Bab 5 Struktur Sedimen

5.1 Pendahuluan

Struktur sedimen adalah segi skala besar bebatuan sedimen seperti lapisan selimut,

lapisan riak, kerak lumpur, dimana hal-hal tersebut adalah hal yang bagus untuk dipelajari

di lapangan. Mereka disebabkan oleh berbagai macam proses sedimen, termasuk aliran air,

aliran gaya berat sedimen, perubahan bentuk endapan lunak, dan aktivitas biogenic. Karena

hal-hal diatas merefleksikan kondisi lingkungan secara umum atau sesudah waktu deposisi

yang singkat, pakar geologis menaruh ketertarikan secara khusus dalam hal ini sebagai alat

untuk menginterpretasikan perubahan lingkungan purba. Kita tahu asal struktur sedimen

dari investegasi percobaan dan studi lapangan, yang digunakan untuk mengevaluasi aspek-

aspek lingkungan sedimen purba seperti mekanisme transpor sedimen, arah aliran jaman

paleo, kedalaman relatif air, dan kecepatan relatif jaman. Beberapa struktur sedimen dapat

juga dipakai untuk mengidentifikasikan bagian atas dan bawah lapisan selimut, serta untuk

membedakan apabila urutan sedimen dalam kondisi rangkaian penurunan urutan

stratigrafik atau telah hancur akibat kekuatan tektonik. Struktur sedimen secara khusus

banyak dalam bebatuan sedimen siliciclastic, tetapi mereka terdapat juga dalam bebatuan

sedimen nonsiliciclastic seperti batu kapur dan batu evaporites.

Daftar pustaka yang banyak mengenai struktur sedimen telah berkembang sejak

tahun 1950-an, balasan atas kegunaan mereka bagi interpretasi lingkungan dan analisis

jaman paleo. Publikasi ini termasuk beberapa monograf penting yang berisi foto-foto luar

biasa dan gambar yang mengilustrasikan berbagai macam struktur sedimen. Buku yang

isinya sesuai dengan seluruh tipe struktur sedimen adalah Allen (1982), Collins dan

Thompson (1982, 1989), Conybeare dan Crook (1968), Pettijohn dan Potter (1964), Potter

dan Pettijohn (1977), dan Reineck dan Singh (1980). Allen (1968) memberikan

pembahasan yang lebih detail mengenai arus lapisan riak dan struktur campuran. Mckee

(1982) membahas berbagai macam struktur yang terdapat dalam bukit pasir. Dzulynski dan

Walton (1965) membahas ciri-ciri satu-satunya lapisan dasar batu pasir, kekeruhan khas

batu pasir, dan Picard dan High (1973) meliputi struktur sedimen khusus yang terdapat

dalam sungai musiman. Basan (1978), Crimes dan Harper (1970) membahas dan

menggambarkan struktur sedimen biogenik. Bouma (1969) sebagian besar mengenai

metode mempelajari struktur sedimen.

Sub-bab ini menggambarkan dan membahas struktur sedimen penting.

Pembahasannya ringkas namun telah mencakup kesimpulan ide-ide mekanisme formasi

terbaru dan adanya analisis kegunaan dan pembatasan struktur dalam interpretasi

lingkungan. Kita mulai belajar dengan meneliti pemakaian umum nama yang dipakai

dalam bidang struktur sedimen. Struktur primer adalah mereka yang terbentuk pada saat

atau setelah deposisi sedimen jangka waktu pendek.

5.2 Klasifikasi Struktur Primer Sedimen

Struktur primer sedimen yang paling umum tertulis pada tabel 5.1.Statifikasi

struktur sedimen dalam tabel ini secara fundamental mendeskripsikan 5555 Struktur

sedimen diklasifikasikan secara luas sebagai struktur stratifikasi dan bentuk dasar, ciri-ciri

bidang lapisan selimut, serta beberapa struktur lainnya. Struktur stratifikasi dan bentuk

dasar dibagi lagi lebih jauh menjadi empat kategori deskriptif : (1) lapisan selimut dasar

dan pelapisan (2) bentuk dasar (3) pelapisan silang dan (4) stratifikasi tidak rata . Tabel 5.1

juga mencakup klasifikasi genetik yang mengkategorikan struktur menjadi empat

kelompok besar berdasarkan kemungkinan asal mereka : (1) struktur yang terbentuk oleh

proses sedimen (2) struktur yang terbentuk oleh erosi (3) struktur yang terbentuk oleh

deformasi sedimen lunak ( deformasi penecontemporaneous ) dan (4) struktur asal

biogenik. Pada pembahasan selanjutnya, struktur sedimen dituliskan dan digambarkan

melalui deskripsi utama yang terlihat dalam tabel 5.1, walaupun pembahasannya tidak

mencakup seluruh kasus yang mengikuti tepat seperti urutan yang terlihat di tabel. Dalam

beberapa bagian pembahasan, struktur dituliskan dibawah deksripsi utama dalam tabel 5.1

adalah pembagian lebih jauh menjadi kategori genetik.

5.3 Stratifikasi dan Bentuk Dasar

Lapisan Selimut dan Pelapisan

Konsep Lapisan Selimut

Lapisan selimut adalah karakter fundamental bebatuan sedimen. Beds atau lapisan

bersifat bersusun atau berupa lapis lenticular bebatuan sedimen yang memilki guratan,

tekstur, atau unit terstruktur yang berbeda secara jelas antara lapis atas dan bawah. Bagian

teratas dan terbawah permukaan lapisan dikenal sebagai lapisan selimut atau lapisan batas.

Otto (1938) menganggap beds sebagai unit sedimentasi, dimana ketebalan cadangan

sedimen pada dasarnya dibawah kondisi phisikis yang konstan. Hal ini tidak selalu

mungkin, bagaimanapun juga, untuk mengidentifikasi unit sedimen tersendiri.Beberapa

beds yang dijelaskan diatas memiliki beberapa unit sedimen yang tepat. Beds adalah

lapisan berukuran lebih dari 1 cm (McKee dan Weir, 1953), lapisan yang kurang dari 1 cm

adalah laminae. Bagian untuk mendeskripsikan ketebalan dasar dan laminae dapat dilohat

di gambar 5.1.

Bes dapat dibedakan secara internal menjadi beberapa ukuran unit-unit informal

(gambar 5.2). Blat, Middleton dan Murray (1980) menyarankan penggunaan hubungan

lapisan untuk bagian-bagian

( FIGURE 5.1 )

ketebalan beds dari laminae yang terpisah oleh minor tapi berbeda dalam tekstur atau

komposisi. Untuk catatan, bagaimanapun juga, lapis tersebut dipakai juga untuk lebih lepas

dan pengertian informal bagi beberapa dasar atau lapisan bebatuan. Diskontinuinitas

ditandai dengan beds yang disebut permukaan amalgamasi. Divisi adalah sub-unit yang

tidak memiliki diskontinuitas jelas tetapi terkarakter oleh hubungan partikular struktur

sedimen. Berkas dan lenses adalah sub-divisi bed berdasarkan warna, komposisi, tekstur

atau

(FIGURE 5.2)

komentasi. Bagian lens juga kurang dipakai untuk beberapa bagian bebatuan yang tebal di

bagian tengah dan tipis pada bagian ujungnya.

Beds terpisahkan oleh dasar lapisan selimut atau permukaan lapisan selimut yang

nyaris memperlihatkan lapisan non-deposisi, tiba-tiba perubahan dalam kondisi deposisi,

atau permukaan erosi (Campbell, 1967). Beberapa permukaan lapisan selimut menonjolkan

post-deposisional yang terbentuk oleh proses diagnetis atau perubahan iklim.Geometri

kasar beds tergantung atas hubungan antara taraf permukaan lapisan selimut, dimana

hubungan tersebut dapat paralel atau non-paralel. Permukaan lapisan selimut itu sendiri

dapat rata, berombak, atau begaris lengkung (Gambar 5.3). Berdasarkan atas kombinasi

karakter-karakter tersebut, beds dapat memiliki berbagai macam bentuk geometrik seperti

uniform-tabular (tersusun seragam), tabular lenticular (lenticular tersusun), curved

tabular (garis-garis bersusun), wedge shaped, dan tak bersusun. Lapisan internal dan

laminae beds, pada dasarnya paralel terhadap taraf lapisan selimut terdapat berlapis-lapis

lapisan selimut atau susunan tanah (plananstratification). Lapisan dan laminae yang

membuat struktur internal beberapa beds, tersimpan dalam sudut sampai membatasi

permukaan beds dan disebut sebagai lapisan lintas atau laminae lintas. Beds berisi lapisan-

lapisan campuran atau unit tingkatan-tingkatan lapisan yang disebut beds campuran.

Kelompok bed yang serupa atau beds campuran disebut sebagai bedset. Bedset

yang sederhana terdiri atas dua atau lebih beds lapisan atas berkarakter oleh komposisi

tekstur dan struktur internal yang serupa. Bedset adalah dibatasi atas dan bawah oleh

permukaan bedset (lapisan selimut). Bedset campuran mengarah ke kelompok perbedaan

beds dalam komposisi tekstur, dan sruktur internal tetapi tetap memiliki hubungan secara

genetik, memperlihatkan tipe urutan endapan yang sama (Reineck dan Singh, 1980).

Teminologi bedset digambarkan pada Gambar 5.4.

Beds digolongkan oleh kontuinitas menyimpang, dan beberapa beds dapat

ditelusuri dalam beberapa kilometer. Yang lainnya dapat mengakhiri dengan pemunculan

tunggal ke permukaan. Pengakhiran beds secara menyamping melalui salah satu berikut

ini :

1. pertemuan dan penggabungan permukaan luar atas dan bawah (pencukilan)

2. gradasi samping komposisi beds menjadi beds yang berbeda komposisi, sehingga

batas permukaan beds habis sama sekali.

3. pertemuan segi potongan lintasan seperti terusan, kekurangan, atau ketidakcocokan.

(FIGURE 5.3 & FIGURE 5.4)

Asal Muasal Lapisan Selimut

Beds tersendiri diproduksi kondisi fisika, kimia dan biologi yang terus menerus. Beberapa

beds harus diproduksi secara cepat oleh salah satu fenomena seperti banjir yang

berlangsung selama beberapa jam dalam satu hari. Bahkan deposisi yang cepat dapat

berlangsung selama beberapa menit bahkan detik, seperti laminae pasir oleh arah arus

dibawah permukaan kikisan bukit pasir, yang terdapat dalam beberapa lingkungan.

Singkatnya, deposisi suspensi beds dapat diproduksi secara cepat melalui fenomena seperti

banjir atau arus berat gaya sedimen, atau untuk lebih lambatnya melalui satu babak

sedimentasi endapan halus dari suspensi.

Taraf lapisan selimut yang sebenarnya atau permukaan batasa antara gambaran

beds pada periode non-deposisi, erosi, atau perubahan untuk kondisi deposisi yang benar-

benar berbeda. Beberapa beds tidak diawetkan untuk dijadikan bagian catatan geologikal

tetapi dihancurkan melalui babak erosi yang berturur-turut. Potensi pemeliharaan untuk

pengadaan beds akan menjadi lebih besar bagi pengendapan apabila adanya peristiwa

deposisi skala besar, seperti banjir besar, bukan hal-hal yang terbentuk oleh peristiwa

dengan skala kecil.

Asal Muasal Pelapisan

Laminae diproduksi oleh fluktuasi dalam kondisi sedimentasi yang berkekuatan

kecil dan waktu yang lebih singkat apabila dibandingkan dengan hal-hal yang

menyebabkan beds. Hasil mereka dari perubahan kondisi deposisional yang menyebabkan

variasi dalam (1) ukuran serat, (2) isi tanah lempung dan material organik, (3) komposisi

mineral, atau (4) isi sedimen mikrofosil. Laminae dihasilkan oleh lapisan yang berbeda-

beda dan sedimen hasil perkembangan kasar yang mungkin saja adalah jenis yang umum.

