ENDAPAN SUNGAI
PENDAHULUAN
Berdasarkan morfologinya sistem sungai dikelompokan menjadi 4 tipe sungai, straight river, braided river, anastomasing river, dan meandering river. (gambar-1).
Straight River adalah sungai yang lurus, sungai yang belum berkelok-kelok.
Bentuk lurus ini disebabkan energi aliran sungai kuat atau deras yang berdampak pada kurangnya sedimentasi. Untuk tipe straight river ini biasanya terjadi pada daerah pegunungan dengan kemiringan lereng yang terjal.
Anastomasing River terjadi karena adanya dua aliran sungai yang
bercabang-cabang, dimana cabang yang satu dengan cabang yang lain bertemu pada titik tertentu dan kemudian bersatu pada titik tertentu membentuk satu aliran pada sungai tersebut. Energi alir sungai tipe ini adalah rendah (Gambar ).
Meandering River adalah sungai yang berkelok-kelok. Hal ini mengindikasikan
tipe sungai tua yang energi alirannya sedemikian lemah. Meander ini terjadi karena adanya pnegikisan tepi sungai oleh aliran air utama yang pada daerah kelokan sungai pinggir luar dan pengendapan pada kelokan tepi dalam (Gambar ). Kalau proses ini berlangsung lama akan mengakibatkan aliran sungai semakin berkelok-kelok. Pada kondisi tertentu adakan kelokan-kelokan yang terputus, sehingga terjadinya danau atau tapal kuda atau oxbow lake (Gambar ).
Braided River, tipe sungai ini terjadi pada daerah datar dengan energi arus alir
yang lemah dengan batuan sekitarnya lunak, pengendapan besar debit air besar. Daerah yang rata menyebabkan aliran dengan mudah belok karena adanya longsoran atau kayu yang merintangi aliran sungai utama.
Gambar - 1. Sketsa Empat Tipe dari Sungai - sungai (5-P307)
Study pada laboratorium alam memperlihatkan bahwa lekukan banyak didominasi oleh tipe sungai meander, sedangkan untuk tipe sungai straight dan braided cenderung untuk tidak berkelok. Sedangkan untuk kemiringan lereng yang tinggi lebih didominasi oleh tipe sungai straight. Untuk tipe sungai meander, kemiringan terjadi dengan energi erosi kesamping kanan kiri sungai yang dominan. Pada sungai braided slope/kemiringan ini relatif datar (gambar-1), dengan energi sungai yang lemah menyebabkan terjadinya banyak pengendapan sungai berupa batuan pasir umumnya sortasi atau pemilihannya bagus. Pasir diendapkan pada active braided channles dan juga lumpur terendapkan pada abandoned sungai dengan debit aliran air sungai yang relatif sedikit. Biasanya tipe sungai Braided ini diapit oleh bukit di kanan kirinya. Pengendapan pada sungai Braided selain
bersal dari material sungai itu juga terjadi adanya erosi pada bukit-bukit yang mengapit dan limbah erosi ini terbawa masuk kedalam sungai Braide. Pengendapan pada sungai tipe braided ini baiasanya bagus sekali untuk reservoar dengan permeabilitas tinggi dan jenis pasir yang bersih (gambar-3).
Gambar - 2. Grafik hubungan antara kemiringan dan lekuk sungai (1-P143)
SYSTEM SUNGAI BRAIDED
Transport dan pengendapan sedimen dari daerah sumber ke daerah pengendapannya tidaklah dikuasai oleh jenis-jenis mekanisme transport tertentu, misalnya aurs traksi saja, suspensi saja dan sebagainya, tetapi selalu merupakan suatu sistem dari berbagai mekanisme, malahan bukan saja bersifat mekanis tetapi juga kimiawi.
Umumnya tipe sungai braided didominasi oleh pulau-pulau kecil (gosong-gosong) di atanya dengan berbagai ukuran yang dominasi batuan pasir dan krikil. Pola aliran sungan braided terkonsentrasi pada zona aliran utama. Jika sedang banjir sungai ini banyak material yang terbawa menjadi terhambat pada tengah sungai baik berupa batang pepohonan ataupun ranting-ranting pepohonan. Akibat sering terjadinya banjir maka di sepanjang bantaran sungai terdapat lumpur (floodplain) yang mendominasi hampir disempanjang bantaran sungai (gambar-4).
Struktur sedimen yang umum terjadi adalah cross-bedding, ripplers dan ripple cross-lamination. Pada struktur skala besar perkembangan awal dari bar memperlihatkan rendahnya pola pembentukan. Pada saat air surut pada sungai braided terjadi cross bedding dengan perkembangan pada ripples dan laminasi hal ini terjadi pula pada permukaan bar. (gambar- ).
Pola pengendapan batuan pada braided stream pada skala kecil tidak terlihat pada beberapa pembacaan well, karena saluran dan bar dapat berubah-ubah, pengendapan akan terlihat dengan secara acak dalam ukuran yang besar dan distribusi lateral isi dari fragmen bar dan salluran tersebut.
