateral dan pengendapan suspensi, maka daerah ini umumnya tersusun oleh endapan yang

berkisar dari lumpur pada daerah batas pasang surut tinggi sampai pasir pada batas pasang surut

rendah (mix flat). Pada daerah dengan pasang surut lemah disertai adanya aktivitas ombak pada

endapan pasir intertidal dapat menyebabkan terbentuknya asimetri dan simetri ripples. Facies intertidal

didominasi oleh perselingan lempung, lanau dan pasir yang memperlihatkan struktur flaser, wavy dan

lapisan lentikular. Facies seperti ini menunjukan adanya fluktuasi yang konstan dengan kondisi energi

yang rendah (Reading, 1978) Zona supratidal berada diatas rata-rata level pasang surut yang tinggi.

Karena letaknya yang lebih dominan ke arah darat, zona ini sangat dipengaruhi oleh iklim. Pada

daerah sedang, daerah ini kadang-kadang ditutupi oleh endapan marsh garam , dengan perselingan

antara lempung dan lanau (mud flat) serta sering terkena bioturbasi (skolithtos). Pada daerah beriklim

kering sering terbentuk endapan evaporit flat. Daerah ini umumnya ditoreh oleh tidal channel (incised

tidal channel) yang membawa endapan bedload di sepanjang alur sungainya. Pengendapan pada tidal

channel umumnya sangat dipengaruhi oleh arus tidal sendiri, sedangkan pada daerah datar di

sekitarnya (tidal flat), pengendapannya akan dipengaruhi pula oleh aktivitas dari gelombang yang

diakibatkan oleh air ataupun angin. Suksesi endapan pada lingkungan tidal flat umumnya

memperlihatkan sistem progadasi dengan penghalusan ke atas sebagai refleksi dari batupasir pada

pasang surut rendah (subtidal) ke lumpur pada pasang surut tinggi (supratidal dan intertidal bagian

atas). Blok diagram silisiklastik pada lingkungan tidal flat (Dalrymple, 1992 dalam Walker & James,

1992).

2.10 NERITIK (Shelf Environment)

Daerah shelf merupakan daerah lingkungan pengendapan yang berada diantara daerah laut

dangkal sampai batas shelf break . Heckel (1967) dalam Boggs (1995) membagi lingkungan shelf ini

menjadi dua jenis, perikontinental (marginal) dan epikontinental (epeiric).

Perikontinental shelf adalah lingkungan laut dangkal yang terutama menempati daerah di sekitar batas

kontinen (transitional crust) shelf dengan laut dalam. Perikontinental seringkali kehilangan sebagian

besar dari endapan sedimennya (pasir dan material berbutir halus lainnya), karena endapan-endapan

tersebut bergerak memasuki laut dalam dengan proses arus traksi dan pergerakan graviti (gravity mass

movement). Karena keberadaannya di daerah kerak transisi (transitional crust), perikontinental juga

sering menunjukan penurunan (subsidence) yang besar, khususnya pada tahap awal pembentukan

cekungan, yang dapat mengakibatkan terbentuknya endapan yan tebal pada daerah ini (Einsele, 1992).

Sedangkan epikontinental adalah lingkungan laut yang berada pada daerah kontinen (daratan) dengan

sisi-sisinya dibatasi oleh beberapa daratan. Daerah ini biasanya dibentuk jauh dari pusat badai (storm)

dan arus laut, sehingga seringkali terproteksi dengan baik dari kedua pengaruh tersebut. Jika sebagian

dari daerah epeiric ini tertutup, maka ini akan semakin tidak dipengaruhi oleh gelombang dan arus

tidal.

Skema penampang lingkungan pengendapan laut (Boggs, 1995) Ada enam faktor yang

mempengaruhi proses sedimentasi pada lingkungan shelf (Reading, 1978), yaitu : 1. kecepatan dan

tipe suplai sedimen 2. tipe dan intensitas dari hidrolika regime shelf 3. fluktuasi muka air laut 4. iklim

5. interaksi binatang – sedimen 6. faktor kimia Pasir shelf modern sebagian besar (70%) adalah berupa

relict sedimen, meskipun kadang-kadang daerah shelf ini menerima secara langsung suplai pasir dari

luar daerah, seperti dari mulut sungai pada saat banjir dan dari pantai pada saat badai (Drake et al,

1972 dalam Reading, 1978). Endapan sedimen pada lingkungan shelf modern umumnya sangat

didominasi oleh lumpur dan pasir, meskipun kadang-kadang dijumpai bongkah-bongkah relict pada

beberapa daerah. Ada empat tipe arus (current) yang mempengaruhi proses sedimentasi pada daerah

shelf (Swift et al, 1971 dalam Boggs, 1995), yaitu :

1. Arus tidal.

2. Arus karena badai (storm).

3. Pengaruh gangguan arus lautan.

4. Arus density

Sehingga berdasarkan pada proses yang mendominasinya, lingkungan shelf ini secara dibagi

menjadi dua tipe (Nichols, 1999), yaitu shelf didominasi tidal (tide dominated shelves) dan shelf

didominasi badai (storm dominated shelves). Pada lingkungan shelf modern pada umumnya tidak ada

yang didominasi oleh pengaruh arus density.

Shelf yang didominasi oleh arus tidal ditandai dengan kehadiran tidal dengan kecepatan berkisar

dari 50 sampai 150 cm/det (Boggs, 1995). Sedangkan Reading (1978) mengungkapkan bahwa

beberapa shelf modern mempunyai ketinggian tidal antara 3 – 4m dengan maksimum kecepatan

permukaan arusnya antara 60 sampai >100 cm/det. Endapan yang khas yang dihasilkan pada daerah

dominasi pasang surut ini adalah endapan-endapan reworking in situ berupa linear ridge batupasir

(sand ribbons), sand waves (dunes), sand patches dan mud zones. Orientasi dari sand ridges tersebut

umumnya paralel dengan arah arus tidal dengan kemiringan pada daerah muka sekitar 50. Umumnya

batupasir pada shelf tide ini ditandai dengan kehadiran cross bedding baik berupa small-scale cross

bedding ataupun ripple cross bedding.

Shelf yang didominasi storm dicirikan dengan kecepatan tidal yang rendah (<25 m/det). Pada

daerah ini biasanya sangat sedikit terjadi pengendapan sedimen berbutir kasar, kecuali pada saat

terjadi badai yang intensif. Kondisi storm dapat mempengaruhi sedimentasi pada kedalaman 20 – 50

m. pada saat terjadi badai, daerah shelf ini menjadi area pengendapan lumpur dari suspensi. Material

klastik berbutir halus dibawa menuju daerah ini dari mulut sungai dalam kondisi suspensi oleh

geostrphik dan arus yang disebabkan angin (Nichols, 1999). Storm juga dapat mengakibatkan

perubahan (rework) pada dasar endapan sedimen yang telah diendapkan terlebih dahulu. Pada suksesi

daerah laut dangkal dengan pengaruh storm akan dicirikan dengan simetrikal (wave) laminasi

bergelombang (ripple), hummocky dan stratifikasi horisontal yang kadang-kadang tidak jelas terlihat

karena prose bioturbasi.

