BAB V
2577
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 shelf3. 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 ( 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 iceTransport 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. 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).7.9
SEDIMENTASI ANGIN
Di samping air, angin merupakan salah satu enegi 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 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 :
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
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
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 InterduneInterdune 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 SheetSand 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 :
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-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.
7. Model Perlapisan dan Batas PermukaanHasil 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.
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.
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. Supraglacial3. Glaciolacustrine4. GlaciofluvialSubstrate
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
(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 melt-out 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.
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 ataucross-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. (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 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 (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
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.
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).
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
carbonat-buildup 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 Stratigrafi : 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
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 fore-reef 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 sub-tidal (Longman, M.W., 1981).
Secara fisiografis, James (1983) membagi terumbu kedalam zona
fore-reef, 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 berubah-ubah 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 non-kerangka.
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
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
inti-terumbu.(c) Inter-reef, mengandung butiran halus, gamping
lumpuran sub-tidal, 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
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, pertama-tama 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 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.Open-circulation shelf; 8. Restricted-circulation self,
dan 9. Evaporites (P.A. Scholle, D.G. Bebout, dan C.H. Moore,
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)
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)
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)
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).