Ukuran serat dalam laminae sendiri dapat saja seragam atau menunjukkan baik normal atau

tingkatan ukuran serat vertikal yang sebaliknya.. Batas antara laminae memperlihatkan ke

perbedaan ukuran serat dimana dapat saja tajam atau bergradasi.Perubahan dalam isi

lapisan tanah lempung yang bagaimanapun juga memilki permukaan rata, serat kasar dapat

juga menghasilkan laminae. Laminasi dapat dihasilkan melalui komposisi mineral yang

berbeda seperti yang terdapat dalam mika yang berbeda-beda baik yang kaya maupun yang

sedikit mengandung laminae, pertukaran laminae bermineral berat (pasir hitam) dan

laminae bermineral ringan , seperti endapan di beberapa pantai. Serta pertukaran laminae

anyhdrite dan dolomite dalam endapan evaporite. Pilihan mineral detrital dan uji atau

kerangka organisme pelagic juga diketahui untuk memproduksi laminae. Perubahan warna

dapat menonjolkan keberadaan laminae. Perubahan warna dapat ditimbulkan oleh variasi

dari isi warna-warna mineral yang berbea, seperti hitam, mineral berat, isi halus, bahan

organik berwarna gelap dan gabungan besi oksidasi dalam mineral yang mengandung besi.

Pengurangan unsur besi menghasilkan warna hijau, besi teroksidasi menghasilkan warna

merah atau coklat.

Laminae paralel (Gambar 5.5) seperti berlawanan dengan laminae yang

bersilangan, diproduksi oleh deposisi suspensi dan peristiwa daya tarik. Mereka berasal

dari berbagai macam lingkungan sedimentari. Karena aktivitas pembawaan dan pemberian

organik, dalam beberapa lingkungan secara cepat menghancurkan laminasiasi. Laminae

memilki potensi paling besar untuk penjagaan dalam mengurangi atau lingkungan yang

mengandung racun, dimana aktivitas organik adalah minimal atau dalam lingkungan

dimana deposisi berlangsung sangat cepat sehingga sedimen membawa pengolahan

kembali organik aktif sampai ke bawah sebelum organisme dapat menghancurkan

stratifikasi.

Deposisi Laminae oleh Mekanisme Suspensi. Laminae paralel memilki komposisi tanah

liat atau endapan lumpur yang halus dapat disebabkan oleh deposisi sedimen dari suspensi

dalam beberapa jenis setting lingkungan yang berbeda. Mekanisme deposisional yang

paling penting dan termasuk setting juga adalah sebagai berikut :

1. suspensi perlahan diendapkan dalam danau, dimana tingkat pengolahan kembali

organik secara umum sangatlah rendah.

2. sedimentasi dalam beberapa bagian delta, dimana sedimen yang halus yang

berlimpah secara periodik menyediakan melalui penempuhan distribusi menuju

deposisi yang cepat.

3. deposisi di daerah yang terkena pasang surut dan pasang naik, dalam merespon

untuk fluktuasi dalam tingkat energi dan penyediaan sedimen selama siklus

pasang surut dan pasang naik.

4. deposisi dalam beting semi pasang surut pasang naik dimana lapisan pasir tipis

yang berakumulasi , memilki aktivitas badai yang dapat berganti-ganti dengan

laminae lumpur sangat tipis yang terbentuk selama periode akumulasi yang lebih

perlahan.

5. sedimentasi lambat dalam lingkungan laut dalam, dimana deposisi memposisikan

dalam lapisan nepheloid.

6. sedimentasi kimia dalam kolam evaporite, seperti deposisi laminated anhydrites.

Deposisi Laminae oleh Mekanisme Daya Tarik. Formasi laminae paralel dalam

sedimen ukuran pasir selama perjalanan gaya tarik telah dihubungkan dengan berbagai

macam mekanisme, dimana mayoritas semuanya didasarkan atas pertimbangan deduktif

daripada didasarkan atas observasi paling aktual. Swash dan gelombang surut di pantai

adalah salah satu mekanisme yang secara umum sama, serta bertanggung jawab dalam

formasi pasir laminated secara rata. Proses ini menuju ke generasi laminae yang dapat

memperlihatkan kebalikan ukuran serat dan konsentrasi kelunakan mineral berat dalam

dasar laminae (Clifton,1969). Aliran yang terus menerus dalam arus dapat juga

menghasilkan laminae diabawah tiga tipe kondisi yang berbeda :

1. selama tahap transpor bagian aliran paling atas plane-bed (gambar 3.11)(Harms

dan Fahnestock,1965;Allen,1984)

2. dibawah kondisi aliran dangkal di bagian aliran paling bawah oleh migrasi low-

relief ripple dimana permukaaan kekuranagan batu longsoran mencegah cross-

laminae dari pembentukan (McBride, Shepard, dan Crawley, 1975)

3. pada kecepatan dibawah kecepatan kritikal formasi ripple, pada akhirnya untuk

partikel kasar (Gambar 3.13 C)

Laminae terbentuk oleh proses (1)mungkin dikarenakan banyaknya kesamaaan

(contoh:sedimen fluvial ) daripada hal lain yang terbentuk oleh proses (2) dan (3). Pasir

laminateddapat juga mengembangkan kepemilikan untuk transpor angin (McKee,

Douglass, dan Rittenhouse, 1971; Hunter, 1977). Hunter meneliti bahwa laminae paralel

terbentuyk oleh (1) formasi daya tarik dan deposisi pada kecepatan angin yang sangat

cepat; (2) deposisi grainfall di daerah aliran terpisah yang terdiri leeward puncak bukit

pasir; dan (3) deposisi mengiringi migrasi ripples angin, sebuah analog eolian dari

proses subaqueous yang dijelaskan oleh McBride, Shepard, dan Crawley (1975). Tahap

transpor bagian baw2ah dan atas selama aliran disaat keruh yang menghasilkan

pembagian kekeruhan Bouma B (Gambar 3.28) adalah mekanisme yang lain dimana

pasir laminated dapat dibentuk. Pada akhirnya, aliran lembar dalam lingkungan lautan

dangakal (padanan transpor lapisan bed dalam bagian aliran bawah; Clifton, 1976), dan

migrasi bentuk ripple yang memungkinkan tersertai oleh tingkat deposisi yang sangat

lambat, serta dapat juga memproduksi laminasi dalam endapan berpasir (Newton, 1968)

Bedding Bertingkat

Beds bertingkat adalah unit sedimentasi yang berkarakter oleh gradasi vertikal yang

berbeda dalam ukuran kasar. Ukuran mereka dalam ketipisan dari beberapa centimeter

sampai beberapa meter atau lebih. Mereka pada umumnya tidak memilki laminasi

internal, walaupun mereka berada pada tingakta paling atas dalam urutan kekeruhan

(Bagian Bouma B, C, D, Gambar 3.28) yang memperlihatkan laminae berombak atau

paralel. Beds yang memperlihatkan gradasi dari partikel kasar pada bagian dasar ke

partikel halus pada bagian atas memilki tingkatan yang normal (Gambar 5.6A). Secara

normal beds bertingkat secara umum terkandung dalam rangakain tipis, berulang-ulang

(bedding ritmik), seperti yang digambarkan dalam Gambar 5.6B. lebih jarangnya, beds

memperlihatkan tingkatan yang bertolak belakang, dengan partikel kasar di bagian atas

tingkatan, daerah bawah untuk partikel halus. Beds bertingkat secara umum memilki

dasar tajam yang saling bersentuhan.

GAMBAR 5.6

Bedding bertingakat normal dapat terbentuk melalui beberapa proses (Kjlein,

1965); bagaimanapun juga asal muasal Beds bertingkat secara kseseluruhan dalam

sejarah geoloi telah terlengkapi menjadi arus kekeruhan. Perbedaan dalam tingkat

dimana partikel dengan ukuran yang berbeda terendap dari suspensi selama masa

penyusutan aliran masa kekeruhan muncul untuk penghitungan tingkatan, tetapi sikap

tepal dimana proses tingkatan beroperasi tidak begitu dimengerti. Material bertingkat

dapat berupa lumpur, pasir, atau secara langka seperti kerikil. Seperti yang didiskusikan

pada chapter 3, beberapa unit kekeruhan bertingkat, memperlihatkan rangkaian ideal

srtuktur sedimentari, yang disebut Bouma (Gambar 3.28), tetapi secara umum rangkaian

kerucut yang dipotong bagian atas atau bawah. Divisi basal A dapat ada, tetapi beberapa

atau seluruh divisi dapat tidak ada , atau divisi A itu sendiri dapat hilang. Beds

bertingkat juga ada dalam lingkungan air dangkal ketimbang mereka yang berbentuk

kekeruhan. Memperkirakan mekanisme formasi air dangkal, beds bertingkat termasuk

sedimentasi dari awan suspensi yang dihasilkan oleh aktivitas badai dari selat , endapan

periodik distributaris delta, deposisi pada tingkat terakhir banjir besar, pengendapan

debu vulkanik setelah erupsi, deposisi oleh masa penyusutan di daerah pasang naik surut

dalam, dan campuran dibawah lapisan kasar sedimen dengan lapisan permukaan lumpur

menjadi aktivitas bioturbasi yang membawakan dan memberikan organisme.

Membalikan ukuran tingkatan lebih kurang umum daripada tingkatan normal. Telah

diketahui terdapat dalam laminaeindividual sedimen pantai memiliki untuk pemisahan

mineral berat berukuran halus dan mineral ringan berserat kasar (Clifton,1969); di

beberapa aliran pyroclastic atau endapan dasar gelombang vulkanik; dalam beberapa

endapan urat aliran; dan dalam laminae terbentuk oleh migrasi ripples angin. Hal

tersebut juga dinyatakan agar terdapat dalam beberapa endapan kekeruhan yang

terendapkan dari aliran konsentrasi tinggi yang mengurangi kecepatannya secara cepat.

Tingkatan balik telah dihubungkan menjadi 2 tipe mekanisme (1) tekanan dispersif dan

(2) saringan kinetik. Tekanan disperrsif (chapter 3) dipercaya dapat proporsional

terhadap ukuran kasar. Dalam sedimen campuran ukuran kasar, tekanan dispersif paling

tinggi bereaksi dalam partikel besar cenderung untuk menjaga mereka sampai daerah

kekuasaan terakhir. Secara bergantian tingkatan terbalik dapat dijelaskan oleh

meknisme saringan kinetik. Dalam campuran perjalanan agitasi, ukuran serat lebih kecil

agaknya jatuh melalui ukuran serat yang lebih besar seperti gerakan serat membuka

bidang diantara partikel yang lebih besar. Secara keseluruhan, tingkatan terbalik,

fenomena langka secara relatif dan asal-muasalnya masih sedikit dipahami.

Bedding (Tak Tersusun) Besar

Bagian bedding besar dipakai untuk menjelaskan beds sebagai homogen dan tak

memenuhi dalam struktur internal (Gambar 5.7). memkai teknik radiografi-X (Hamblin,

1965) atau metode penggoresan dan penodaan, sering mengungkapkan bahwa sejenis

beds sebenarnya tidak besar. Tetapi dibandingkan isi mereka yang sangat sedikit struktur

pembangunnya. Meskipun demikian, satu adakalanya menemukan beds, secara khusus

bedstebal pasir pantai, dimana struktur internal tidak dapat dikenali walau dengan

bantuan X-ray atau teknik penodaan, sperti beds yang jarang, dimana yang

menguntungkan untuk kita karena mereka sulit untuk dijelaskan. Laporan peristiwa beds

bertingkat dalam kekeruhan yang dapat mengurangi struktur internal daripada ukuran

kasar, ketebalan yang tepat, pasir pantai tidak bertingkat.

GAMBAR 5.7

Beberapa bedding besar dapat berupa bentuk kedua yang dihasilkan oleh bioturbasi

ekstensif organisme, walaupun bioturbansi secara umum menghasilkan struktur

bercoreng-coreng yang dapat dikenali. Pencairan sedimen dengan pengejutan secara

tiba-tiba atau mekanisme lainnya secara pendek setelah deposisi dtelah disugestikan

sebagai arti penghancuran stratifikasi asli. Bagaimanapun juga, hal tersebut

mengasumsikan bahwa pengurangan stratifikasi adalah bentuk utama yang terdapat

dalam keadaan transpor daya tarik dan hasil dari deposisi yang cepat dari suspensi atau

deposisi dari dispersi sedimen berkonsentrasi tinggi selama aliran gravitasi sedimen.

Agaknya, sedimen adalah pembuangan secara cepat tanpa pengolahan kembali

berikutnya untuk massa homogen baik lebih atau kurang.