Oceanic (Deep-water Environment)

Sekitar 70% daerah bumi ini merupakan daerah cekungan laut dengan alas kerak samudra tipe

basaltis. Daerah cekungan laut dalam merupakan daerah yang pada bagian atanya dibatasi oleh

lingkungan shelf pada zona break, secara topografi ditandai dengan kemiringan yang curam (lebih

besar) dibandingkan dengan shelf.

Prinsip elemen dari Kontinental margin (Drake, C.L dan Burk, 1974 dalam Boggs, 1995) Lereng

benua (continental slope) dan continental rise merupakan perpanjangan dari shelf break. Kedalaman

lereng benua bermula dari shelf break dengan kedalaman rata-rata 130 m sampai dengan 1500-4000

m. Kemiringan pada lereng benua ini sekitar 40, walaupun ada variasi pada lingkungan delta (20) dan

pada lingkungan koral (450) (Boggs, 1995). Sedangkan kemiringan pada continental rise biasanya

lebih kecil dibandingkan kemiringan pada lereng benua. Karena lerengnya yang cukup curam

dibandingkan paparan, pada lereng benua ini sering merupakan daerah dari pergerakan arus turbidit.

Continental rise biasanya tidak akan ada pada daerah convergen atau aktif margin dimana subduksi

berlangsung. Morfologi pada lereng benua ini sering menunjukan bentuk cembung, kecuali pada

daerah-daerah yang yang mempunyai stuktur sangat aktif. Volume endapan sedimen yang dapat

mencapai lereng benua dan continental rise ini akan sangat bergantung pada lebarnya shelf dan jumlah

sedimen yang ada. Continental rise dan cekungan laut dalam membentuk sekitar 80% dari total dasar

laut. Bagian lebih dalam dari continental slope dibagi menjadi dua fisiografi, yaitu :

1. Lantai Samudra (ocean floor)

yang dikarakteristikan dengan kehadiran dataran abisal, perbukitan abisal (< 1 km) dan gunungapi laut

(> 1 km)

2. Oceanic Ridges

Dataran abisal merupakan daerah yang relatif sangat datar, kadang-kadang menjadi sedikit

bergelombang karena adanya seamount. Beberapa dataran abisal juga kadang-kadang terpotong oleh

channel-channel laut dalam. Pada pusat cekungan laut dalam biasanya terendapkan sedimen dari

material pelagik. Mid-oceanic ridges memanjang sejauh 60.000 km dan menutupi sekitar 30 – 35%

dari luas lautan.

Transport Laut Dalam

Aliran turbidit merupakan salah satu jenis aliran yang sangat banyak dilakukan kajian oleh para

peneliti. Aliran turbidit pada prinsipnya dapat terjadi pada berbagai macam lingkungan pengendapan,

tetapi aliran turbidit lebih sering ditemukan pada lingkungan laut dalam. Pada lingkungan laut dalam

sebenarnya terdapat beberapa proses transpor yang dapat terjadi (Boggs, 1995), yaitu :

1. Transport suspensi dekat permukaan oleh air dan angin

2. Transport nepheloid-layer

3. Transport arus tidal pada submarine canyon

4. Aliran sedimen gravitasi

5. Transpor oleh arus geostrophic contour

6. Transport oleh floating ice

Transport oleh aliran gravitasi adalah transpor yang mendominasi dan banyak dijadikan kajian

sejak beberapa tahun kebelakang. Sedimen dengan aliran gravitasi merupakan material-material yang

bergerak di bawah pengaruh gravitasi. Aliran gravitasi ini secara prinsip terbagi menjadi empat tipe

dengan karakteristik endapannya masing-masing.Keempat tipe tersebut adalah :

1. Aliran arus turbidit

2. Aliran sedimen liquefied

3. Aliran butiran (Grain Flow)

4. Aliran Debris (Debris Flow)

Kuenen dan Migliori (1950) dalam Allen (1978) memvisualisasikan aliran turbidit sebagai aliran

suspensi pasir dan lumpur dengan densitas yang tinggi serta gravitasi mencapai 1,5 – 2,0. Ketika aliran

melambat dan cairan turbulence berkurang, maka aliran turbidit akan kelebihan beban, dan

diendapkanlah butiran-butiran kasar. Beberapa percobaan menunjukan bahwa aliran turbidit secara

umum terbagi menjadi empat bagian, yaitu kepala, leher, tubuh dan ekor. Pengendapan dengan aliran

turbidit merupakan suatu proses yang sangat cepat, sehingga tidak terjadi pemilahan dari butiran

secara baik, kecuali pada grading yang normal pada sekuen Bouma (Nichols, 1999). Pasir yang

terendapkan oleh aliran turbidit umumnya lebih banyak berukuran lempung, mereka sering

diklasifikasikan sebagai wackes dalam klasifikasi Pettijohn.

Kipas Laut Dalam

Ngarai (canyons) pada shelf merupakan tempat masuknya aliran air dan sedimen ke dalam laut

dalam (Gambar VII. 37). Hal ini dapat dianalogikan dengan pembentukan alluvial fan. Pada setting

laut dalam, morfologi kipas juga dapat terbentuk, menyebar dari ngarai-ngarai dan membentuk

menyerupai kerucut (cone) pada lantai samudera. Morfologi tersebut terkenal dengan sebutan kipas

bawah laut (submarine fans). Ukuran dari kipas bawah laut ini sangat bervariasi, terbentang mulai dari

beberapa kilometer sampai 2000 km (Stow, 1985).

Proses sedimentasi yang terjadi pada kipas bawah laut ini umumnya didominasi oleh sistem aliran

turbidit yang membawa material-material dari shelf melalui ngarai-ngarai. Proses sedimentasi ini

membentuk trend yang sangat umum, dimana material yang kasar akan terendapkan dekat dengan

sumber dan material yang halus akan terendapkan pada bagian distal dari kipas. Kipas bawah laut

modern dan turbidit purba terbagi ke dalam tiga bagian, proximal (upper fan), medial (mid fan) dan

distal (lower fan).

