77
7.7 NERITIK (SHELF ENVIRONMENT) Daerah shelf meliputi daerah laut dangkal sampai batas shelf break (Boggs, 1995). Heckel (1967) dalam Boggs (1995) menbagi 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. 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.
78
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 5 0. 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. 7.7 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 . Berdasarkan dari fisiografinya, lingkungan laut dalam ini dibagi menjadi tiga daerah yaitu, continental slope, continental rise dan cekungan laut dalam. 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 4 0, walaupun ada variasi pada lingkungan delta (2 0) 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
79
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, kadangkadang menjadi sedikit bergelombang karena adanya seamount. Beberapa dataran abisal juga kadang-kadang terpotong oleh channelchannel 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 masingmasing.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
80
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. 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 (T cde 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 “ T a-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). 7.9 SEDIMENTASI ANGIN Di samping air, angin merupakan salah satu enegi yang dapat mengikis dan mengangkut bahan-bahan untuk diendapkan, khususnya
81
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 pda 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. Lingkungan pengendapan oleh angin dapat dilihat pada Gambar 1. Gurun terjadi pada lintang tengah dan rendah yang berhubungan dengan daerah yang tertutup dengan curah hujan dari 30 cm. Daerahnya kira-kira 20 % dari total daratan. Gurun modern yang tervesar 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. Gugusan bukit pasir yang terjadi dengan cara ini terjadi sepanjang pantai timur Laut Utara, bagian selatan Pantai Baltik, pantai utara Gulf of Mezico, pantai selatan Laut Mediterian dan pantai barat Australia. 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). Kecepatan geser pada perpindahan butir dapat ditulis sebagai :
82
U
* (crit)
=(
0 (crit)
/)
= K1 ( ( - ) / ) g D dimana :
U * (crit) = kecepatan geser o (crit) = tegangan geser = densitas butir D = diameter butir = densitas fluida k1 = konstanta yang bergantung dengan bilangan Reynold
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. Allen (1970) menggambarkan bahwa panjang trajektori lintasan butir dan besarnya kecepatan awal diberikan sebagai : L = k2 (( U* + U* (crit))2 / g ) H = k3 (( U* + U* (crit))2 / g ) Dimana :
L= Panjang trajektori H= besarnya trajektori k2 dan k3 = konstanta empiris yang berhubungan dengan ukuran butir g = percepatan gravitasi
83
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 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. 3.1
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 muka gelincir yang curam pada sisi cekung. Barchan terjadi pada daerah yang terisola (tertutup) atau disekitar sudut pantai. Pada permukaan yang turun biasanya ditutupi oleh lumpur (mud) atau granula. Hal ini
84
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. Gambar dari tipe bukit pasir ini dapat dilihat pada Gb.3 3.2
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. 3.3
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
85
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 : kumpulan perlapisan silang (cross-strata) berukuran sedang sampai besar, yang cirinya terdapat pada muka kemiringan arah sari angin bertiup pada sudut 300 - 340 . 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-
86
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. Gb.6,7,8,9 dan 10 adalah contoh-contoh struktur sedimen pada endapan eolian.
87
7. Model Perlapisan dan Batas Permukaan Hasil perlapisan dari migrasi bentuk lapisan sebagai pendakian/undakan pasir mempunyai sudut dan arah yang berbeda-beda (Gb.II). 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.
88
V.6 SISTEM PENGENDAPAN 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.
89
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. 2. 3. 4.
Subglacial Supraglacial Glaciolacustrine 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.
90
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 komponenkomponen 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
91
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 (gambar 2,3). 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 (gambar 9). 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. (gambar 10 d). 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. (gambar 9,10a,b,c). 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. (gambar 10b,c). 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 “meltout till” (gambar 9), 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.
92
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
93
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”. (gambar 14,15). “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. (gambar 13e,14,15) 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”. (gambar 13c). 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 “meltwater”. (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” (gambar 9) 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
94
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 depositdeposit 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. V.4. LINGKUNGAN TERUMBU (REEF) Terumbu atau reef merupakan lingkungan yang unik yang sangat berbeda dari bagian lingkungan pengendapan lainnya di lingkungan paparan (shelf). Terumbu ini umumnya dijumpai pada bagian pinggir platform paparan luar (outer-shelf) yang hampir menerus sepanjang arah pantai, sehingga merupakan penghalang yang efektif terhadap gerakan gelombang yang melintasi paparan tersebut. Disamping terumbu berkembang seperti massa yang menyusur sepanjang garis pantai diatas, juga dapat berkembang sebagai “patch” yang terisolir dalam paparan bagian dalam atau inner-shelf (gambar I-I dan I-2).