Ripples dan Cross-Bedding

Ripples (Gambar 5.8) struktur sedimen umum dalam lingkungan moderen, dimana

mereka terdapat dalam siliciclastic dan sedimen karbonat. Mereka dapat berasal dari

pergerakan air dan angin. Kondisi aliran yang menhasilkan ripples dan bedforms besar

(bukit) telah didiskusikan di chapter 3 dan digambarkan dalam Gambar 3.11. keterangan

dari Gambar 3.11 bahwa ripples dapat terbentuk dalam air dangkal (kedalaman kurang

dari 1 meter) pada aliran kecepatan yang berjarak antara 0,2 sampai 0,1 meter per detik.

Juga keterangan kondisi aliran yang mengakibatkan formasi ripples dalam pasir halus

(pada bagian aliran bawah) berubah dengan tiba-tiba terhadapnya yang menghasilkan

lapisan beds pada bagian aliran atas. Jadi , selama saat penyusutan aliran, tahap

pergerakan lapisan bed pasir lembut dapat skses oleh tahap formasi ripple sebagai saat

kecepatan berkurang, membentuk endapan dimana lapisan bed laminae dapat lebih

terlapisi oleh ripple. Pada sedimen lebih kasar sekitar 1,0 mm, bukit daripada

dibandingkan ripples.

Ripples dapat dikembangkan dibawah materi yang berbutir-butir kecil daripada

masa aliran secara tidak langsung atau aliran yang bergerak kesana-kemari (aksi

berombak), seperti yang telah didiskusikan pada chapter 3. Gambar 3.15

memperlihatkan beberapa perbedaan dalam bentuk puncak dan ripples berombak.

Ripples adalah hal paling umum dalam lingkungan perairan dangkal; bagaimanapun

juga, mereka telah memfoto di dasar laut moderen pada kedalaman beberapa ribu meter.

Ripples secara relatif memilki potensi penjagaan yang rendah karena mereka memelihara

untuk pengikisan dan penghancuran oleh erosi sebelum pemakaman. Oleh karena itu

ripples kuno seperti yang telah digambarkan pada Gambar 5.8 tidak berlimapah dalam

rekaman sedimen. Bukit pasir juga secara umum kurang dipelihara, meskipun demikian,

bukit pasir kuno tetap terdapat (Gambar 5.9)

Karena bentuk ripples terhubungkan dengan arah aliran ( sisi curam permukaan

ripples arus bawah), ripples pada sedimen kuno menyediakan informasi yang berguna

secara ekstrim tentan petunjuk masa paleo dan kondisi aliran paleo lingkungan deposisi.

Dengan membedakan arah aliran paleo dari ripples kuno yang tidak terlindungi pada

beberapa pemunculan di muka bumi dalam daerah , geologis dapat merekontuksi pola

aliran sungai kuno atausungai-sungai (Bagian 5.6),. Informasi masa paleo

mengikutsertakan arah pergerakan sedimen untuk ditentukan dan lokasi area sumber

sedimen untuk dinilai.

Ripples menyediakan informasi tentang proses sedimen dan petunjuk masa paleo,

tetapi mereka indikator unik lingkungan deposisi. Lantaran mereka dapat terbentuk

dibawah arus secara tidak langsung (baik perairan dangkal maupun dalam), melalui aksi

berombak, dan pergerakan angin, dapat didasarkan kepedulian harus dapat

dipraktekknan dal deposisi lingkungan deposisional dengan dasar ripples.

Cross-bedding (Gambar 5.10-5.12) terbentuk secara dasar melalui migrasi ripples

dan bukit pasir (dalam air atau udara). Migrasi ripple dan bukit pasir menuju formasi

pemasukan bagian depan laminae termilki untuk pelongsoran atau pengendapan

suspensi dalam daerah terpisah di bagian teduh dari bedforrms ini, seperti yang

digambarkan pada chapter 3 (gambar 3.9). Apabila kebanyakan sedimen terlalu kasar

untuk digerakkan dalam suspensi, pelongsoran sedimen bedload

GAMBAR 5.8

melalui daerah teduh ripple akan menyebabkan formasi laminae yang curam dan lurus.

Hal ini cenderung bagian depan laminae membuat kontak dengan laminae bagian bawah

terdekat (endapan dari suspensi) pada sudut-sudut yang berbeda, dimana kira-kira sama

dengan sudut berbaring. Secara kasar effek yang sama tercapai apabila tinggi lereng

teduh lebar apabila dibandingkan dengan total kedalaman aliran, jadi penundaan

kejatuhan beban sebagian besar pada lereng teduh. Apabila penundaan beban bear, atau

ketinggian lereng teduh lebih kecil dibandingkan kedalaman aliran, penundaan sedimen

akan tabrakan pada dasar lereng teduh secara cukup cepat untuk menjaga kecepatan

langkah dengan perkembangan endapan longsoran. Proses ini penyebab bagian paling

rendah laminae bagian depan kurva disebelah luar dan

GAMBAR 5.9

Pendekatan laminae bagian bawah secara asimtot (Blatt, Middleton, dan Murray, 1980).

Jadi, cross-laminae dapat dikatakan bersinggungan daripada bersiku-siku.

Pemeliharaan potensial cross-laminae lebih tinggi daripada bedforms itu sendiri

(karena bagian atas dari bedforms memelihara untuk dilapisi oleh arus yang berikutnya

atau erosi angin); oleh karena itu, cross-bedding adalah tipe paling umum struktur

sdimen dalam bebatuan sedimen kuno. Lintas stratifikasi juga dapat terbentuk melalui

pemenuhan penjeajahan terowongan dan terusan, denagn deposisi titik jeruji liku-liku

sungai, dan melalui deposisi pada permukaan lereng pantai-pantai dan jeruji perairan.

Cross-bedding terbentuk melalui kondisi lingkungan yang berbeda yang dapat sama

dalam penampakannya, dan hal ini seringkali sulit dalam studi lapangan mengenai

bebatuan sedimen kuno untuk membedakan bentuk cross-bedding dalam fluvial, eolian,

dan lingkungan kelautan.

Cross-beds secara umum terdapat dalam bagian (Gambar 5.4). Cross-bedding

dalam bagian ketebalannya kurang dari 5 cm dan biasa disebut cross-bedding skala

kecil, yang pada bagiannya ketebalan lebih dari 5 cm adalah cross-bedding skala besar.

Karena bermacam-macam sumber, terdapat berbagai macam tipe cross-beds. Allen

(1963) mengemukakan klasifikasi terperinci cross-bedding berdasarkan beberapa

properti seperti pengelompokan bagian cross-bed, skala, batas permukaan alami beds,

hubungan siku-siku lintas strata dalam set atau coset sampai batas permukaan, dan

derajat ukuran kasar keseragaman dalam laminae yang berbeda. Skema paling seerhana

oleh McKee dan Weir (1953), seperti yang dimodifikasi oelh Potter dan Pettijohn

(1977), adalah diadopsi didalamnya. Cross-beds adalah pembedaan antara dua tipe

prinsipal dalam dasar keseluruhan geometri dan batas permukaan alami unit cross-

bedded (gambar 5.10).

GAMBAR 5.10

GAMBAR 5.11

GAMBAR 5.12

Tabular cross-bedding terdiri dari unit cross-bedde yang keluar dalam dimensi lateral

berkenaan dengan ketebalan set dan yang pada dasarnya memilki batas permukaan

planar (Gambar 5.11). Laminae tabular cross-beds juga secara umum planar tetapi

laminae garis yang memilki hubungan bersinggungan terhadap permukaan dasar, seperti

yang diterangkan diatas, juga terkandung. Melalui cross-bedding yang terdiri dari unit

cross-bedded dimana batas permukaan tergariskan (Gambar 5.12). Unit-unit sets

berbentuk palung terdiri pemenuhan perpanjangan penjelajahan dengan laminae garis

yang secara umum memiliki hubungan bersinggungan ke dasar set.

Tabular cross-bedding terbentuk sebagian besar oleh migrasi ripples skala besar

dan bukit pasir (Gambar 5.13). Jadi pembentukan ini selama kondisi rezim aliran

terendah. Tingkat ketebalan beds individual dari beberapa bels centimeter sampai meter

bahkan lebih, tetapi ketebalan bed diatas 10 meter telah diteliti (Harms et al., 1975).

Palung cross bedding mula-mula dapat melalui migrasi ripples arus kecil, yang

memproduksi bagian cross-bed skala kecil, dan oleh migrasi ripples skala besar

(Gambar 5.14). Palung cross-bedding terbentuk oleh jangkauan migrasi ripples skala

besar secara umum dalam ketebalan diatas atau beberapa belas centimeter dan dalam

kedalaman kurang dari 1 meter atau tidak lebih dari 4 meter.

Cross-bedding adalah salah satu struktur sedimentari yang paling berguna untuk

menetapkan arah masa paleo. Karena laminae bagian depan dalam cross-beds

dihasilkan oleh longsoran pada sisi bagian bawah (teduh) ripples, seperti yang

disebutkan , bagian depan masuk dalam arah arus bawah. Untuk menghitung arah jaman

paleo dari pemerluan cross-beds yang mereka lindungi dalam singkapan tiga dimensi.

Tabrakan laminae bagian depan ditetapkan, pertama ; penunjuk pemasukan adalah 90

derajat dari tabrakan. Apabila cross-beds telah bergelar melalui mengangkat tetonik

setelah deposisi, sebagai koreksi harus terbuat untuk kemiringan tersebut (Collinson dan

Thompson, 1989).

Ripple Cross-Lamination

Ripple cross-lamination (ripple penanjakan) berasal ketika deposisi memposisikan diri

secara cepat selama migrasi arus atau gelombang ripples (McKee, 1965; Jopling dan

Walker,

GAMBAR 5.14

1968) seri dari cross-laminae dihasilkan melalui pelapisan keatas pemigrasian ripples

(Gambar 5.15). Ripples climb salah satu dari yang lain, seperti puncak secara vertikal

dengan sukses laminae adalah keluar dari tahap danv tersedia untuk menjadi lanjutan

lerenga atas. Proses ini menghasilkan hasil dalam unit cross-bedde yang memilki

penampilan umum gelombang (Gambar 5.16) dalam seksi singkapan terpotong normal

untuk puncak gelombang. Dalam bagian dalam beberapa orientasi, laminae dapat

memperlihatkan bentuk horizontal atau lereng, tergantung atas orientasi dan bentuk

ripples.

Formasi ripple cross-lamination muncul untuk memerlukan sedimen yang

berlimpah, khususnya sedimen dalam suspensi, dimana secara cepat membawa sumber

asal lapisan rippled. Persdiaan sedimen berlimpah yang tertunda harus terkombinasi

dengan tidak hanya pergerakan daya tarik untuk menghasilkan rippling bed, tetapi tidak

hanya erosi lengkap laminae dari sisi stoss ripples. Beberapa ripple laminae dapat

dalam tahap ( salah satu puncak ripple berlandaskan secara langsung diatas lainnya),

mengindikasi bahwa ripples tersebut tidak bermigrasi. Dalam tahap ripple laminae

dibawah kondisi dimana keseimbangan tercapai

GAMBAR 5.15

antara pergerakan daya tarik dan penyediaan sedimen, oleh karena itu ripples tidak

bermigrasi walau permukaan sedimen berkembang. Ripple cross-lamination terdapat

dalam endapan sedimen di lingkungan yang berkarakter oleh sedimentasi secara cepat

berasal dari suspensi, dataran banjir fluvial, titik bars, subjek sungai deltasampai banjir

periodik, dan lingkungan sedimentasi kekeruhan. Gambar 5.16 memperlihatkan

rangkaian pembangunan bedforms dalam sungai selama tahap plane-bed pergerakan

rezim aliran rendah pada kecepatan banjir tingkat tinggi. Sebagai kecepatan yang

berkurang pada rezim aliran rendah, ripple cross-lamination terbentuk pada bagian atas

palnr-bed laminae.