Upper fan berada pada kedalaman beberapa meter sampai puluhan meter dengan lebar bisa

mencapai ratusan meter. Kecepatan aliran yang sangat cepat pada daerah ini menyebabkan endapan

yang terbentuk berupa endapan tipis, tanpa struktur sedimen atau perlapisan batuan yang kasar

(Nichols, 1999). Jika didasarkan pada sekuen endapan turbidit dari Bouma, maka pada daerah ini

banyak ditemukan endapan dengan tipe sekuen “a”, sedangkan pada overbank upper fan dan channel

sering ditemukan sekuen Bouma bagian atas (Tcde atau Tde). Pada daerah mid fan, aliran turbidit

menyebar dari bgian atas kipas (upper fan). Pada daerah ini endapan turbidit membentuk lobe (cuping)

yang menutupi hampir seluruh daerah ini. Unit stratigrafi yang terbentuk pada mid fan lobe ini,

idealnya berupa sekuen mengkasar ke atas (coarsening-up) serta adanya unit-unit channel. Pada mid

fan lobe ini sering ditemukan sekuen boma secara lengkap “ Ta-e dan Tb-e”. Kadang-kadang aliran

turbidit yang mengalir dari upper fan dan melintasi mid fan dapat pula mencapai daerah lower fan.

Daerah lower fan merupakan daerah terluar dari kipas bawah laut, dimana material yang diendapkan

pada daerah ini umumnya berupa pasir halus, lanau dan lempung. Lapisan tipis dari aliran turbidit ini

akan membentuk divisi Tcde dan Tde. Hemipelagic sedimen akan bertambah pada daerah ini seiring

dengan menurunnya proporsi endapan turbidit (Nichols, 1999).

2.11 SEDIMENTASI ANGIN

Di samping air, angin merupakan salah satu energi yang dapat mengikis dan mengangkut bahan-

bahan untuk diendapkan, khususnya pada daerah yang mempunyai iklim kering dan semi kering.

Angin terjadi karena perbedaan temperatur antara dua daerah yang berbeda di muka bumi akibat

ketidakseragaman pemanasan kedua tempat oleh sinar matahari yang menimbulkan beda tekanan.

Kekuatan angin ditentukan oleh besarnya beda tekanan pada kedua tempat dan jarak antara kedua

tempat tersebut (Sukendar Asikin, 1978). Kekuatan angin akan bertambah dengan bertambahnya jarak.

Gerakannya akan laminer jika perlahan dan turbulen bila cepat. Endapan sedimen yang berasal dari

proses pengendapan oleh angin disebut endapan eolian.

PENGENDAPAN ANGIN

Menurut Allen (1970), endapan oleh angin (eolian) dapat terjadi pada :

a. Daerah gurun, dimana iklimnya tropis, subtropis dan lintang tengah.

b. Daerah disekitar, outwash plain pada endapan glasial dan tudung es pada daerah lintang tinggi.

c. Di daerah pantai, di puncak pulau penghalang (barrier island) atau di muka pantai terbuka dalam

berbagai iklim.

Gurun terjadi pada lintang tengah dan rendah yang berhubungan dengan daerah yang tertutup

dengan curah hujan dari 30 cm. Daerahnya kira-kira 20 % - 25% dari total daratan sekarang (Boggs,

1995). Gurun modern yang terbesar dengan panjang 12.000 km dan lebar 3.000 km terletak antara

Afrika Utara dan Asia Tengah. Dengan gurun lain yang luas adalah Australia Tengah, berukuran 1500

- 3000 km. Gurun yang berukuran kecil berada di Afrika baratdaya, Chili - Peru dan Patagonia, dan di

baratnya Afrika Utara.

Pelapukan di gurun terjadi secara mekanis dan kimiawi. Pelapukan mekanis tergantung pada

perubahan gradien temperatur oleh pemanasan pada siang hari dan pendinginan pada malam hari.

Perbedaan temperatur permukaan batuan pada waktu siang dan malam dapat mencapai 50° C. Pada

kondisi seperti ini batuan secara perlahan akan rekah dan pecah. Butiran tersebut akan terbawa oleh

angin dan diendapkan sebagai bukit pasir.

Bukit pasir dapat pula terbentuk di muka pantai. Meskipun demikian hanya terjadi pada pantai

pada daerah kering dimana vegetasi (tumbuhan) tidak ada. Angin kering yang kuat dengan arah tegak

lurus pantai secara aktif memindahkan pasir menjadi gundukan pasir. Hanya sedikit gugusan bukit

pasir di muka pantai yang terjadi pada daerah curah hujan rendah. Selain itu, endapan angin dapat pula

terjadi pada outwash plain dari arus air es glasial yang ditemukan pada daerah lintang tinggi. Allen

(1970) menggambarkan bahwa angin mengangkut sedimen secara suspensi dan saltasi atau merayap

dipermukaan (surface creep).

Butiran yang halus (0 - 0,2 mm ) akan diangkat secara suspensi, yaitu sedimen dibawa oleh angin

tanpa terjadi kontak dengan lapisan. Angin bertiup melalui alluvium yang mengering dan membawa

butiran terbang di udara Lanau lempung adalah contoh batuan yang dapat diangkut dengan cara

suspensi. Bahan ini umumnya akan diangkut melalui jarak yang lebih jauh.

Cara kedua adalah saltasi dimana butiran dengan ukuran yang lebih besar (0,2 - 2 mm) akan

diangkut dengan cara menggelinding, bergeser dan bertumbukan. Bila angin bertiup di atas permukaan

pasri, maka kalau cukup kuat butiran pasir akan melaju melalui seretan lompatan yang panjang. Jika

mendarat mereka akan terpantul dan meloncat kembali ke udara dan akan melontarkan butiran pasir

lainnya. Batupasir sangat halus adalah yang pertama dapat dipindahkan dengan saltasi.

Pengangkutan bahan yang berukuran pasir ini disebut sand storm. Pasir umumnya terdiri dari

mineral kwarsa yang membulat. Butiran demikian akan mampu melompat dengan mudah bila

terbentur dengan bahan yang keras seperti butiran pasir lainnya atau kerakal . Gambar 2 menunjukkan

trajektori saltasi dari butiran batupasir, dimana butiran yang lebih kecil akan mempunyai trajektori

yang lebih panjang dari pada butiran yang benar.

Studi tentang kecepatan ambang yang dibutuhkan untuk memulai pergerakan butir menunjukkan

bahwa kecepatan ambang bertambah dengan bertambahnya ukuran butir. Butiran yang lebih kecil

akan mempunyai kecepatan awal yang lebih kecil dari pada butiran yang besar.

Proses pemindahan bahan-bahan oleh angin dapat terjadi dengan 2 cara, yaitu deflasi dan abrasi

(Sukendar Asikin, 1978).

Deflasi adalah proses pemindahan bahan dengan cara menyapu bahan- bahan Yang ringan.

Proses ini menghasilkan relief di gurun-gurun pasir. Deflasi dapat pula menyebabkan lekukan yang

dalam hingga beberapa ratus meter di bawah permukaan laut. Kalau mencapai batas permukaan air

tanah, maka akan membentuk oase (mata air di gurun)

Abrasi adalah pengikisan oleh angin yang menggunakan bahan yang diangkutnya sebagai senjata.