95
Istilah lain untuk terumbu ini, ada yang menyebutnya dengan “carbonate buildup” atau “bioherm”. Tetapi para pekerja karbonat tidak menyetujui penggunaan istilah terumbu hanya dibatasi untuk carbonatbuildup atau inti yang kaku, pertumbuhan koloni organisme, atau carbonat - buildup lainnya yang tidak memiliki inti kerangka yang kaku. Wilson (1975) menggunakan istilah carbonat-buildup untuk tubuh yang secara lokal, terbatas secara lateral, merupakan hasil proses relief tofografi, dan tanpa mengaitkan dengan hiasan pembentuk internalnya. Sebelumnya Dunham (1970) mencoba memberikan solusi dilema peristilahan ini dengan mengusulkan dua tipe terumbu, yaitu : (a) Terumbu Ecologik : adalah terumbu yang dicirikan oleh bentuk kaku, struktur tofografi yang tahan terhadap gelombang, dihasilkan oleh pembentukan aktif dan pengikatan sedimen organisme. (b) Terumbu Stratigraf : dicirikan oleh batuan yang tebal, terbatas secara lateral, dan merupakan batuan karbonat yang buruk sampai sangat buruk. Selanjutnya Longman (1981) memodifikasi definisi Heckel (1974), yang mengatakan bahwa terumbu sebagai karbonat yang tumbuh dipengaruhi secara biologi dan juga mempengaruhi secara biologi dan juga mempengaruhi daerah sekitarnya. II. TERUMBU MODEREN DAN LINGKUNGAN TERUMBU II.I Letak Pengendapan Kebanyakan terumbu terbentuk dalam lingkungan air dangkal,berupa terumbu linier yang hampir kontinyu disepanjang tepi platform dan disebut juga sebagai “barrier-reef” “Fringing - reef”, letaknya berlawanan dengan garis pantai yang terbentuk akibat paparan yang sangat sempit. Sedangkan terumbu berbentuk seperti donat disebut “Atolls”, dimana bagian luarnya merupakan penghalang gelombang lagoon yang dilingkarinya dan terumbu yang lebih kecil lagi dan terisolisasi dinamakan “patch-reef” “pinnacle-reef, atau “table - reef” yang terbentuk sepanjang beberapa tepi paparan, tersebar pada paparan tengah (midle-shelf) Disamping dalam air dangkal, terumbu juga dapat dijumpai dalam air yang lebih dalam, seperti “mound” yang terbentuk secara organik dengan panjang 100 m dan tinggi 50 m (Neuman, Kofoed), dan Keller, 1977) “Mound” ini mengandung lumpur yang mengikat atau menyemen berbagai organisme air dalam, seperti : crinoid, ahermatypic hexacoral dan sponga. II.2
Organisme Terumbu
96
Hampir semua terumbu tersusun oleh koral, meskipun banyak organisme lain yang turut menyumbang, seperti alga biru - hijau (cyanobacteria, alga merah coralline, alga hijau, kerangka foramnifera, brozoa, sponga, dan moluska (Heckel, 1974; James dan Macintyre, 1985). Dalam sejarah waktu geologi, beberapa kelompok organisme yang membentuk terumbu meliputi : archaeocyathids, stromatoporoids, fenestethid bryozoans, dan rudistid clams. Meskipun demikian, koral merupakan dominan terumbu modern, dan ada dua jenis koral, yaitu : (a) Hermatypic (zoanthellae) hexacoral : merupakan koral utama air dangkal yang melakukan hubungan simbiotik dengan beberapa macam organisme unicelluler terutama alga, yang kemudian dinakan secara kolektif sebagai zooxanthellae. Alga ini hidup dalam atau antara kehidupan sel koral dan mendapatkan energi dari proses photosistesis (Cowen, 1988). Selama proses photosintesis alga ini melepaskan CO2, sehingga membutuhkan sinar matahari, oleh karenanya coral hermatypic ini terbatas hidupnya hanya dalam air sangat dangkal. (b) Ahermatypic (azooxanthellae coral : coral ini hidupnya tidak terbatas pada air dangkal saja, tetapi dapat tersebar hingga pada kedalaman melebihi 2000m (stanley dan Cairs, 1988) dan jarang mempunyai hubungan simbotis, sehingga merupakan organisme utama sekarang yang membentuk “carbonat-buildup” dalam air yang lebih dalam. Bentuk pertumbuhan terumbu yang terbentuk oleh organisme sangat dipengaruhi oleh energi air yang bekerja terhadap terumbu tersebut. Organisme yang hidup dalam energi air yang rendah akan cenderung menghasilkan terumbu terbentuk delicate, branching, dan plate-like. Sedangkan yang hidup dalam zona energi air yang lebih tinggi, terumbu cenderung berkembang membentuk hemisperical, encruting, dan tabular (Gambar II-I) dan biasanya lebih baik untuk untuk bertahan terhadap aksi gelombang yang kuat. II.3. Lingkungan Terumbu Energi Tinggi II.3.I Lingkungan Terumbu Energi Tinggi Pada gambar II-2, ditunjukkan secara skematik pembagian sub-fasies terumbu platform (platform margin reef), terdiri dari bagian inti tengah “Reef-framework”, yang berangsur kearah terumbu. Pada bagian lebih atas mendekati datar dan dangkal terdiri dari “reef-slope”, dan “forereef talus” berupa akumulasi jatuhan terumbu. Pada bagian lebih atas mendekati datar dan dangkal terdiri dari “reef-flat” dan lebih kearah darat berupa “back-reef coral algal sands “ dan “endapan lagoon subtidal” (Longman, M.W., 1981).