Flaser dan Lenticular Bedding

Flaser bedding adalah tipe ripple bedding dimana lapisan tipis lumpur terdapat antara

sewta cross-laminated berpasir atau sedimen endapan lumpur (Gambar 5.17).Lumpur

terkonsentrasi secara dasar dalam lereng ripples tetapi dapat juga secara partai terlapisi

puncak. Flasser bedding diyakini deposisi dibawah kondisi hydraulic deposisi. Periode

masa aktivitas, diaman pergerakan daya tarik dan deposisi pasir rippled mendapat

tempat, perubahan dengan periode tak bergerak, ketika lumpur terendapkan .

mengulangi episode hasil masa aktivitas dalam erosi yang sebelum itu puncak endapan

ripple, mengikuti pasir ripple baru untuk membawa dan melindungi rippled beds

dengan lumpur flaser dalam tebing (Reineck dan Singh, 1980). Lenticular bedding

adalah struktur yang terbentuk oleh lumpur interbedded dan pasir ripple cross-laminated

dimana ripples atau pemusatan pasir yang diskontuinitas dan terisolasi pada arah vertikal

maupun horizontal (Gambar 5.18). Reineck dan Singh (1980) mengemikakan bahwa

flaser bedding diproduksi pada lingkungan yang kondisi deposisi dan penjagaan pasir

lebih berwarna daripada lumpur, tetapi lenticular bedding tersebut diproduksi pada

lingkungan pada kondisi dimana deposisi baik dan penjagaan lumpur atas pasir. Flaser

dan bedding ada untuk bentuk secara khusus pada bagian labil

GAMBAR 5.17

GAMBAR 5.18

dan lingkungan semi labil dimana kondisi masa aliran atau aksi bergelombang yang

menyebabkan perbedaan deposisi pasir dengan kondisi air lambat ketika lumpur

terendapakan. Mereka juga dari lingkungan perairan delta trdepan, dimana fluktuasi

dalam penyediaan sedimen dan masa kecepatan adalah umum; pada lingkungan danau

dalam dentuk delta kecil: dan kemungkinan pada selat perairan dangkal memilki

pergerakan hubungan badai pantai menjadi perairan yang lebih dalam.

Hummocky Lintas Stratifikasi

Nama hummocky lintas stratifikasi telah dikenalkan oleh Harms et al. pada tahun

1975, walaupun struktur telah dikenali dan digambarkan dengan nama yang berbeda

oleh pekerja-pekerja sebelumnya. Hummocky lintas stratifikasi berkarakter oleh sets

berombak-ombak cross-laminae yang cekung ke atas (swales) dan cmbung keatas

(hummocks)

GAMBAR 5.19

(Gambar 5.19). Cross-beds sets secara khusu terpotong menjadi satu sama lainnya

dengan erosi permukaan lenting (GAMBAR 5.20).Hummocky cross-bedding secara

umum terdapat dalam ketebalan sets 15 sampai 50 cm dengan dasar erosional

bergelombang dan rippled, bioturbasi atas (Harms et al,.1975). penempatan hummocks

dan swales berada pada 50 cm atau beberapa meter. Batas permukaan paling bawah dari

unit hummocky tajam dan secara umum berpermukaan erosional. Bentuk tepat tanda

satu-satunya dapat ada pada dasar. Hummocky lintas stratifikasi terdapat secara tipikal

dalam pasir pantai lembut sampai batulumpur kasar yang secara umum terdiri mika yang

berlimpah dan carbonaceous halus runtuhan tanaman (Dott dan Bourgeois, 1982).

Hummocky lintas stratifikasi belum diproduksi dalam jurang sempit yang dilalui air

atau melaporkan dari lingkungan moderen, tetapi telah dilaporkan dalam tingkatan kuno

dari lokalitis yang besar. Harms et al. (1975, 1982) mengemukakan bahwa struktur ini

terbentuk oleh gelombang kuat petunjuk berbeda-beda (aliran oskilatori) yang terbentuk

oleh gelombang badai besar secara relatif. Aksi gelombang badai kuat pertama mengikis

dasar laut menjadi hummocks rendah dan swales yang terkurangi oleh beberapa orientasi

signifikan. Topografi kemudian terlapisi oleh material laminae menghapus hummocks

dan swales. Lebih jelasnya, Duke, Arnott, dan Cheel (1991) mengemukakan bahwa

hummocky lintas stratifikasi terorfinasi oleh kombinasi secara tidak langsung dan aliran

oskillatori terhubungkan dengan aktivitas badai. Lihat juga Gambar 12.10 dan diskusi

hummocky lintas stratifikasi pada chapter 12. walupun hummocky lintas stratifikasi pada

umumnya melahirkan bebatuan sedimen perairan dangkal, Duke (1985) melaporkn

keberadaan struktur ini pada beberapa bebatuan sedimentari lacustrine.

GANBAR 5.20

Stratifikasi Tidak Beraturan

Struktur Deformasi

Convolute dan laminasi. Convolute beddingadalah struktur yang terbentuk oleh lipatan

rumit atau pengisutan yang berbelit-belit atas beds atau laminasi menjadi tidak

beraturan, secara umum anticlines dan synclines. Hal ini pada umumnya, tetapi tidak

secara sama, mnghasilkan menjadi unit sedimentasi tunggal atau bd, dan tingkatan di

atas dan di bawah pada bed ini dapat terlihat sedikit bukti ddeformasi (Gambar 5.21).

convolue bedding tidak sama dalam pasir halus atau pasir berlumpur, dan laminae secara

tipikal dapat diikuti melalui lipatan . Kekurangan secara umum tidak terdapat, tetapi

convolutions dapat terkerucut dengan terpotong bagian bawah dan atasnya oleh

permukaan erosional yang juga dapat menjadi convolute. Convolusi meningkat dalam

kerumitan dan

GAMBAR 5.21

Lompatan keatsa dari laminae yang tidak terganggu dalam bagian paling rendah dari

sebuah unit. Mereka dapat saja habis pada bagian atas sebuah unit atau terkerucut bagian

atas dan bawah oleh permukaan teratas bedding . Beds terdiri laminasi convolute secara

umum tingkat dalam ketebalan kurang lebih 3 sampai 25 cm (Potter dan Pettijohn,

1977), tetapi unit yang ter-convoulted naik menjadi tebal beberapa meter telah

dilaporkan baik endapan eolian dan subaqueous.

Laminasi convolute adalah paling umum dalam rangkaian kekeruhan. Hal tersebut

juga terdapat dalam sedimen bagian dalam pasang surut, sungai lahan banjir, dan titik

endapan bar . asal muasal convolute bedding tetap sulit untuk dipahami, tetapi hal ini

memberikan alasan dikarenakan oleh devormasi palastic sedimen cair secara berpartai

segera setelah deposisi. Pengkapakan beberapa lipatan convoluted memilki

kecenderungan orientasi yang secara umum serupaq dengan arah masa paleo,

mengemukakan bahwa proses yang memproduksi convolutions terdapat selama deposisi,

pada akhirnya pada kasusu ini. Liquefaction sedimen dapat disebabkan proses sebagai

pemebrian muatan yang berlebih secara differensial, gempa bumi mendadak, dan

pemecahan gelombang.

Struktur Api. Strutur api adalah bentuk api lidah lumpur yang menaikkan poryek

menjadi lapisan hamparan yang secara umum pbatu pasir (Gambar 5.22). puncak

beberapa api adalah cenderung lebih atau menjatuhkan dan menjaga terhadap seluruh

titik dalam arah yang sama. Struktur api secara umum terasosiasi dengan struktur

lainnya dikarenakan oleh pemuatan sedimen. Mereka dapat juga disebabkan secara dasar

oleh pemuatan lapisan lumpur yang dipenuhi air yang kurang padat daripada hamparan

pasir dan secara konsukuen membekukan bagian atas menjadi lapisan pasir. Orientasi

penggulingan puncak mengemukakan bahwa pemuatan dapat disertai tarikan horizontal

atau gerakan antara lumpur dan pasir bed.

Struktur Bola dan Bantal. Struktur bola dan bantal diketemukan dalam bagian

terbawah bagian batu pasir beds, dan secara umum kurang dalam limestone beds, yang

serpihan hamparan (Gambar 5.23). mereka mengandung hemispherical atau massa bukit

pasir yang terbentuk secara baik atau limestones yang memperlihatkan laminsi internal.

Pada beberapa hemisphere, laminae dapat secara halus terkurva atau dibentuk kembali,

berlanjut secara khusus menjadi sisi terluar hemisphere dimana mereka terpelihara

menjadi sesuai dengan bentuk pinggir. Bola dan bantal dapat tetap terkoneksi dengan

GAMBAR 5.22

GAMBAR 5.33

hamparan atas beds atau mereka secara sempurna terisolasi dari beds dan tertutup dalam

hamparan bawah lumpur. Struktur bola dan bantal dipercaya terbentuk sebagai hasil dari

pembangun dan penghancur setengah konsolidasi, atau sedimen kapur,memilki untuk

liquefaction hamparan lumpur, bisa juga, karena kejutan. Liquefaction lumpur

disebabkan hamparan pasir bedsatau sedimen kapur untuk dibentuk ulang menjadi masa

hemisphirical dimana berikutnya pecah berpisah menjadi bed dan tenggelam menjadi

lumpur. Kuenen (1958) secara eksperimen menghasilkan struktur yang mendkati

campuran struktur bola dan bantal alami melalui penerapan kajut terhadap lapisan

endapan pasir diatas tanah liat thixotropic.

Lipatan Endapan dan Faults. Bagian umum tentang struktur kemerosotan telah

teraplikasi terhadap penghasilan produksi melalui deformasi penecontemporaneous

hasil dari gerakan dan perubahan tempat sedimen tak terkonsolidasi dan semi

terkonsolidasi, pada dasarnya dibawah pengaruh gaya tarik. Potter dan Pettijohn (1977)

menjelaskan struktur kemerosotan sebagai produk sebagai berikut :

1. gerakan pervasif melibatkan interior pergerakan massa, menghasilkan

campuran kacau balau tipesedimen berbeda, seperti lapisan lumpurterpecah

yang terdapat dalam sedimen berpasir.

2. tipe decollement gerakan dimana perpindahan bercabang adalah

terkonsentrasi sepanjang sole, menghasilkan beds yang secara kencang

terlipat dan lapisan menjadi struktur nappelike.

Struktur kemerosotan dapat melibatkan berbagai macam unit sedimentasi, dan mereka

secara umum terhancurkan. Ketebalan unit kemerosotan terlaporkan berjarak kurang dari 1

m sampai lebih dari 50 m. Unit kemerosotan dapat dibatasi atas dan bawah melalui

tingkatan yang memperlihatkan tidak ada bukti deformasi. Ini akan menjadi sulit dalam

beberapa rangkaian statigrafik, bagaimanapun juga untuk membedakan anatara unit

kemerosotan dan beds yang kurang cakap seperti serpih yang cacat bentuknya antara bukit

pasir yang bagus atau beds batu kapur selama lipatan tektonik.

GAMBAR 5.24

Struktur kemerosotan secara tipikal ada dalam batuan lumpur dan serpihan berpasir,

dan kurang secara umum dalam batuan pasir, batu kapur, dan evaporite. Mereka secara

umum ditemukan dalam unit yang mengendap secara cepat, dan mereka dilaporkan berasal

dari berbagai macam lingkungan yang bersedimentasi cepat dan melampaui ereng menuju

ketidakstabilan. Mereka ada dalam sedimen glasial, endapan lumpur yang berbeda-beda

dan tanah liat sumber lacustrine, bukit pasir eolian, kekeruhan, delta dan sedimen gosong

karang, serta rangkaian sedimen bukit, juga dalam sedimen berasal dari kepala karang sub-

perairan, landas kontinen, dan dinding parit laut dalam.