Daerahnya tidak luas. Contohnya adalah batuan bentuk jamur yang terjadi karena bahan yang diangkut

tidak merata. Dibagian bawah lebih banyak dan lebih kasar dibandingkan dengan diatasnya.

3. Macam Endapan Oleh Angin

Bahan yang diangkut oleh angin akan menimbulkan tiga macam endapan yang sangat berbeda

(Boggs, 1995) yaitu :

• Endapan lanau (silt), kadang-kadang disebut loess yang berasal dari sumber yang cukup jauh.

• Endapan pasir yang terpilah sangat baik.

• Endapan lag (lag deposit), terdiri dari partikel berukuran gravel yang diangkut oleh angin dengan

kecepatan yang cukup besar.

Endapan gurun dapat dikelompokkan ke dalam 3 sublingkungan pengendapan utama yaitu bukti pasir

(sand dune), interdune dan sand sheet.

1. Bukit pasir (sand dune)

Lingkungan bukit pasir pada umumnya yang diangkut dan diendapkan adalah pasir yang diakumulasi

dalam berbagai bentuk dune . Sand dune (bukit pasir) dapat dibagi menjadi 4 tipe morfologi utama

(Selley, 1988), yaitu :

a. Barchan atau lunate dune, adalah bukit pasir yang paling indah. Bentuknya cembung terhadap

arah angin umum (utama dengan kedua titik ujungnya seperti tanduk, dimana pada kedua arah

tersebut kekuatan angin berkurang. Barchan mempunyai

1. muka gelincir yang curam pada sisi cekung. Barchan terjadi pada daerah yang terisola

2. (tertutup) atau disekitar sudut pantai. Pada permukaan yang turun biasanya ditutupi oleh lumpur

(mud) atau granula. Hal ini menunjukkan bahwa barchan/lunate dunate terbentuk terbentuk

dimana pengangkutan pasir lebih sedikit.

b. Tipe stellate, piramida atau Matterhorn. Terdiri dari rangkaian sinus, tajam, punggung pasir yang

tinggi, yang bergabung bersama-sama dalam satu puncak yang tinggi. Angin selalu meniup bulu-

bulu pasir di puncak peramida, membuat dune tampak seperti berasap. Stellate dune kadang-

kadang ratusan meter tingginya, terbentuk pada batas pasir laut dan jebel, menandakan titik

interferensi dari arus angin dengan topografi yang resistan.

c. Longitudinal atau Seif dune. Bentuknya panjang, tipis dengan batas punggung yang jelas. Dune

secara individu dapat mencapai 200 km panjangnya, kadang-kadang dapat konvergen pada

perbatasan seif dimana arah angin berkurang. Tingginya dapat mencapai 100 km dan batas dune

lebarnya sampai 1 atau 2 km, dengan daerah interdune yang datar, terdiri dari pasir atau gravel.

d. Tranversal dune, bentuknya kursus atau sinusoidal ramping dengan puncak tegak lurus arah angin

rata - rata. Muka gelincir yang curam terdapat pada arah angin yang berkurang. Transversal dune

jarang terjadi pada permukaan deflasi. Tranversal dune adalah tipe berkelompok, naik pada

bagian belakang dari dune berikutnya.

2 Interdune

Interdune adalah antara dua dune, dibatasi oleh bukit pasir atau sand sheet. Interdune dapat terdeflasi

(erosi) atau pengendapan. Sedikit sekali sedimen yang terakulasi pada interdune yang terdeflasi.

Daerah interdune dapat meliputi dua arah endapan angin dan sedimen diangkut dan diendapkan oleh

arus di daerah paparan.

3. Sand Sheet

Sand sheet adalah badan pasir yang berundulasi dari datar sampai tegas yang terdapat di sekitar

lapangan bukit pasir. Dicirikan oleh kemiringan yang rendah (00-200). Lingkungan sand sheet berada

di pinggiran bukit pasir.

4. Bentuk Perlapisan

Wilson (1991, 1992) dalam Walker (1992) menyatakan ada tiga skala utama bentuk perlapisan

pada endapan eolin yaitu ripple, dune dan draa. Ripple yang disebabkan oleh angin lebih datar dari

pada yang disebabkan oleh air dan biasanya mempunyai garis puncak yang lebih regular. Bentuk

perlapisan dune lebih besar dari pada ripple dan ketinggiannya bervariasi dari 0,1 sampai 100 meter.

Bentuk perlapisan draa adalah perlapisan pasir yang besar antara 20 sampai 450 meter tingginya dan

dicirikan oleh melampiskan keatas (superimpose) dari dune yang lebih kecil. Tabel- 1 adalah

klasifikasi perlapisan endapan eolian.

5. Tekstur

Tekstur meliputi bentuk, ukuran dan susunan butir. Batupasir eolian mempunyai 3 sublingkungan

pengendapan (Walker, 1992) yang membedakan 3 macam tekstur pada endapan eolian, yaitu :

• terpilah baik sampai dengan sangat baik pada batupasr halus yang terjadi pada sublingkungan pantai.

• terpilah sedang sampai baik pada batupasir dune di darat yang berbutir baik.

• terpilah jelek pada batupasir interdune dan serir.

Bukit pasir bervariasi dalam ukuran butir dari 1,6 - 0,1 mm. Endapan bukit pasir umumnya terdiri dari

tekstur pasir yang terpilah baik dan kebundaran baik juga ;kaya akan kwarsa. Endapan bukit pasir di

pantai mungkin kaya akan mineral berat dan fragmen batuan yang tidak stabil. Bukit pasir di pantai

yang terjadi didaerah tropis banyak mengandung ooid, fragmen cangkang, atau butiran karbonat

lainnya. Bukit pasir yang terdapat di daerah gurun dapat mengandung gypsum seperti White Sand,

New Mexico

6. Struktur Sedimen

Pengangkutan dan pengendapan oleh angin membentuk tipe struktur sedimen ripple, dune dan silang

siur (cross-bed) seperti yang dihasilkan pada pengangkutan oleh air (Boggs, 1995). Struktur sedimen

yang terdapat pada bukit pasir adalah :

1. kumpulan perlapisan silang (cross-strata) berukuran sedang sampai besar, yang cirinya

terdapat pada muka kemiringan arah sari angin bertiup pada sudut 300 - 340 .

2. kumpulan perlapisan silang tabular-planar dalam arah vertikal yang terdapat pada bagian

bawah.

bidang batas antara kumpulan individu dan perlapisan silang yang umumnya horinsontal atau miring

dengan sudut rendah.

-Tipe geometri struktur bagian dalam barchan dapat dilihat pada gambar-4. Selain itu beberapa jenis

struktur sedimen internal pada skala kecil dapat pula berbentuk perarian lapisan datar (plane -bed

lamination), perarian bergelombang (rippleform lamination),ripple-foreset cross lamination, climbing

ripple, grainfall lamination dan sandflow cross -strata.