97
Secara fisiografis, James (1983) membagi terumbu kedalam zona “forereef”, “reef-front”, “reef-crest’ “reef-flat” dan “back-ref” . Masing-masing zona dicirikan oleh jenis material karbonat berbeda (Gambar II-3), sebagai berikut :
Kata “rudstone”, “floatstone”, “bafflestone” “bindstone” dan “frameston” mula-mula digunakan oleh Emery dan Klovan (1971) sebagai modifikasi klasifikasi batu gamping yang diusulkan oleh Dunham (1962) “Floatstone” dan “rudstone” adalah butiran karbonat yang tidak terikat san mengandung lebih dari 10 % butiran berukuran lebih dari 2 mm, beda keduanya adalah “floatsone” merupakan mud-suported, sedangkan “rudstone’” adalah grain-suported. “Bufflestone” adalah komponen karbonat yang terbentuk pada waktu pengendapan berupa tangkai atau batang organisme yang terperangkap kedalan sedimen oleh aktifitas buffle. “Binstone” terbentuk selama pengendapan oleh pengerasan dan terikat organisme, seperti pengererasan foraminifera dan bryozoas, sedangkan “framestone” tersusun oleh organisme seperti lokal yang membentuk struktur kerangka yang kaku.
Energi air, proses sedimentasi utama, jenis organisme, persentase komponen kerangka, ukuran butiran serta pemilahan sedimen berubahubah dalam setiap zona (fasies) terumbu. Pada tabel II-1 diperlihatkan ringkasan karakteristik seperti itu untuk setiap fasies atau zona yang ditunjukkan pada gambar II-2. Pada zona “reef-crest” dimana energi air paling tinggi, maka persentase kandungan kerangka paling tinggi. Kemudian pada kedua arah “fore-reef” dan “back-reef” energi air akan menurun, yang diikuti oleh penurunnan kandungan kerangka. Perlu diperhatikan bahwa seluruh komponen kerangka terumbu biasanya sangat lebih kecil volumenya dari pada volume kandungan nonkerangka. Longman (1981) membandingkan struktur terumbu dengan mudah, yang memiliki inti tengah atau kerangka dikelilingi oleh “edible fruit”. Fraksi non-kerangka terumbu terdiri dari organisme seperti echinodermata, alga hijau, dan moluska tidak membentuk struktur kerangka, bersamaan dengan pecahan bioklas dari terumbu yang terkena aktivitas gelombang dan dalam zona terumbu dengan energi lebih rendah, beberapa lumpur gamping (lime mud). Zona fore-reef, talus-slope, dan back-reef coral algal sands seluruhnya tersusun oleh kandungan non-kerangka yang terdiri dari terutama bioklas dan beberapa organisme yang relatif hidup pada zona ini. II.3.2 Lingkungan atau Fasies terumbu Energi Rendah Pada lingkungan energi tinggi, fasies moderen terumbu type tepi platform umumnya terdiri dari inti kerangka tengah yang mengandung
98
sebagianbesar coral dan coralline alga. Inti berangsur ke arah laut melalui zona fore-reef talus sampai lumpur gamping pada air yang lebih dalam atau shales. Dan ke arah darat melalui back-reef coral algal sand sampai endapan lagoon dengan butiran yang lebih halus. Model ini menyajikan alasan yang baik untuk perkembangan terumbu energi tinggi dalam banyak posisi; meskipun beberapa bentuk terumbu energi yang lebih randah juga dijumpai. Pembagian zona karakteristik terumbu energi rendah tidak begitu baik berkembang seperti terumbu energi tinggi dan terumbu cenderung membentuk bidang datar melingkar sampai elip. Pertumbuhan organisme pada terumbu energi rendah umumnya didominasi oleh bentuk-bentuk delicate, branching (gambar II-I), dan