Struktur Piring dan Tiang. Struktur piring berbentuk kurus, berwarna gelap, sub-

horizontal, rata unuk cembung maupun cekung, laminasi tanah liat (Gambar 5.25) yan ada

secara prinsip dalam unit batu pasir dan batu lumpur (Lowe dan LoPicollo, 1974: Rautman

dan Dott, 1977).Laminasi secara umum hanya setebal beberapa milimeter, tetapi piring

individual dapat berjarak dari 1 cm sampai lebih dari 50 cm lebarnya. Mereka secara

tipikal ada dalam bed kurang dari ketebalan 0,5 m, dimana mereka secara umum

memotong melewati daerah laminasi utama dan laminasi lainnya. Struktur tiang pada

umumnya ada dalam assosiasi dengan struktur piring (Gambar 5.25). Tiang bersifat

vertikal nyaris sangat vertikal, memotong kolom dan baris tak terstruktur atau parir

berputar yang memotong melalui pasir besar atau pasirlaminatedyang juga secara umum

terdiri dari struktur piring dan laminasi convolute. Jarak mereka dalam ukuran dari tube ,

beberapa milimeter dalam diameter ke struktur besar, yang terberdar 1 m dalam diameter

dan beberapa meter pada ketinggian. Tiang sebenarnya bukan strutur stratifikasi. Mereka

mendiskusikan disini dengan struktur tiang karena asosiasi dekat mereka dengan struktur

ini dan karena berasal dari mekanisme yang sama, yang didiskusikan dibawah.

Struktur tiang dan piring pertama kali ditelti dalam endapan sedimen aliran gaya

tarik (kekeruhan dan aliran liquefied) dan nyaris berlimpah dalam beberapa endapan;

bagaimanapun juga, mereka juga telah terlaporkan dalam sedimen dari deltaic,alluvial,

lacustrine, dan endapan perairan dangkal, sama seperti dari lapisan debu vulkanik. Mereka

mengindikasi deposisi cepat dan berasal pengeluaran air selama konsolidasi sedimen.

Selama kepadatan secar bertahap dan pengairan , laminasi semiperiabel bersifat seperti

pembawaan secara parsial untuk pemindahan air keatas membawa sedimen lunak. Partikel

halus melambat oleh laminasi dan yang ada ditambahkan krpada mereka, membentuk

piring. Beberapa air terlindungi secara horizontal dibawah laminasi sampai menemukan

reute pembebasan yang lebih mudah. Ini

GAMBAR 5.25

lebih kuat pembebasan air keatas dari tiang. Bagaimanapun juga struktur piring dan tiang

adalah struktur dewatering.

Struktur Erosi

Saluran adalah struktur yang memprlihatkan bentuk U atau bentuk V dalam seksi lintas

dan memotong lebih cepat pembentukan bedding dan laminasi (Gambar 5.26). mereka

terbentuk oleh erosi, secara prinsipil oleh jaman tetapi dalam berbagai kasus oleh gerakan

massa. Saluran pada umumnya terisi dengan sedimen yang secara tekstural berbeda dari

beds yang mereka potong. Saluran dapat dilihat dalam jarak singkapan dalam kelebaran

dan kedalman beberapa centimeter sampai beberapa meter. Walau saluran besar dapat

ditegaskan melalui pemetaan atau pemboran. Hal ini sering memungkinkan untuk mencari

kepanjangan mereka dalam singkapan, tetapi mereka agaknya tertunda untuk jarak

beberapa waktu di kelebaran mereka. Mereka sangat umum dalam fluvial dan sedimen

pasang naik dan surut. Mereka juga ada dalam sedimen kekeruhan, dimana dimensi

panjang saluran memelihara untuk orientasi paralel untuk petunjuk yang tepat seperti yang

diperlihatkan oleh struktur petunjuk lainnya.

Struktur scoour dan fill sangat dikenal bagi saluran tetapi mereka secara umum

lebih kecil. Mereka sangat kecil, terisi, lereng asymmetrical beberapa centimeter sampai

beberapa meter dalam ukuran, dengan axes panjang yang titik penurunan dan secara umum

memilki kecuraman keatas slope dan lebih penurunan slope yang halus. Mereka dapat terisi

dengan pasir kasar atau materi berserat halus daripada substrate. Struktur ini lebih umu

dalam sedimen pasir dan terpikir untuk terbentuk sebagai hasil scour oleh arus dan

rangkaian pengisiian belakang sebagai penenurunan kecepatan arus. Untuk kontrasnya

yerhadp saluran, beberapa struktur scour dan fill dapat ada bersamaan secara dekat

tertempati dalam satu akar. Mereka struktur utama asal muasal fluvial yang dapat ada

dalam sungai, alluvial-fan, atau lingkungan tanah basah glasial.

GAMBAR 5.26

5.4 PENANDAAN DAERAH BEDDING

Pembuatan Tanda oleh Erosi dan Deposisi

Berbagai penandaan daerah bedding pada bagian bawah beds sebagai cetakan positif relif

dan penandaan tidak beraturan. Memilki lokasi mereka pada dasar atau soles beds , mereka

sering memilih unuk menandai soles. Penandaan sole diadakan dengan baik secara khusus

pada bagian bawah bukit pasir dan beberapa bebatuan sedimentari berserat kasar yang

berada diatas batuan lumpur atau serpihan beds. Banyak penandaan sole dibentuk ole

proses erosional, secara konsekuen, mereka secara umum memperlihatkan bentuk arah

yang membuat mereka berguna untuk menginterpretasi arah aliran arus kuno.

Hal ini disebut penandaan erosional sole yang sebenarnya terbentuk oleh prose dua

tingkat yang melibatkan baik erosi maupun deposisi. Pertama , kohesif, dasar sedimen

lunak tererosi oleh beberapa mekanisme untuk memproduksi arus dan deperesi. Karena

kekohesifan sedimen, deperesi dapat terlihat cukup panjang untukdiisi dalam dan terbawa

selama rangkaian deposisi, secara tipikal sedimen berserat kasardaripada lumpur bawah.

Sedimen kasar ini bisa juga mengendap dengan singkat setelah erosi depresi, kemungkinan

dalam beberapa kasusu oleh arus sama yang dibentuk depresi. Setelah penguburan dan

lithification, bentuk relif positif mendempet ke kiri samapai dasar permukaan atas bed.

Apabila bed menjalani kenaikan tektonik, struktur ini dapat diekspos oleh pencuacaan dan

erosi subaerial (Gambar 5.27). Peristiwa erosi awalyang melahirkan depresi dalm lumpur

bawah dapat membawa bentuk arus scour , atau depresi dapat menghasilkan dari aksi objek

yang disebut alat yang terbawa oleh arus dan secara sebentar atau terus menerus membuat

hubungan dengan bawah. Alat ini dapat berupa potongan pohon , sel-sel organisme, atau

objek serupa yang dapat diputar atau digali sepanjang bawah, struktur erosi dapat juga

diklasifikasikan secara genital seperti struktur pembentukan arus atau struktur

pembentukan alat.

Penandaan sole erosi mayoritas umum pada sole bukit pasir keruh, tetapi mereka

juga bisa ada dalam bebatuan endapan sedimen dalam lingkungan yang lain. Mereka dapat

berasal dari beberbagai macam lingkungan dimana kondisi wajib peristiwa erisif diikuti

secara masuk akal dengan cepat oleh pertemuan peristiwa deposisi. Mereka dilaporkan

dalam endapan selat dan fluvial dalam tambahan kekeruhan.

GAMBAR 5.27

Cetakan Aliran. Cetakan aliran adalah penguluran, nyaris hubungan lurus (Gambar 5.28)

yang menghasilkan bentuk pemasukan kedalam relif erosi yang membuat sebagai hasilnya

adalah koral, kerang, sebatang kayu atau objek lainnya yang telah tergali atau melintas

memutar permukaaan sedimen kohesif. Mereka secara tipikal berejarak dalam kelebaran

dari beberapa milimeter sampai centimeter bahkan dua, bagaimanapun juga cetakan aliran

besar juga ada. Aliran cetakan mengulur secara besar-besaran dalam komparsi terhadap

kelebaran mereka. Mereka bentuk arah yang berorientasi paralel ke arah aliran arus kuno

yang memproduksi mereka, jadi mereka memilki arus paleo yang signifikan. Cetakan

aliran pada bed yang sama memilki orientasi umum yang sama, walaupun mereka

menyimpang pada sedikit sudut bahkan melintas. Kebanyakan cetakan aliran tidak memilki

bentuk yang memperlihatkan keunikan arah arus, kita tidak dapat memberitahu dari mereka

mana arus yang telah arus bawah dan arus atas.Chevrons adalah keberagaman ncetakan

aliran terbuat dari bentuk krenulasi V yang terus menerus dengan titik V dalam aliran arus

bawah: jadi tipe cetakan aliran ini dapat dipakai untuk menetapkan arah arus yang benar.

Dzulynski dan Walton (1965) mengemukakan bahwa chevrons terbentuk oleh gerakan alat

diatas permukaan sedimen, tidak menyentuh permukaan, dikarenakan pengangkatan ke

atas sisi aliran. Cetakan aliran khususnya umum pada kekeruhan bed sole yang

memilkifragmen kerang, batangan pohon, dan alat lainnya yang terbawa dalam dasar arus

aliran kekeruhan yang tergali melintasi bawah lumpur. Mereka juga ada pada sole endapan

beds dalam lingkungan perairan dangkal seperti daerah pasang naik dan surut juga lahan

banjir dimana peluapan alat dapat menyentuh bawah dan meninggalkan cetakan

Bounce, Brush, Prod, Roll dan Skip Marks. Penandaan dengan cungkilan kecil yang

dihasilkan oleh alat yang membuat kontak sebentar dengan bawah, mengahsilkan tanda

cungkilan kecil. Penandaan Brush dan Prod adalah asimmetrikal dalam bentuk seksi lintas,

dengan sedikit lebih dalam, bagian luar orisentasi penandaan arus bawah. Penandaan

Bounce secara kasar simmetrikal. Penandaan Roll dan Skip terbentuk oleh pelambungan

keatas dan ke bawah diatas permukaan yang menghasilkan jejak terus-menerus. Genesisi

dari struktur ini adtergambarkan pada gambar 5.29

Cetakan Galur. Cetakan galur adalah penguluran bilur atau punggung bukit yang memilki

hidung berumbi pada ekornya yang menjulang ke luar pada arah lainnya dan bergabung

secara bertahap dengan permukaan bed. Mereka ada secara tunggal atau berkerumun

dimana seluruh bilur terorientasi dalam arah umum yang sama. Pada pengadaan sole, galur

terjaga pada ukuran yang sama; bagaimanapun juga cetakan galur pada beds yang berbeda

dapat berjarak pada kelebaran centimeter atau 2 sampai 20 cm atau lebih, pada ketinggian

(relif) beberapa cm samapai 10 cm atau lebih, dan dalam kepanjangan sekitar beberapa cm

samapi meyter bahkan lebih. Bidang bentuk penampakan berbagai macam galur dari

kedekatan garis sungai, sismetrikal secara bilateral dari penguluran yang lebih samapai

bentuk tak beraturan, beberapa darinya sangat tercampur.

Cetakan galur terbentuk oleh pengisisan pergesekan depresi dalam sedimen kohesif oleh

kisaran arus yang dihasilkan dibelakang beberapa rintangan , atau kesempatan pergesekan

kisaran. Tipe pergesekan arus ini menghasilkan depresi asimetrikal dimana bagian

kecuraman dan kedalaman depresi berorientasi sungai atas (Gambar 5.27). joleh karena

itu , ketika semacam dsungai atas depresi (Gambar 5.30). cetakan galur jadi memmbuat

indikator arus paleo yang sempurna karena mereka memperlihatkan arus unik alarus aliran.

Galur rata secara khusus pada sole rangkaian kekeruhan, tetapi mereka juga

memperlihatkan pada endapan sedimen dalam perairan dangkal dan lingkungan non

paerairan. Mereka telah dileporkan pada sole beds batu kapur sam ddengan beds bukit

pasir.

Arus Bulan Sabit. Arus bulan sabit , juga disebut halangan gesekan, ada dalam lingkungan

moderen sebagai bagian sempit, setengah lingkaran atau bentuk lengkung tapal kuda dari

sekeliling rintangan kecil saeperti kerikil atau memeliki kerang untuk pergesekan arus pada

lumpur atau dasar pasir (Gambar 5.31). Pada sedimen npasir, mereka berasal dari sisi arus

bawah rintangan sebagai punggung bukit. Pada bebatuan sedimen kuno mereka banyak

berkarakter bukit pasir fluvial dengan inter beds serpihan. Mereka juga dilaporkan dari

rangkaian kekeruhan. Entah bagaimana struktur yang serupa terbentuk oleh tiupan pasir

disekeliling rintangan oleh angin, membentuk puncak bukit atau ekor pasir angin bawah

dari objek. Seperti struktur hasil angin yang jarang ada dalam bebatuan sedime kuno.