Pada bukit pasir yang kecil terdapat perarian silang siur tunggal (single cross lamination)

dan perlapisan silang siur yang tebal terdapat pada lapisan pasir yang cukup tebal. Struktur sedimen

yang besar tidak tampak pada inti pemboran, sehingga struktur sedimen seolah-olah massive.

Pengeboran melalui tranversal dan lunate dune mengungkapkan bahwa beberapa kumpulan dari

puncak bukit pasir dipisahkan oleh permukaan erosi dan lapisan datar. Heterogenenitas perlapisan ini

menggambarkan variasi yang tidak menentu dari morfologi bukit pasir secara kasar. Perlapisan silang

siur diendapkan saat migrasi angin rendah pada muka gelincir dan unit perlapisan datar dan

subhorisontal diendapkan pada sisi belakang dari bukit pasir.

Endapan interdune dicirikan oleh perlapisan dengan sudut kemiringan yang rendah (< 100 ) karena

interdune terbentuk oleh proses migrasi dari bukit pasir, banyak terdapat bioturbasi yang merusak

struktur perlapisan. Sedimen yang diendapkan pada interdune dapat mencakup dua macam endapan

yaitu subaquaeous dan subaerial, tergantung pada iklim dimana mereka diendapkan, basah, kering atau

daerah yang banyak terjadi penguapan.

Endapan pada interdune kering dibentuk oleh ripple karena proses pengangkutan oleh angin.

Endapannya relatif kasar, bimodal dan terpilah jelek dengan kemiringan yang tegas, lapisannya

membentuk perarian yang jelek. Endapannya banyak mengandung bioturbasi yang merupakan hasil

acak binatang maupun bekas tumbuhan.

Pada interdune yang terjadi di daerah basah dekat dengan danau, silt dan clay terperangkap oleh badan

yang semipermanen. Endapan ini dapat mengandung spesies organisme air tawar seperti gastrododa,

pelesipoda, diatome dan ostracoda (Boggs, 1995). Dapat pula terbentuk bioturbasi seperti jejak kaki

binatang.

Endapan sheet sand juga mengandung kemiringan yang tegas atau permukaan iregular dari erosi

beberapa meter panjangnya, terdapat jejak bioturbasi yang disebabkan oleh serangga atau tumbuhan,

struktur cut-and-fill pada skala kecil, kemiringan yang tegas, lapisan perarian yang jelek sebagai hasil

dari perbatasan pengendapan grainfall, diskontinu, lapisan tipis pasir kasar yang interkalasi dengan

pasir halus, dan kadang-kadang interkalasi dengan endapan eolian yang mempunyai sudut besar Gb.5

menunjukkan distribusi dan hubungan stratigrafi dari sheet sand dan endapan bukit pasir eolian.

7. Model Perlapisan dan Batas Permukaan

Hasil perlapisan dari migrasi bentuk lapisan sebagai pendakian/undakan pasir mempunyai sudut

dan arah yang berbeda-beda. Model perlapisan yang sederhana meliputi sistem bentuk lapisan

termigrasi dengan sederhana dan bentuk kumpulan arsitektur yang sederhana. Sebagai contoh bukit

pasir tranversal migrasi melewati gurun dari lapisan silang siur tabular (tabular cross-bed) dipisahkan

oleh permukaan bidang planar. Transversal dune migrasi melalui transversal draa dari bentuk yang

sederhana ke bentuk yang lebih kompleks, termasuk permukaan orde kedua pada kemiringan arah

angin berkurang. Meskipun demikian, bentuk lapisan dibangun oleh perpindahan pasir dan juga

disebabkan oleh keberadaan struktur perbahan angin meyebabkan perubahan bentuk perlapisan yang

ada dan perubahan bentuk lapisan juga berinteraksi dengan angin untuk menghasilkan bermacam-

macam bentuk keseimbangan.

GLASIAL

Pengertian tentang sistem pengendapan glasial dan macam - macam bentuknya penting dalam

aplikasi. Pertama, data kandungan endapan glasial dapat digunakan menyelesaikan masalah tentang

proses - proses geologi yang terjadi. Kedua, endapan glasial merupakan dasar untuk mempelajari

lingkungan geologi. Dengan adanya investigasi karakteristik teknik geologi, pedoman

hydrogeological, dan arus transportasi dalam sistem pengendapan glasial. Sistem pengendapan glasial

merupakan suatu pendorong dalam penyelidikan tentang sistem pengendapan glasial ini juga

merupakan pendorong untuk mempelajari / mengetahui tentang letak dari pengendapan klastik dan

karbonat dari suatu reservoar hidrokarbon pada tahun 1950 - an

Setelah mempelajari aspek - aspek dari glasial dan hubungannya satu sama lain, kemudian

diaplikasikan kedalam ilmu geologi ekonomi atau hasil penyelidikan geologi yang bernilai ekonomi.

Selain itu diketahui pula bahwa dalam sistem pengendapan glasial juga membawa serta endapan -

endapan mineral dan bermacam - macam batuan yang dibungkus oleh es. (Placer ; Eyles, 1990), dan

sistem pengendapan glasial digunakan juga dalam penyelidikan untuk endapan mineral yang terdapat

pada pelindung / pembungkusnya sendiri. (drift prospecting ; Dilabio and Coker, 1989). Dimana

diketahui pula bahwa lapisan batu dari glasial mempunyai kebiasaan digunakan dalam geologi

minyak, tetapi kandungan dari Paleozoic glasial lebih penting / berarti digunakan dalam penyelidikan

minyak dan gas, seperti : Australia, Argentina, Brasil, Bolivia, Saudi Arabia, Yordan dan Oman.

(Levll et al, 1988; Franca and Potter, 1991). Banyak orang berpikiran bahwa fasies dari pengendapan

glasial masih karakteristik yang unik. Ini disebabkan oleh campuran yang tidak tersotir dengan baik,

semua ukuran ada, mulai dari bongkah - bongkah / batu - batu besar sampai kelempung, Kadang -

kadang endapannya tepat pada glasier dan lapisan - lapisan esnya. Bagaimana sedimen yang

mempunyai penampilan singkapan sama dapat memberikan sebuah endapan luas baik itu lingkungan

glasial dan nonglasial “Term diamitct” akan digunakan untuk sebuah deskripsi, masa nongenetic betul

- betul dari fasies yang sortirannya kurang baik tanpa memperhatikan asal mulanya. Hanya dengan

diamict dapat diketahui endapan yang langsung pada “ice glasier” dapat diidentifikasi dengan baik.