tersusun oleh pasir dan lumpur karbonat yang sederhana dengan organisme yang sangat mirip bagi komposisi organisme tipe terumbu (James, 1984). Bentuk pertumbuhan (buildups) energi rendah lainnya tersusun sebagian besar oleh organisme non-terumbu yang terdiri dari tiang-tiang fragmen skeletal berbentuk gundukan atau “mound” dan / atau lumpur gamping bioklastik yang kaya organisme skeletal dengan sedikit organisme boundstone. Bentuk struktur semacam ini dinamakan “reef-mound” atau “simply-mound”. James dan Bourque (1992) mengelompokkan “mound” seperti diatas kedalaman tiga tipe utama, yaitu : (a) Microbial-mounds, yang mengandung calcimicrobes, stromatolities, dan thrombolities. (b) Skeletal-mounds, mengandung sisa-sisa organisme yang terperangkap atau buffed dalam lumpur. (c) Mud-mounds, terbentuk oleh akumulasi lumpur plus berbagai sejumlah fosil. III.
TERUMBU PURBA
Terumbu purba biasanya dapat dibagi hanya menjadi fasies utama yaitu : (a) Inti - terumbu (“reef-core”), terdiri dari kerangka terumbu masif, tak berlapis, organisme pembentuk terumbu yang terkandung tersemen dalam matriks lumpur gamping atau lime mud. (b) Sayap-terumbu (“reef-flank”), biasanya terdiri dari gamping konglomeratan atau breksi taluis, berlapis, pemilahan buruk, dan atau gamping pasiran yang menipis dan miring menjauhi intiterumbu. (c) “Inter-reef”, mengandung butiran halus, gamping lumpuran subtidal, atau kemungkinan lumpur silisiklastik. Salah satu contoh yang baik yang menggambarkan karakteristik umum kompleks terumbu purba adalah “carbonat-buildup di bagaian utara Meksixo disebut dengan Golden Lane ‘ Atol”, yang memperlihatkan
99
perubahan biofasies dan lithofasies (Wilson, 1975). Pada bagian inti terumbu yang berada beberapa puluh meter diatas fasies karbonat yang lebih dalam, terdiri dari “rudistid clams”, “colonial corals”, “stromatoporoids”, dan “encrusting algae”. Beransur kearah pantai, terumbu berupa “oolitic-biogenic grainstone” sampai mikrit “back-reef” “foraminiferal grainstone”, dan “bioturbated wackstone” dengan fauna menunjukkan sirkulasi terbatas, dan lebih kearah pantai berubah kedalam fasies yang lebih terbatas, dan lebih kearah pantai perubah kedalam fasies yang lebih terbatas berupa endapan evaporit. Selanjutnya kearah laut (basinward), fasies terumbu berubah ke fasies sayap-terumbu (“reef-flank”) yang terdiri dari interklastik kasar sampai boulder biogenik yang tertanam dalam mikrit, dan lebih kedalam lagi fasies terdiri dari batugamping mikrit dengan fauna organisme pelagik. Kandungan organisme pembentuk terumbu juga tergantung pada umur terumbu tersebut. Organisme utama pembentuk terumbu purba sangat berbeda dengan organisme terumbu moderen. Koral hermtypic yang mendominasi pembentukan terumbu koral moderen, pertamatama muncul pada umur Mesozoik dan bukan komponen terumbu yang lebih tua. Terumbu yang lebih tua dari Mesozoik umumnya didominasi oleh organisme pembentuk terumbu lainnya seperti : koral tabular, “stromatoporoids”, “hydrozoans”, “sponga”, “encrusting bryzoa”, “coralline algae”, dan “blue-green algae” (Stanley dan Fagerstrom, 1988). IV. KESIMPULAN
Terumbu atau reef adalah batuan sedimen yang sangat unik dengan karakteristik dan komponen penyusunan yang beragam dan umunya terbentuk pada lingkungan paparan, khususnya tepi paparan atau shelf margin.