GAMBAR 5.29

Penyebab Penandaan oleh Deformai; Cetakan Beban

Cetakan beban digambarkan oleh Potter dan Pettijohn (1977) sebagai “pergerakan

memutar dari tambahan kecil, pembulatan kantung dalam atau pendek, eksrens yang

menonjol , atau protuberensi yang benar-benar tidak beraturan”. Mereka secara umum ada

pada dasar bukit pasir sole yang berada daiatas batuan lumpur atau serpihan,dan merka

terjaga untuk melindungi keseluruhan permukaaan bedding (Gambar 5.32) mereka berjarak

dalam diameter dan bentuk relif beberpa cm sampai beberapa belas cm. Cetakan beban

dapat superfisial tegabung dengan cetakan gulir; bagaimanapun juga, mereka dapat

dibedakan dengan galur oleh ketidakaturan besar dalam bentuk dan kekurangan mereka

dalam arus atas tertentu dan akhir arus bawah. Juga, cetakan galur tidak memperlihatkan

orientasi terpilih dengan respek ke arah arus.

Walaupun nmereka disebut cetakan, cetakan beban bukan cetakan yang sebenarnya karena

mereka tidak berisi rongga keadaan sebelumnya atau membentuk. Mereka terbentuk oleh

deformasi

GAMBAR 5.30

GAMBAR 5.31

Tak berjanji, lumpur dasar hydroplastik memilki ketidaksamaan bebad oleh lapisan pasir

atas.lumpur tak tersusun dengan kelebihan tekanan lubang cairan, atau pencairan lumpur

oleh kejutan yang dihasilkan dari dalam, dapat cacat bentuk oleh berat hamparan pasir

atas., dimana dapat tenggelam secara tidak sama menjadi lumpur yang tidak kompeten.

Memilki beban menjadi berat yang tidak sama dari kekuatan pasir, protrusi dari pasir

bawah menjadi menciptakan bentuk relif positif pada

GAMBAR 5.32

Dasar beds bukit pasir yang dapat tergabung dengan beberapa struktur erosi seperti yang

telah disebutkan. Cetakan beban secara dekat berhubungan secara ginetik terhadap struktur

bola dan bantal dan struktur api. Cetakan galur dan aliran dapat dimodifikasi oleh

pembebanan dimana trjaga untuk relif berlebih mereka dan penghancuran bentuk asal.

Cetakan beban dapat berasal dari berbagai lingkungan dimana lumpur yang terpenuhi air

secara cepat terbawa oleh pasir sebelum pemposisian pengairan. Mreka tidak indikatif pada

beberapa macam lingkungan, walaupun mereka terjaga lebih umum dalam

rangkaiannkkeruhan. Mereka ada pada dasar berbagai beds tidak seperti rmrefleksikan

kesatuan hydroplastik dan lumpur dibawah permukaan. Mreka berdasarkan penampilan

tidak berasal dari endapan dasar pasir beds pada lumpur yang telah tersusun atau lebih

dahulu diairi ke deposisi pasir.

Struktur Biogenik

Jejak fossil

Mengambil, pemboran, memberi dan aktivitas lokomotif organisme yang dapat

menghasilkan berbagai macam jejak, depresi, dan lubang terbuka dan pemboran pada

lumpur dan sedimen bawah semikosolidasi. Mengisi depresi ini dan lubang dengan

sedimen dengan tipe berbeda atau balutan berbeda menciptakan struktur yang dapat juga

berbentuk relif positif, sperti jejak pada dasar hamparan beds atas, atau bentuk

yang ,memperlihatkan sebagai rongga atau pengisisan bor pada bagian atas bed lumpur

hamparan bawah. Perronggan dan pengeboran secara umum perpanjangan bawah menjadi

beds, oleh karena itu, struktur ini bukan struktur bedding-palne secara esklusif.

Jejak, bekas , rongga, boran dan struktur lainnya terbuat oleh organisme pada

permukaan bedding atau dalam beds yang diketahui bersama sebagai jejak fosil atau

ichnofossil. Walaupun para pakar geologis telah waspada terhadap keberadaan rongga,

jejak, dan struktur biogenik lainnya dalam bebatuan sedimen, pengenalan dan penamaan

berbagai macam jejak fosil yang sekarang diketahui, seperti pengertian penuh atas jelasya

lingkungan pada satrutur ini, adanya kesadaran besar pada pertengahan tahun 1950-an.

Penemuan laporan ilmiah besar bersepakat dengan jejak fosil yang telah dipublikasikan

semenjak waktu itu, sebagai tambahan beberapa penuh monograf panjang. Hanya beberapa

laporan kesimpulan klasifikasi, keberadaan, dan kejelasan jejak fosil telah dperlihatkan

sekarang. Detail tambhan dapat ditemukan dalam buku Basan (1978): Bromley (2990):

Crimes dan Harper (1970, 1977): Curran (1985): Ekdale, Bromley, dan Pemberton (1984):

Frey (1975): Hantzchel (1975): dan Seilacher (1964).

Klasifikasi Jejak Fosil. Jejak fosil tidak sepenuhnya benat memperlihatkan fosil tetapi

secara strutur biogenik secara sederhana yang berasal melalui daya penggerak, penanamn.

Perlubangann atau aktivitas akhir organisme. Menginterpretasi secara luas, struktur

biogenik dapat disadari termasuk hal sebagai berikut:

1. struktur bioturbasi (peronggan, jejak petilasan, struktur akar penetrasi)

2. struktur biostratifikasi (algal stromatolites, bedding bertingkat sumber biogenik)

3. struktur bioerosi (pengeboran, kikisan, tusukan)

4. excrement (coprolite, seperti butir fecal atau cetakan fecal)

tidak semua ahli geologis menganggap struktur biostratifikasi sebagai jejak fosil, dan

struktur ini secara umum termasuk kedalam diskusi tentang jejak fosil yang telah

dipublikasikan.

Jejak fosil dapat diklasifikasikan melalui berbagai cara dasar morfologi

(taksonomi), menganggap perilaku organisme yang memproduksi struktur dan proses

pemeliharaan (Simpson, 1975: Frey, 1978).pada dasar morfologi, mereka dsapat

dikelompokkan menjadi beberapa kategoriseperti jejak, petilasan, peronggan, pemboran,

dan tekstur bioturbai seperti yang terlihat pada tabel 5.2. jejak, petilasan, peronggan, dan

tektur bioturbasi terbentuk sdalam sedimen halus. Pengeboran terbentuk dalam sub

tingkatan keras. Gambar 5.33, 5.34, dan 5.35 menggambarkan beberapa bentuk tersebut.

Klasifikasi jejak fosil pada dasar perilaku orgamisme penghasil cenderung sebagai

klasifikasi etilogikal. Cara pengklasifikasian, jejak fosil dibedakan mennjadi jejak akhir,

jejak cakaran, jejak serempet, pemberian nstruktur jejak, dan struktur peninggalan (Gambar

5.36). Deskripsi lebih jauhnya struktur prilaku ini dan proses dimana mereka diasumsikan

npada bentuk diperlihatkan dalam tabel 5.3. jejak fosil dapat diklasifikasikan pada tipe

dasar penmeliharaan, memakai sejenis bagian relif penuh, semirelif, lekuk, cekung, dan

cembung (Gambar 5.37). Jejak terbentuk pada permukaan sedimen yang disebut jejak

exogenik (luar), dan mereka yang terbentuk dalam tingkatan yang disebut jejak endogenik

(didalam)

Arti Lingkungan. Jejak fosil diproduksi oleh berbagai macam organisme seperti kepiting

ikan datar, remis besar cacing, kerang-kerangan, udamg dan lele. Kaena organisme yang

berbeda tergabung dalam tipe prilaku yang serupa (mencakar, menusuk, memberimakan

dan lain lain),pada dasarnya jejak identik dapat dihasilkan melalui organisme yang cukup

berbeda. Oleh karena itu, tidsak selalu mungkin untuk mengidentifikasi organisme yang

menghasilkan tipe strutur yang khusus. Hal ini telah ditetapkan, bagaimanapun juga

asosiasi tetap struktur biogenik dipelihara unuk mencirikan mpermukaan sedimen khusus.

Permukaan ini , pada gilirannya, dapat dihubungkan dengan lingkungan deposisi. Bagian

ichnofacies yang telah diperkenalkan oleh Seilacher (1964) untuk permukaaan sedimentari

yang bercirikan oleh asosiasi khusu jejak fosil. Tingkat keasinan, kedalaman air, dan

kostitensi sub tingkatan (dasar lunak atau kasar) muncul mendesak kontrol utama pada

distribusi jejak fosil. Jejak fosil ada dalam endapan sedimenpada lingkungan subaerial,

organisme seperti serangga, laba-laba, cacing, kaki seribu, siput, dan kadal dapat

menghasilkan berbagai macam rongga dan terowongan; jejak peninggalan organisme

vertebrata; dan peninggalan tanaman memberikan jejak akar. Fluvial air bersih dan

lingkungan lacustrine didiami oleh oganisme seperti cacing, crustaceae, serangga, binatang

berkelopak dua, gastropodia, ikan, burung, amphibi, mamalia, dan reptil dapat

menghasilkan berbagai macam jenis jejak. Jejak fosil dalam air bersih, endapan,

kontinental, terbagi dalam kelompok ichnofacies Scoyenia (Frey, Pemberton, dan

Fagerstrom, 1984). Ichnofacies cenderung tak berbeda, melihat kecocokan kesatuan yang

rendah terhadap jejak invertebrata dan vertebrata petilasan, dan rongga (Ekdale, Bromley,

Penderton, 1984).

GAMBAR 5.2

Hal penting lainnya dalam ichnofacies terfokuskan pada facies-facies yang ada

dalam bebatuan sedimen perairan. Jejak fosil perairan diproduksi oleh berbagai macam

organisme invertebrata pada umumnya seperti cacing, udang, lobster, kepiting, gastropoda,

dan pelicipoda. Beberapa jejak juga diproduksi oleh ikan. Tujuh ichnofacies perairan

sekarang ini telah dikenali setiap nama mempresentasikan jejak fosil : Terodolites,

Trypanites, Glossifungites, Skolithos, Cruziana, Zoophycos, dan Nereites (Gambar 5.38).

Ichnofacies terodolites (tidak digambar dalam gambar 5.38) terdiri hanya dalam material

kayu. Ichnofacies tripanites bercirikan kasar, substrata dalam durasi penuh, dan ichnofacies

glossifungites secara tipikal ada dalam firma, tetapi tak tersemen per tingkatan. Ichnofacies

perairan tetap berisi ichnofacies sedimen lunak dimana distribusi ada untuk secara umum

dikendalikan oleh perairan dalam.