Suatu permasalahan pokok dalam mempelajari stratigrafinya adalah untuk menentukan apakah fasies

diamict spesifik sumbernya dari glasial atau nonglasial. Banyak contoh dalam literatur dimana

sedimen itu mula - mula terjadi dan dapat ditunjukkan berasal dari sumber nonglasial. Diamict hanya

tipe fasies dalam keadaan biasa dan produksinya dari lingkungan pengendapan dalam sebuah luas

daerah tertentu dan juga pengaruh iklim. Dalam keadaan biasa tidak mungkin kita berkesimpulan

bahwa sumber sebuah diamict berasal dari sebuah singkapan tunggal dan kecil. Yang penting selalu

diperhatikan adalah hubungan antara facies dalam stratigrafi.

Agar dapat memperkirakan tanda - tanda untuk lingkungan pengendapan digunakan refensi

asosiasi fasies. Dengan pendekatan yang dasar dapat ditarik kesimpulan bahwa itu adalah produksi

facies diamict, sebagai contoh, aliran sedimen oleh gaya berat, yang cenderung faciesnya dipengaruhi

oleh arus turbidit. Dimana asosiasi fasies ini berubah - rubah pada lingkungan pengendapan yang

berbeda, dalam model 3 dimensi dapat memperlihatkan endapan dengan jelas. Untuk interprestasi

yang baik memerlukan profil defosit vertikal secara terinci, bersama - sama dengan informasi variasi

lateral dan geometri deposit diluar singkapan lokal. Umumnya. Asosiasi glasial fasies beserta

lingkungan pengendapannya terjadi khususnya pada sungai, danau, darat yang berbatu dan pada

kemiringan. Dalam kebanyakan kasus glasier yang mempunyai volume besar diberikan oleh

lingkungan pengendapan dilaut atau lacustrine basin, dimana sedimen glasial primer lebih banyak

bekerja dibandingkan proses sedimen nonglasial yang berbeda dan pengaruh lingkungan glasial dapat

diidentifikasi dan juga asosiasi - asosiasi fasiesnya. Sistem pengendapan glasial dapat terlihat dengan

jelas pada geometri 3 dimensi, dimana proses hubungan fasiesnya mencatat bahwa elemen

paleogemorphic basin yang terbesar. Berdasarkan pemisahan dan krnologis lingkage, sistem

pengendapan ini diidentifikasi menjadi dua bagian yaitu glacioterrestrial dan glaciomarine

Sistem Glacioterestrial Tract.

Lingkungan pengendapan glacioterestrial dapat dibedakan atas 4 jenis yaitu :

1. Subglacial

2. Supraglacial

3. Glaciolacustrine

4. Glaciofluvial

Substrate relief dan lingkungan tektonik adalah berperan sebagai dasar dalam pengendapan

glacialteretrial ini. Menurut hasil penyelidikan bahwa pertumbuhan lembar - lembar es dibumi ini

dalam jumlah yang besar, tetapi kurang yang mengandung endapan - endapan. Glacial itu aktif pada

basin akibat tektonik. Dalam jumlah yang besar ternyata glacial besar dari sedimen ocean basin. Iklim

juga mempengaruhi endapan glacial terrestrial ditepi es.

Posisi Glacioteretrial Pada Low - Relief.

Glasil low - relief ini ditunjukkan dengan baik dengan adanya distribusi glasial deposit pleistocene

seperti yang terjadi di Amerika bagian utara. (gambar 2,3) Beberapa sistem pengendapan pada low -

relief yang dapat terjadi dapat dilihat pada gambar 1.

1. Sistem Pengendapan Subglacial

Kondisi / keadaan didasar lembaran - lembaran es yang besar akanberubah luasnya yang diakibatkan

oleh perbedaan temperatur es dan kecepatannya. Untuk es yang dasarnya basah dimana kondisi

tertutup oleh tekanan titik lebur es, es tersebut meluncur serta berakhir pada substrate. (gambar 4a,b).

Sedangkan dalam kondisi dasar yang kering es tetap pada lapisan Frozen dan kebanyakan berpindah /

bergeraknya juga menyebabkan perubahan bentuk pada bagian dalamnya. Sedangkan deposit fasies

subglasial diamict pada prinsipnya terjadi/terdapat dibawah bagian dasar es yang basah. (gambar

4c,d). Runtuhan Englacial didalam transportasi sebuah lapisan basal tipis (1m) itu terdiri dari lapisan -

lapisan es yang tidak rata. Abrasi yang kuat itu terjadi diantara kedua partikel dalam lapisan dasar, dan

diantara partikel dengan substrate. Runtuhan itu saling bertubrukan dengan lapisan, dapat membentuk

subtratelagi sebagai akibat dari tekanan cairan dan yang dikeluarkan dari es. Sedangkan ciri dari

“Glacially - shaped Clasts” dapat dilihat pada gambar 5. Kelanjutan dari produksi lodgement membuat

lapisan lentircular menjadi tebal. (gambar 6,7,8). Pada yang poros yang panjang “Clast” mempunyai

penjajaran pararel yang lebih kuatyang ditimbulkan oleh aliran es. Pengukuran poros yang panjang

berorientasi dengan sedikit clasts memberikan sebuah indikasi aliran es lansung yang cepat. Letak dari

“lodgement till” ditentukan oleh lokal dan regional unconformity dan cenderung mempunyai geometri

regional “ sheet - like” (gambar 6,7). Dimana ketebalan totalnya tidak melebihi dari 50 meter Unit

“lentircular till” yang kuat terjadi didalam bentuk “sheet - like”. Hubunganya merupakan potongan

menyilang dan tumpang tindih sebagi akibat dari erosi pada substrate dalam merespon perubahan

kecepatan gerak dari es. Perubahan aliran lengsung dari es dan runtuhan dari litologi yang berbeda

hasilnya dapat dilihat sebagai suatu tumpukan dari beberapa “lodgement till” yang berlapis keatas

selama sebuah glaciation tunggal. (gambar 6). Setiap unit till mengandung clasts dan matrix dari

perbedaan sumber lapisan batuan (bedrock). Penekanan ini dibutuhkan untuk ketelitian dalam

interprestasi maju/ mundurnya siklus dari “multiple - till” stratigrafi. Adanya tanah bercampur batu

kerikil pada chanel sebagai hasil dari sungai - sungai kecil yang kering, juga kumpulan dari

komponen-komponen dari stratigrafi subglasial (gambar 6) Chanel mempunyai sebuah planah pada

permukaan bagian atas yang memotong diamict, dimana berorientasi pada aliran es langsung yang

subparalel dan hubungan genetik dengan “ekers ridges” (gambar 6). Oleh karena itu kehadiran fasies

glaciofluvial didalam lingkungan “lodgement - till” tidak terlalu penting sebagai petunjuk mundurnya

glacier.