Bentuk pertumbuhan terumbu ini sangat bervariasi tergantung letak dan besarnya energi air yang bekerja selama perkembangannya. Disamping itu komponen kerangka penyusunnya juga berbeda untuk setiap energi air dan posisinya.
Berdasarkan energinya itu, ada dua jenis koral penyusun utama terumbu, yaitu : pertama hermatypic coral, yang hidup pada air dangkal karena membutuhkan sinar matahari dalam hidupnya dan yang kedua ahermatypic coral yang dapat hidup dalam air yang lebih dalam bahkan melebihi kedalaman 2000m, sehingga memungkinkan terbentuknya “carbonat-buildup” pada air dalam.
Komposisi utama pembentukan terumbu disamping berubah dengan posisi dan energi air yang bekerja selama pembentukannya, juga berbeda dengan umur terbentuknya terumbu tersebut, seperti “hermatypic coral” mendominasi pembentukannnn utama terumbu moderen yang muncul pada umur Mesozoik, sedangkan terumbu
100
sebelum Mesozoik didominasi oleh koral tabular, “stromatoporoids”, “hydrozoans”, “sponga”, “encrusting bryzoa”, “coralline algae”, dan “blue-green algae”.
Terumbu atau reef adalah batuan sedimen yang sangat unik dengan karakteristik dan komponen penyusunannya yang beragam dan umumnya terbentuk pada lingkungan paparan, khususnya tepi paparan atau shelf margin. Bentuk pertumbuhan terumbu ini sangat bervariasi tergantung letak dan besarnya energi air yang bekerja selama perkembangannya. Disamping itu komponen kerangka penyusunannya juga berbeda untuk setiap energi air dan posisinya. Berdasarkan energinya itu, ada jenis koral penusun utama terumbu, yaitu : pertama hermatypic coral, yang hidup pada air dangkal karena membutuhkan sinar matahari dalam hidupnya dan yang kedua ahermatypic coral yang dapat hidup dalam air yang lebih dalam bahkan melebihi kedalaman 2000m, sehingga memungkinkan terbentuknya “carbonat-buildup” pada air dalam. Komposisi utama pembentuk terumbu disamping berubah dengan posisi dan energi air yang bekerja selama pembentukkannya, juga berbeda dengan umur terbentuknya terumbu tersebut, seperti “hermatypic coral” mendominasi pembentuk utama terumbu modern yang muncul pada umur Mezozoik, sedangkan terumbu sebelum Mesozoik didominasi oleh koral tabular, “stramotoporids”, “hydrozoans”, “sponga”, “encrusting bryzoa”, “coralline algae”, dan “blu-green algae”
Gambar I-I : Menunjukkan profil skematik lingkungan paparan (shelf) karbonat dengan pembagian sub-lingkungan fasiesnya, 1. Basin; 2. Open-sea shelf, 3. Deep-sea shelf; 4. Foreslofe ; 5. Organic buildup; 6 Winnowed platform edge (sands);7.Opencirculation shelf; 8. Restricted-circulation self, dan 9. Evaporites (P.A. Scholle, D.G. Bebout, dan C.H. Moore,
101
Carbonate depositional environment: AAPG Mem. 33, Tulsa, Okla).
Gambar 1-2 :Skematik tampak datar paparan karbonat moderen, rimmed, tropical yang menunjukkan posisi relatif terumbu, lime-sand shoal, lagoon, dan tidal - flat (James, N.P. 1984)
Gambar II-1:Menunjukkan bentuk pertumbuhan organisme pembentuk terumbu energi dan tipe lingkungannya (James, N.P. 1983)
102
Gambar II-2:Menunjukkan idealisasi fasies terumbu moderen, terumbu koral dengan perkembangan kerangka terumbu yang baik (Longman,-M.W., 1981)
Gambar II-3:Menunjukkan penampang zona hipotek terumbu tepi (marginal-reef) dengan jenis batugamping dan bentuk pertumbuhan oarganismenya (Longman, M.W., 1981)
103
Gambar II-4: Menunjukkan diagram skematik zonasi sebagai respon terhadap perbedaan kondisi energi, berkisar dari air tenang sampai air bergelombang (James, N.P., 1984).
Tabel II-I:
Proses Pengendapan dan karakteristik fasies utama dalam kompleks terumbu modern (modifikasi dari Longman, M.W., 1981)
104
Gambar III-1: Menunjukkan karakteristik umum biofasies dan lithofasies kompleks terumbu purba pada penampang melintang “carbonat-buildup” berumur kapur Tengah, Mexsiko Tengah (Wilson, J.L., 1975).