GAMBAR 5.33

GAMBAR 5.34

Daerah supratidal dan intertidal, daerah subtidal dan wilayah dalam dari bidang

perairan dibedakan oleh asosiasi ciri jejak fosil (Gamabr 5.38). secara umum struktur

biogenik yang bercirikan ichnofacies tripanites pesisir bebatuan dan pesisir kerikil adalah

boran batu dimana struktur memutar dari organisme suspensi pemberi makan (Gambar

5.38), 1-4). Struktur lainnya dalam ichnofacies ini termasuk jejak parutan dan kikisan

terbuat dari organisme pemberi makan lubang galian oleh gastropodi predator, boran mikro

dibuat oleh algae dan jamur. Ichnofcies glassifungites

GAMBAR 5.35

GAMBAR 5.36

Didefinisikan kembali oleh Frey dan Seilacher (1980) sekarang ini disadari untuk

membatasi firma, permukaan tak tersemen yang secara tipikal terdiri atas pengairan,

lumpur cohesive. Jejak fosil diproduksi dalam lingkungan yang pada umumnya vertikal,

bentuk U, dan kediaman rongga cabang suspensi pemberi makan atau karnifora seperti

udang, kepiting, cacing, dan pholadid berkelopak dua (gambar 5.38, 5-8). Daerah litoral

atau daerah intertidal yang berpasir pesisir dibedakan oleh kondisi keras yang dihasilkan

dari gelombang energi tinggi dan arus pengawetan, dan temperatur tinggi serta fluktuasi

kadar garam. Adaptasi organisme terhadap kondisi keras dilalui dengan pemboran terhadap

pasir untuk membebaskan. Jadi, vertikal dan pembran kediaman berbentuk U, beberapa

dengan perlindungan secara menggaris seperti skolithos, diplocraterion, arenicolites, dan

pemboran ophiomorpha terlihat dalam gambar 5.38, 9-13, bercirikan ichnofacies skolithos

pada daerah ini. Daerah neritik atau daerah subtidal perpanjangan dari zona low-tide

menjadi segi landas kontinental (pada kedalaman air sekitar 200m) perbandingan kurang

dari lingkungan. Walau bagaimanapun juga arus erosif dapat ada. Pengeboran kediaman

vertikal dan terlindungi kediaman bentuk U kurang umum dalam daerah ini. Pemboran

dilindungi agar lebih pendek, dan penandaan permukaan dibuat oleh organisme seperti

crustacea (atau trilobita selama waktu paleozoic awal) lebih umum. Pada bagian kedalaman

zona wilayah neritik, masalah organik menjadi cukup berlimpah untuk memberi makan

sedimen menjadi terbentuk dan memproduksi rongga pemberi makan. Pada air pedalaman

rongga pelarian vertikal jadi dilindungi untuk memberikan jalan rongga pemberi makan

horizontal. Zona samudera dapat dibedakan oleh ichnofacies cruziana, yang dicirikan oleh

semacam jejak yang ada dalam gambar 5.38, 14-18. Kedalaman batil dan zona absial

samudera dibawah keberadaan dasar gelombang dimana kondisi energi lemah secara

umum terhindarkan. Walaupun erosi dan deposisi dapat ada dalam zona ini, adanya arus

kekeruhan atau arus bawah dalam. Rongga pemberian makan yang rumit seperti zoophycos

dan lorenzinia (gambar 5.38, 19-21), secara umum, secara khusus dalam zona batil. Jejak

ini membuat ichnofacies zoophycos. Bahkan dalam perairan dalam zona abisal, dimana

sedimen dasar nyaris tanah liat berserat halus secara eksklusif, banyak spiral rumit, lilitan

dan bentuk lika-liku

GAMBAR 5.38

seperti Spirorhaphe (gambar 5.38, 25) atau jejak fosil terpola seperti Paleodicyton (gambar

5.38, 22) didapati. Asosiasi jejak fosil ini terkonstitusi ichnofacies Nereites, dinamakan

untuk Nereites, suatu tipe petilasan tusukan horizontal.

Walaupun setiap ichnofacies perairan dilindngi untuk dicirikan daerah samudra

bathymetric secara khusus seperti yang terlihat dalam gambar 5.38, kita tahu bahwa jejak

fosil individual dapat melebihi zona dalam. Tidak ada satupun struktur biogenik

merupakan indikator sempurna mengenai kedalaman dan lingkungan. Kontrol dasar

formasi jejak fosil termasuk sub tingkatan alami (dasar laut), energi air, tingkat deposisi,

kekeruhan air, tingkat kadar oksigen dan kadar garam, rangkaian pencemaran, dan jumlah

makanan yang tersedia (Pemberton, Mac Eachern, dan Frey, 1992). Jejak fosil dapat

dipelajari sebagai gabungan struktur dalam konjugasi dengan fisika, kimia, yang bercirikan

sub tingkatan yang sama. Jejak fosil terdapat dalam bebatuan segala umur termasuk

beberapa bebatuan Precambrian. Hal tersebut dilaporkan dalam tipe keseluruhan bebatuan

sedimentari termasuk evaporites dan endapan batu dalam pengurangan lingkungan secara

tinggi (Euxinic) lingkungan berkadar garam tinggi atau lingkunagn euxinic dimana kondisi

pencemaran dikarenakan kekurangan oksigen dan adanya gas hidrogen sulfida belum

termasuk atau pengurangan secara besar aktifitas organik. Studi bioturbasi dalam

lingkungan perairan terbuka modern memperlihatkan bahwa organisme dapat mengolah

kembali sedimen secara bertahap dengan laminasi utama dan menghasilkan struktur fisika

yang menghancurkan keseluruhan lingkungan dimana oksigen cukup diperuntukkan untuk

keberadaan organisme secara tidak sengaja bioturbasi intens dapat memproduksi bedding

yang homogen dimana bedding memiliki tampilan corengan dan parutan atau terhindar

seluruhnya dari keseluruhan struktur untuk bedding dan reaksi fisika yang menghasilkan

struktur sedimen untuk menghindarkan destruksi oleh aktifitas biogenik dan menjdai

tampilan dalam rekaman geologi. Mereka harus terbentuk baik dalam lingkungan dimana

tingkat sedimentasi sangat tinggi yang organisme tidak memiliki waktu untuk mengolah

kembali sedimen dan penghancuran sumber struktur atau dalam lingkungan euxinic atau

lingkungan berkadar garam tinggi seperti yang telah disebutkan, dimana aktifitas organik

sangat tebatas.

Aplikasi lain dari jejak fosil. Sebagai tambahan untu kegunaan indikator lingkungan,

jejak fosil juga terpakai dalam berbagai cara. Mereka dapat juga sebagai contoh pelayanan

indikator tingkat sedimentasi relatif diadasarkan atas asumsi sedimen endapan dengan

cepat secara relatif terdiri dari jejak fosil yang lebih sedikit daripada endapan sedimen

lambat. Mereka dapat juga membantu memperlihatkan sedimentasi terus menerus atau

penandaan oleh patahan erosi, dan mereka menyediakan rekaman pola perilaku organisme

tertentu. Bahkan mereka dapat berguna dalam analisis arus paleo : studi orientasi

penandaan akhir organisme yang cenderung mengemukakan arus ketika pembangunan

terakhir arah aliran arus paleo. Bebrapa jejak fosil seperti rongga bentuk U, dimana terbuka

bagian atas ketika dibentuk, dapat dipakai untuk memberitahu orientasi beds bagian atas

dan bawah. Jejak fosil juga memiliki arti biostratigrafik dan kronostratigrafik untuk daerah

dan korelasi, dan mereka dapat dipakai utnuk mengenali diskontinuitas batas antara

rangkaian stratigrafik (Pemberton, Mac Eachern dan Frey, 1992; juga Frey dan Pemberton,

1985 dan Frey serta Wheatcroft, 1989).

STROMATOLITAS

Stromatolitas adalah terbentuk secara organik, struktur laminated, terdiri sedimen ukuran

tanah liat atau lipatan halus atau lebih jarangnya sedimen ukuran pasir. Kebanyakan

stromatolitas kuno ada dalam batu kapur; bagaimanapunjuga stromatolitas juga dilaporkan

dalam sedimen siliciclastic. Tingkat bedding stromatolitas dari tingkat laminasi terdekat

yang sulit untuk dibedakan dari laminasi sedimentari sumber lainnya dengan bentuk

hemispherical dimana laminae terpotong atau cacat bentuk dalam derajat berbeda (gambar

5.39). Jarak bentuk hemispherical dalam bentuk biscuit dan bentuk cabbagelike terhadap

kolom. Logan, Rezak dan Ginsburg (1964) mengklasifikasikan stromatolitas hemispherical

ini menjadi tiga tipe dasar : (1) hemispheriod yang terhubungkan secara lateral; (2)

mempunyai ciri-ciri tersendiri hemispheroid terbentur secara vertikal : (3) spheroid

mempunyai ciri-ciri tersendiri atau struktur spheroidal (gambar 5.40). Hemispheroid

terhubungkan secara lateral dan memiliki ciri-ciri khusus, hemispheroid terbentur secaea

vertikal dapat dikombinasikan dalam berbagai cara untuk menghasilkan berbagai macam

isi stromatolitas yang berbeda. Bagian thrombolitas dikemukakan oleh Aitken (1967) untuk

struktur yang menggabungkan stromatolitas dalam bentuk dan ukuran dalam tetapi kurang

berjarak dengan laminasi. Laminasi stromatolitas secara umum ketebalannya kurang dari

1mm dikarenakan konsentrasi mineral karbonat berkalsium rendah, materi organik lunak

dan tanah liat detrital serta endapan lumpur. Stromatolitas memiliki komposisi kuarsa kasar

yang juga telah dilaporkan (Dafis, 1968).

GAMBAR 5.39

Stromatolitas disadari sebagai fosil seutuhnya oleh pekerja pada awalnya, tapi

mereka sekarang tau untuk struktur organo sedimentari dibentuk secara luas oleh aktifitas

lekukan dan pinggiran algae biru-hijau (cyanobacteria) walaupun beberapa ahli geologi

menyadari stromatolitas menjadi jejak fosil, mereka termasuk sebagai tipe struktur

stratifikasi tak beraturan yang memiliki laminasi perbedaan jarak mereka. Sekarang ini

mereka terbentuk dalam berbagai lokalitas dimana mereka ada secara umum dalam

subtidal dangkal, intertidal, dan daerah supratidal samudera. Mereka juga dapat ditemukan

dalam lingkungan lacustrine. Karena mereka berhubungan dengan aktifitas algae biru-hijau

dimana mereka melakukan fotosintesis, juga membatasi kedalaman air dan lingkungan

dimana cahaya cukup tersedia untuk fotosintesis. Struktur laminasi terbentuk sebagai hasil

jebakan sedimen lunak dalam berbagai filamen lunak tatakan algae. Salah satu lapisan tipis

sedimen yang menyelimuti tatakan, filamen algae berkembang dan skeliling urat sedimen

terbentuk tatakan baru yang menjebak lapisan tipis sedimen lainnya. Perkembangan

berturut-turut tatakan memproduksi struktur laminasi. Bentuk hemispheres terhubungkan

dengan energi air dan efek pergesekan dalam lingkungan deposisi. Hemispheroid yang

terhubungkan secara lateral terjaga dari lingkungan energi rendah dimana efek pergesekan

menjadi minimal. Dalam lingkungan energi tinggi pergesekan oleh keberadaan arus yang

berhubungan dengan puncak stromatolita, jadi tumpukan secara vertikal atau bentuk

hemispheroid yang memiliki ciri-ciri tertentu.

BEDDING-PLANE MARKINGS of MISCELLANEOUS ORIGINS

Mudcrack s dan Syneresis Cracks

Mudcrack dalam sedimen moderen adalah lonjong kebawah, bentuk V patah dimana

penempakan pola poligonal secara kasar dalam pandangan lahan. Area antara patahan pada

umumnya melengkung ketas menjadi bentuk cembung. Mudcracks dari silikkiklastik dan

lumpur karbonat memilki pengawetan . rangakaian sedimentasi diatas permukaan patahan

memenuhi patahan. Pada bebatuan sediemen kuno, mudcracks secara umum

memperlihatkan bagian atas permukaaan bedding sebagai pemenuhan relif positif psumber

patahan (gambar 5.41). Jarak poligon mudcracks dalam diameter dari beberapa cm samapai

beberapa meyter. Cracks itu sendiri berjarak secara umum dalam kelebaran berkisar

beerapa cm dan kedalaman

GAMBAR 5.40

Berkisar belasan cm, tetapi cracks naik beberapa meter pada kedalaman yang terlaporkan.

Keberadaan yang tak terdebatkan indikasi pembukaan mudcracks sempurna ;

bagaimanapun juga , mudcracks ditolak dengan cracks syneresa (dibawah), dibawah air.

Mudcrack ada dalam estuarina, lagoonal, lahan-tidal, lahan banjir bandang, danau payau

dan lingkungan lainnya yang sedimen berlumpur dengan jejak curah hujan atau batu hujan

es , jejak gelembung, dan impresi busa, ripple permukaan datar, dan jejak vertebrata

(Plummer dan Gosti9n, 1981)

Kebalikannya kekontuinitas, jaringan poligonal mudcrack yang ada pada

permukaaan bedding, cracks syneresi dijaga untuk diskontuinitas dan berbagai bentuk

poligonal bentuk kumparan atau berkelok-kelok (Plummer dan Gostin, 1981). Mereka

secara umum ada dalam batuan lumpur tipis inter beddded dengan bukit pasir sebagai

bentuk relif positif pada dasar bukit pasir atau bentuk relif negatif pada bagian atas batu

lumpur. Cracks syneresis penyusutan semi encer yang berada dalam sedimen tanah liat

melalui keluarnya pori air dari tanah liat yang memilki flokulasi secara cepat atau yang

memilki penyusutan usia mineral pembengkakan kisi-kisi tanah liat yang berubah dalam

kdar garam disekitar air (Burst, 1965). Mereka diketahui dalam bebatuan sedimen kuno

dari perairan dan lingkungakan nonperairan. Mereka dapat saja ditolak dengan mudcracks

bahkan beberapa jejak fosil. Sebagai contoh, bentuk lentikular crack dipenuhi pandangan

lahan yang tergabung dengan jejak rongga. Karena beberapa crack syneresis yang secara

dekat bergabung dengan mudcrack, ini penting dalam mencoba untuk membedakan mereka

untuk melihat ke asosiasi bentuk dengan mudcracks yang mengindikasi eksposur subaerial,

bentuk seperti jejak curah hujan dan jejak vetrebata.