2. Sistem Pengendapan Supraglasial

Bagian luar dari tepi lembaran - lembaran es biasanya merupakan batas dimana sisa daerah yang

luas dari tofografi bukit-bukit kecil terdiri dari sedimen-sedimen yang bervariasi dengan geometri

komplek. Selama proses glaciation yang terakhir, perluasan dari es berhenti sekitar seperempat

kilometer seperti yang terjadi di Amerika bagian utara. Perbedaan tekanan yang kuat antara

“upglacier” yang aktif dengan penghalang - penghalang oleh bagian tepi es menghasilkan perlipatan

yang kompleks dan perlapisan runtuhan basal yang tebal. Dimana “melt-out till” bersama dengan

perkembangan fasies “diamict” pada permukaan es adalah asosiasi dengan topografi bukit-bukit kecil

yang khusus dimana itu merupakan data kompleks dari pemisahan tepi-tepi es. Jika bagian luar dari

tepi es yang tipis menjadi “frozen” pada substrate maka lempengan dari “bedrock” yang besar juga

glaciotectonized boleh tidak ikut dengan proses tersebut. Ini adalah pergerakan dari es tidak

melakukan luncuran pada basal, tetapi terjadi deformasi dibawah substrate sedimen. Apabila proses ini

tidak berjalan lagi, maka bentuk ini menjadi menutup oleh runtuhan-runtuhan englasial pada

permukaan es. Penutupan ini tidak stabil dan pergerakan sedimen akibat aliran gravitasi untuk

kedalam basin yang berbentuk ketel, merupakan generasi penutupan oleh pencairan es pada suatu

tempat tertentu. Dimana pencairan kearah bawah lebih cepat oleh produksi tofografi daerah rendah

“diamict” supraglacial pada prosese sedimentasi ulang secara umum diakibatkan oleh aliran dari

reruntuhan - reruntuhan yang ada, serta mempunyai lapisan berupa “clast” yang pararel dengan arah

alirannya, dimana “clast” itu merupakan rancangan dari lapisan-lapisan paling atas, bagian-bagian

berbentuk rakit dan fragmen-fragmen dari sedimen yang sudah lebih dulu, juga channelnya berbentuk

bagian yang menyilang, terdapat geometri lenticular yang mengalami penebalan pada “down-slope”

serta ketidak hadirin relief pada perlapisan atas dari permukaan dan adanya suatu kecendrungan untuk

mengisi tofografi yang rendah. Massive dan lapisan kasar dari fasies “diamict” berpengaruh, dimana

fasies lapisan - lapisan kasar sebagai hasil dari aliran massive yang tipis pada lapisan diatasnya.

Dimana fasies “diamict” adalah merupakan “interbedded” dengan “glaciofluvial” dan fasies

“lacustrine”. Ini merupakan basal yang ada pada bagian atas sebagai hasil dari “melt-out till”, yang

boleh menutup lapisan batuan berbentuk rakit pada bagian atas yang sekarang merupakan pembentuk

dari dasar es. Kondisinya berada dibawah sehingga struktur englasial berupa perlipatan dari rangkaian

runtuhan basal yang merupakan kelanjutan dari “melt-out” dalam bentuk perlapisan berhubungan serta

berorientasi melintang sebagai pembentuk aliran es langsung (Shaw, 1979).

3. Sistem Pengendapan Glaciolacustrine.

Kolam glaciolacustrine sebagai hasil dari erosi glacial, disrupsi glacial bekas sistem drainase dan

mengeluarkan / menghasilkan air akibat proses pencairan dalam jumlah yang besar. Berubahnya basin

dari daerah yang sempit/terbatas, menyerupai tipe pegunungan dalam daerah high - relief, daratan

yang luas dalam skala danau berada dibagian dalam dari seaways. Danau yang luas dalam statical

yang sama menekan evaluasi bagian dalam dari daratan oleh lembaran es. Danau Agassiz adalah

contoh yang terkenal, yang luasnya kira - kira 1.000.000 km2 terdapat di Amerika bagian utara (Teller

and Clayton, 1983). Sebuah perbedaan yang sederhana antara kontak es dengan badan danau dapat

dilihat pada gambar dilihat pada gambar (11). Satu dari banyak karakteristik dari fasies

glaciolcustrine, yang setiap tahun produksinya berantai dimana ukuran butirnya sangat kontras sebagai

hasil dari kondisi sedimen yang berbeda dalam musim dingin dan musim panas. Dimana diketahui jika

musim panas lapisannya kebanyakan terdiri dari sand dan silt, sedangkan pada musim dingin

lapisannya terdiri dari cly (lempung). Untuk model klasik formasi varve dalam non ice - contact

danau-danau glacial menegaskan pengaruh musim kuat sangat kuat, misalnya pada musim panas tepi -

tepi es pada supraglacial mencair sehingga endapan - endapannya dapat berpindah. Mencairnya

supraglacial sangat berarti dalam menahan musim dingin. Dibawah pengaruh ini sedimentasinya

didominasi oleh perkembangan delta yang berbentuk kipas, bulat dan menonjol. Dalam musim panas,

sedimen dibebani kerapatan dibawah aliran. Tanda - tanda dari fasies lithologi suatu endapan itu

menjadi jelas dalam setiap musim panas yang merupakan musim mencairnya es, (gambar 12) dan

pencatatan mulai berawal dari penambahan dan menurunnya kerapatan aliran bawah yang aktif

(Ashley, 1975). Pada musim panas tanda dari lapisan tipis dikategorikan ke dalam jenis silt dengan

bungkus oleh ripple dan ripple - drift yang tipis dan mengalami laminasi yang menyilang. Bagian

dasar umumnya kasar, tajam dan perlapisannya boleh meratakan tanah (gambar 12,13D). Kandungan /

endapannya boleh dari multiple lamination yang mewakili endapan sebuah getaran tunggal. Boleh

juga kontribusi kecil itu merupakan material pelagic dari interflow atau overflow yang menyerupai

bulu atau sedimen yang melayang-layang. Unit lempung (clay) hitam boleh juga memperlihatkan

indikasi tingkatan deposit normal yang merupakan sedimen melayang-layang dibawah pembungkus es

yang menutupi danau. Ketebalan dari perlapisan umumnya seragam bersilangan dengan basin tetapi

kandungan endapannya boleh “massive atau”cross-stratified sand” dan laminasi silt yang pada musim

dingin menarik turun tingkatkan danau dan delta foreslope merosot turun. (gambar 12). Liang dan

jejak fosil umumnya dijumpai pada perlapisan saat musim panas. Tetapi bukan pada musim dingin.

Pada kenyataannya sistem pengendapan yang ada. Banyaknya perlapisan menggambarkan suatu

perbangingan tunggal atau ganda dari unit kelas atau kualitas dari silt dan clay dengan divisi-visi yang

tertentu. Ini boleh mempunyai deposit dengan bagian-bagian yang berlainan dan mempunyai ciri - ciri

khusus berdasarkan arus turbiditnya dengan kontrol musiman yang kurang jelas. Penarikan

kesimpulan ini boleh boleh dikatakan kurang tepat jika bagian perlapisan yang diakibatkan oleh

turbidit pada daerah pusat itu berlainan. Bagaimana “thin-bedded” yang turbidit boleh juga

“interbedded” dengan perlapisan yang dikontrol secara musiman dan memerlukan studi lapangan yang

detail (Ashely, 1975). Ciri-ciri untuk danau yang bukan “ice-contact” dalam basin “low - relief”

dimana sedimentasinya semata - mata ditentukan oleh musim dimana mencairnya permukaan

lembaran-lembaran es. Sedangkan didalam “high-relief” basin dari danau itu berada pada “zona”

pegunungan. Model sedimentasi dari danau glacial “ice-contact” sangat mengecewakan karena

mempersulit pekerjaan dari bagian logistik pada danau “proglacial” yang modern dan basin danau

modrn yang uikurannya kecil dibandingkan dengan pleistocene contoh-contoh yang lebih tua.

Perluasan dari deposit glaciolacustrine pleistocene itu dapat dilihat disekitar danau-danau besar yang

modern di Amerika utara adalah sangat penting untuk studi sedimentasi dalam skala besar, khusus

danau “ice-contact” didalam posisi “low-relief”. “Diamict” adalah butiran yang halus dan mempunyai

geometri sebuah “blanket-like”, dimana mengalami penebalan pada tofografi rendah dan penipisan

pada daerah yang sangat tinggi. Dimana pada bagian dalam, “diamict” mempunyai susunan komplek

berupa massive dan fasies yang berlapis-lapis. Fasies “diamict” massive sebagai hasil dari lapisan

deras, sehingga sedimennya melayang-layang dan rakit-rakit es runtuh diatas dasar basin. Stratifikasi

yang berikutnya boleh berkembang oleh proses pekerjaan ulang dari sedimen ini akibat arus yang

menarik atau perulangan sedimentasi pada “down-slope”. “diamict” biasanya adalah “overlain” pada

unit-unit chanel yang berupa laminasi lumpur-lumpur lempung, kemungkinan asalmula turbidit,

kandungan dari “dropstone”. ini adalah perubahan :ovelain” oleh pengkasaran bagian atas yang

berjalan dengan baik pada “ripple-laminated”, planar dan tembus dan tembus ke pasir “cross-bedded”

yang menurut catatan letaknya pada pada progadasi delta yang merupakan akumulasi “diamict”

4. Sistem Pengendapan Glaciofluvial.

Sistem pengendapannya membuat kandungan yang diatas mempunyai berarti bagi deposit dari

sedimen-sedimen glacial sungai-sungai “melt-water”. (gambar 16) Ditepi es proses agradasi biasanya

cukup deras sehingga menutupi bagian-bagian dari tepi es. Ini mengantarkan struktur deformasi dalam

ukuran butir-butir kasar, lapisan kasar atau lapisan massive pada saat menutupi cairan es yang

berikutnya. Lubang dari permukaan “out - wash” ditutupi oleh es yang mencair, dimana perluasannya

dapat mencapai seperempat kilometer. Ini merupakan sisi “eskers” atau kontak es yang kompleks dari

jajar “diamict”. Dimana sungai-sungai dari glacial “out -wash” ini kebanyakan bertipe “multiple-

channel” atau “Teranyam”. Depositnya umunya didominasi bentuk dasar yang luas, dimana

perluasannya itu merupakan sebuah aliran tunggal serta dapat berfungsi sebagai transportasi sedimen

sepanjang tahun. Pengaruh angin dalam menghadirkan vegetasi, sebagai hasilnya adanya deposit

akibat gerakan angin yaitu silt dan pasir. Dimana akumulasi dari “peat” yang tebal dapat menghasilkan

batu bara. Proses glaciofluvial adalah penting karena boleh melengkapi pekerjaan ulang/kembali dari

deposit sedimen pada glacier (gambar 16). Data-data dari bentuk endapan menunjukkan kehadiran dari

es dapat menghancurkan/merusakkan. Ini adalah sebuah masalah dalam interprestasi deposit-deposit

pada jaman dahulu/kuno, karena deposit-deposit sungai teranyam terjadi dalam posisi/kedudukan dari

banyak deposit. Sebuah hubungan glasial boleh menjadi sangat sulit, jika tidak mungkin diidentifikasi

bukti/tanda harus mencari dari kehadiran atau ketidak hadirin iklim dingin struktur periglacial, atau

dari kejadian glasial dari clast yang tajam-tajam, (gambar 5) dan kerut-kerut. Ini adalah masalah

terutama dalam kedudukan high-relief.

Sistem Glaciomarine Tract.

Sebuah bagian sederhana sistem pengendapan “glacial marine” yang membedakan posisi continental

self dari continental slope dan teluk yang sepit dan panjang diantara karang

yang tinggi. Dapat juga dipakai untuk menentukan tepi dari es apakah lingkungannya didominasi oleh

proses glasial atau proses marine, (gambar 17). Iklim regional adalah kontrol yang lain dan penting

karena berhubungan dengan volume es yang mencair dilingkungan marine. Lingkungan laut yang

sederhana dicontohkan dengan terdapatnya volume dalam jumlah yang besar dari cairan es dan lumpur

yang langsung mengisi paparan, (gambar 1). Lingkungan sediment-nourished dapat bertentangan

dengan sediment-starved dalam hal hal posisi, itu adalah tipe frozen yang besar didaerah kutub

masukan “melt-water” adalah sama sekali terbatas sehingga “deposition” kimia dan biogenic” relatife

menjadi penting, ini terdapat di Antarctica, (gambar 18, Domack, 1988). Dengan jelas, bahwa

penebalan deposit “glaciomarine” sederhana/sedang pada daerah laut adalah mungkin karena

terlindungi oleh batu-batuan.

BAB III

KESIMPULAN

1. Struktur sedimen umumnya dibedakan menjadi 3 golongan yaitu :

- Struktur anorganik terutama pelapisan, contoh : graded beds, cross beds, mudcraks.

- Struktur biogenik terdiri dari struktur jejak dan boring.

- Struktur deformasi terdiri dari convolute bedding, ball and pillow dan diapiric.

2. Proses pembentukan delta adalah akibat akumulasi dari sedimen fluvial (sungai) pada

“lacustrine” atau “marine coastline”. Delta merupakan sebuah lingkungan yang sangat

komplek dimana beberapa faktor utama mengontrol proses distribusi sedimen dan morfologi

delta, faktor-faktor tersebut adalah regime sungai, pasang surut (tide), gelombang, iklim,

kedalaman air dan subsiden.

DAFTAR PUSTAKA

Lindungan Pengendapan. http://valentinomalau31.blogspot.com (Dikutip Tanggal 12 Juni 2013)

Sedimentologi dan Sedimentasi. http://geoenviron.blogspot.com (Dikutip Tanggal 17 Juni 2013)