Pits dan Small Impressions

Lubang kawah kecil dengan kenaikan sedikit linkaran secara umum ada bersama dengan

mudcrack dan karena terpikir untuk imprsi yang terbuat oleh dampak hujan (jejak curah

hujan) atau hujan es (jejak hujan batu es). Mereka secara umum hanya kedalaman beberapa

milimeter dan kurang dari 1 cm dalam diameter, dan mereka dapat ada cenderung lubang

lebar yang terpencar-pencar atau lahan impresi yang sangat dekat. Ketika mereka dapat

secara ambigu dikenali, kehadiran mereka mengindikasi eksposur subaerial;

bagaimanapunjuga, depresi kecil melingkar dihasilkn oleh pecahan gelembung pada

permukaan sedimen (jejak gelembung), membebaskan gas, dan beberapa tipe penandaan

organik dapat ditolak dengan jejak curah hujan dan hujan batu es.

Rill dan Swash Marks. Penandaan Rill saluran kecil dendritik atau galur pada pantai

melalui pemberhentian pori air pada pasang turun, atau debosi sungai kecil keatas pasir

atau daratan lumpur. Mereka memilki potensi pemeliharaan yang kecil dan jarang

diketemukan dalam bebataun sedimen kuno. Penandaan Swash sangat tipis, garis akurasi

atau punggung bukit yang kecil pada pantai terbentuk oleh konsentrasi sedimen lunak dan

tumpahan organik. Mereka disebabkan oleh gelombang swash dan penandaan terjauh lebih

jauh keribuatn diatas gelombang . mereka sewperti biasanya memilki potensi perlindungan

yang rendah, tetapi ketika diketemukan dan dikenali dalam bebatuan sedimen kuno,

mereka mengindikasi baik pantai atau lingkungan pesisir danau.

Parting lineating. Lineasi bagian, kadang-kadang disebut lineasi arus, bentuk permukaan

bedding pasir pantai laminated paralel. Hal tersebut terdiri atas hamparan bukit sub paralel

dan galur dengan lebar beberapa milimeter dan beberapa cm panjangnnya (gambar 5.42).

relif pada hamparan bukit dan lembah secara umum pada bagian diameter serat bukit pasir.

Serat pada hamparan bukit secara umum berarti orientasi paralel axes panjang mereka ke

lineai. Lineai berorientasi paralel terhadap aliran arus, dan jadi keberadaan dalam bukit

pasir kuno berguna dalam studi arus paleo, walaupun hal tersebut memperlihatkan hanya

arus pengaliran paralel terhadap lineasi bagian dan tidak memperlihatkan dimana dua arah

oposisi diametrikal adalah arah aliran. Lineasi bagian ada dalam endapan pasir baru pada

pantai dan dalam lingkungan fluvial. Hal ini sangat umum dalam ketipisan endapan kuno,

bahkan bukit pasir bedded. Sumber secara jelas berhubungan dengan arus aliran dan

orientasi serat, mungkin memilki untuk aliran rezim arus atas planes beds, tetapi secara

tepat mekanisme yang berlineasi per bagian kurang dapat dimengerti.

5.5 STRUKTUR LAINNYA

Tanggul dan Ambang Bukit Pasir

Tanggul dan ambang bukit pasir bebentuk tabular bukit pasir besaryang mengisi patahan

dalam berbagai tipe rombongan batu. Mereka berjaraki dalam tetebalan beberapa cm

sampai lebih dari 10 m. Mereka kekurangan struktur internal kecuali orientasi lapisan atas

mika dan partikel pengenduran lainnya yang secara umum teraliansi secara paralel ke

dinding tanggul. Tanggul bukit pasir tidak berstrukur umum , tetapi mereka telah

dilaporkan dari lokalitas besar dalam penjarakan dalam usia Precambrian dan Pleistonce.

Mereka ada dalam variai besar lingkungan deposisi , penjarakan dari perairan dalam

sampai subaerial.

Tunggal bukit pasir dibentuk oleh injeksi kuat untuk pasir liquefied menjadi

pecahan, secara umum dalam permukaaan dasar bebatuan,; bagimanapun juga, injeksi ada

untuk bagian bawah dalam beberapa bebatuan. Ambang bukit pasir berbentuk sama yang

terbentuk oleh paralel injeksi terhadap bedding. Ambang ini sulit atau mustahil untuk

dibedakan dari endapan beds bukit pasir secara normal sekurangnya dapat dilacak ke

tanggul bukit pasir atau terlacak cukup jauh untuk melihat hubungan lintas potong dengan

beds lainnya. . pengasumsian dikarenakan liquefikasi pasir termasuk kejutan yang

terkandung dalam gempa bumi atau efek terburu-buru dihubungkan dengan slumps, slides,

atau penempatan cepat sedimen ole arus massa.

Struktur sumber kedua

Kebanyakan struktur yang didiskusikan diatas (dengan kemungkinan ekspesi beberapa

tanggul bukit pasir dan laminai convolute) terbentuk selama , atau secara singkat setelah

deposisi rombongan sedimen, jadi mereka adalah struktur sedimen utama. Berbagai macam

jenis strutur sedimen menunjukkan ciri-ciri yang mengindikasikan bahwa mereka terbentuk

beberapa waktu settelah deposisi. Struktur sedimen yang kedua dalam pri-pri semi

konsolidasi atau konsolidasi bebatuan sedimen atau oleh proses penempatan kimia.

Konsentrasi yang mungkin berstruktur keduia berjenis paling umum. Kebanyakan

konsentrasi mengandung calcite, tetapi konsentrasi dolomite, hematite, siderite, chert,

pyrite dan gypsum juga telah diketahui. Mereka terbentuk ole presipitasi bahn mineral

disekeliling bernagai macam nukleus, seperti fragmentasi kerang , pembanguan kembali

secara bertahap masa globular (gambar 5.43). bentuk jarak besar dari spherikal ke

pembentukan kembali , bentuk kerucut, dan bentuk pipa dan dapat berjarak dalam ukuran

kurang dari 1 cm tidak lebih dari 3 cm. Konsentrasi umumnya secara khusus dalam bukit

pasir dan lereng tetapi terdapat dalam bebatuan sedimen lainnya.

Kristal pasir adalah kristal euhedral atau sub uhedral calcite, barite, atau gypsum

yang terisi dengan inklusi pasir detrital (gambar 5.44). Mereka ada selama penguburan

sedimen oleh perkembangan dalam pasir bersemen secara tidak lengkap. Stylolites adalah

jahitan lipatan (gambar 5.45) yang pada umumnya terdapat dalam batu kapur. Lipatan ini

secara tipikal hanya memilki ketebalan beberapa cm, dan mereka secara umum ditandai

oleh konsentrasi atau konstuten tidak dapat dicairkan seperti mineral tanah liat, oksidasi

besi, dan bahan organik. Mereka asda sebagai hasil proses solusi tekanan. Kerucut dan

struktur kerucut adalah struktur yang tidak biasanya yang terdiri atas sekumpulan sets

kerucut konsentrik kecil (gambar 5.46), berisi, pada kebanyakan contoh, mineral kalsium

karbonat. Mereka pada umumnya dalam karang dan jarang dalam batu kapur, dimana

secara pengadaan berasal dari perkembangan kristal serat dalam penutupan sedimen

dimana masih dalam kesatuan plastik.

GAMBAR 5.43

GAMBAR 5.44

5.6 ANALISIS ARUS PALEO DARI STRUKTUR SEDIMEN

seperti yang telah dijelaskan, beberapa lapang struktur sedimen memberi petunjuk data

yang memperlihatkan arah aliran arus kuno pada saat deposisi. Arah dalam permukaan

cross-bed; asimetrik dan orientasi puncak arus ripple; dan orientasi cetakan alur, cetakan

gulir dan lineasi arus adalah keseluruhan contoh data petunjuk yang dapat memperlihatkan

struktur sedimen.

Orientasi petunjuk struktur sedimen ditetapkan dalam lapangan dengan petunjuk

Brunton dengan memakai perhitungan sebanyak perbedaan singkapan.

GAMBAR 5.45

GAMBAR 5.46

Beds individual secara praktikal dan memungkinkan. Orientasi petunjuk struktur dibedakan

dari bed partikular atau uni stratigrafik yang secara umum memperlihatkan penghambura.

Oleh karena itu data petunjuk harus diperlakukan secara statistik dalam berbagai cara untuk

mengetahui trend petunjuk utama dan kedua. Sebagai contoh petunjuk kedalamna

permukaan cross bed dalam endapan kuno atas sistem sungai perairan yang berjarak dari

utara 20 derajat, barat menuju utara 20 derajat timur yang dimiliki untuk petunjuk aliran

sungai dalam bagian yang berbeda atas sistem perairan sungai. Dengan mempelajari data

orientasi secara statistik kita dapat membedakan petunjuk aliran utama sungai yang secara

bertolak belakang dengan utara. Karena seluruh permukaan cross-bed dalam contoh

indikasi aliran sama dalam direksi umum dalam beberapa penyebaran, kita dapat

mengatakan bahwa aliran tidak sesuai petunjuk. Kebalikkannya permukaan cross-bed

dalam endapan pasir saluran perairan tidal yang memperlihatkan dua oposisi petunjuk

kedalaman dimiliki untuk formasi cross-bed selama pemasukkan dan pengeluaran tides.

Tipe aliran oposisi cenderung sebagai bidireksionalpada beberapa lingkungan seperti

lingkungan eolian, arus endapan dapat mengalir dalam petunjuk (polidireksional) pada saat

yang berbeda selama deposisi unit sedimen partikular.

Data arus paleo terkumpulkan dari unistratigafi yang memiliki pergerakan kecil

atau tidak ada deformasi tektonik atau pengendapan lumpur dapat terkumpul dan

tersimpulkan secara langsung. Apabila pergerakan bebatuan memiliki pengendapan lumpur

memungkinkan untuk membenarkan orientasi perhitungan petunjuk restorasi terhadap

sumber sikap sebelum pengendapan lumpur. Prosedur sederhana stereogram dapat dipakai

untuk petunjuk reorientasi data yang dikumpulkan dari unit stratigafi dalam lumpur

(Collinson dan Thomson, 1989, halaman 200). Setelah bebrapa reorientasi penting telah

dilakukan data secara umum terplot sebagai histogram melingkar atau diagram mawar atau

(gambar 5.47). (program komputer software komersial tersedia untuk mengeplot diagram

mawar, contoh mawar, rockware, wheatridge, colorado) seperti diagram yang terlihat

petunjuk prinsipiil arus paleo dan beberapa mode aliran tertiari. Apabila aliran arus paleo

dikeluarkan melalui diagram mawar secara dominan dalam petunjuk tunggal vektor arus

paleo dapat dibilang unimodal. Apabila dua petunjuk prinsipiil harus terindikasi maka hal

ini adalah bimodal, apabila petunjuk aliran lebih dari tiga maka diperlihatkan oleh data

petunjuk, lairan arus paleo disebut polymodal.

Petunjuk arus paleo lokal memiliki lingkungan yang signifikan. Sebagai contoh sedimen

dari lingkungan alluvial dan deltaika dijaga untuk memiliki pola vektor-vektor arus paleo

unimodal.

GAMBAR 5.47

Dimana pola arus paleo bimodal adalah umum pada sedimen selat dan garis pesisir. Data

arus paleo memiliki kegunaan besar ketika terplot untuk skala regional terhadap pola arus

paleo regional yang dikeluarkan.