Gambar - 4. Pandangan sungai Braided dikala air susut, manpang batuan kerikitl dan pasir pada bagian atas sungai (2-P22)
Gamar - 5. Data arah aliran dari dua area sungai braided berbatuan (2-P24)
Jika sungai sedang tidak dalam keadaan banjir maka yang terednapkan adalah butiran-butiran halus dengan laminasi dibagian atas dari batuan kerikil. Sedangkan lempung banyak terbentuk pada bagian tanggul dari sungai. Diagram alir dari sungai braided seperti terlihat dalam gambar- , yang memperlihatkan jika semakin rendah energi arus alir maka terbentuklah ripple-ripple halus dari batuan pasir yang melaminasi pada bagian atas.
Gambar - 6. Hubungan antara arus alir pada pembentukan endapan sungai
Ada dua arti dalam penggunaan kata “Braided” dan “Anastomasing” untuk applikasi pola sungai. Untuk beberapa penulis mengatakan tentang sysnonim kata tersebut, tapi schumm (1971a) mengatakan Sungai Braided adalah sungai dengan alir menyebar (diverges) dan aliran sungai kembali menyatu dalam lebar sungai tersebut. Sedangkan untuk sungai Anastomasing adalah beberapa sungai yang terbagi menjadi beberapa cabang sungai kecil bertemu kembali pada induk sungai pada jarak tertentu. (2-P20)
Periode terbentuknya sungai Braided dan Meandering secara bertahap atau gradual dari proses pengendapan sekitar 102 - 103 tahun (1-P146). Tipe sungai Braided
dapat dibedakan dari sungai Meander dengan sedikit lengkungan sungai, dan terdapatnya pulau-pulau kecil. Batu krikil pada sungai Braided terjadi pada area yang kering dan luas. Batu pasir lebih banyak dari batuan krikil pada lingkungan pengendapan sungai braided ini (5).
Sungai Braided memperlihatkan perkembangan dari Distal bagian dari Alluvial fans. Pada area ini biasanya banyak diendapkan endapan tumbuh-tumbuhan dari pegunungan yang terbawa oleh aliran sungai tersebut. Dengan kondisi seperti ini umumnya sungai tersebut kaya akan endapan yang menuju pada alir pengendapan. Karena seringnya menghayutkan tumbuhan maka sering pula terjadi banjir akibat sampah tumbuhan tersebut menghalangi aliran sungai tersebut yang menyebabkan banjir pada hampir seluruh punggung-punggung sungai. (5-P308). Krakterristik istimewa dari sungai Braided oleh besarnya bed-forms atau beds, dapat dikelompokan menjadi tiga :
1. Longitudinal Bars 2. Linguoid
3. Tranvese Bars
Longitudinal Bars / gosong-gosong adalah pulau ditengah sungai, berorientasi pada letaknya pulau pada tengah sungai mengakibatkan banyak partikel-partikel yang terjebak pada daerah ini dan selanjutnya terendapkan pada sungai tersebut. Konsentrasi material pada sepanjang tengah dan bawah pada bar, dan kecenderungan berkurang ukurannya butir. Karakteristik struktur Intrenal Longitudinal Bars oleh crude horizontal bedding hal ini mengindikasikan adanya alur pengendapan dibawah. (gambar-7)
Linguiod dan Tranverse bars berada pada sudut garis potong ke arah alur sungai, keistimewaan karakteristik pasir pada aliran braided. Bentuk lobate atau rhombic Llinguoid bars, dengan penurunan ketinggian paras muka sungai. Untuk transverse bars muncul akibat adanya riak air sungai yang besar sehingga dapat mengakibatkan banjir. (gambar-7)
Lateral bars, terdapat pada beberapa panjang tepi sungai, karena proses pengendapan dan erosi dan banjir pada setiap kali musim banjir yang ditimbulkan oleh air sungai berulang kali maka terjadilah Lateral bars. (gambar-7)
Gambar - 7. Struktur bar pada sungai braided. (5-P309)
Pada umumnya yang endapan batuan sedimen yang terdapat pada sungai Braided adalah batu pasir dan batuan kasr / krikil. Lumpur terendapkan pada bagian bawah aliran sungai. Pada Longitudinal bar cenderung mengubah besaran krikil menjadi besaran pasir. Linguoid, transvese, and lateral bars pada umumnya mengandung batuan berpasir. Endapan dari sungai braided bervaiasi atas besarnya beban pengendapan yang terkirim, kedalaman dari air sungai dan variasi pembelokan aliran sungai. Umumnya proses pengendapan rangkaian vertical facies juga tidak menunjukan pervedaan khusus. Empat model penampang tegak dengan perbedaan kondisi pengendapan. (gambar-8)
Scott-type, umumnya terdiri dari batuan kasar, krikil-krikil dan sedikit adanya
sisipan batuan pasir pada sepanjang section vertical dari type ini. Model ini menunjukan sedikitnya perkembangan dari pengendapan batuan krikil.
Donjek-type, model ini teridi dari variasi lapisan pengendapan pada sungai
braided dengan campuran beban pasir dan kekrikil. Batuan berpasir banyak mendominasi pada Linguoid dan transverse bars. Pada penampang vertical section ini terlihat variasi dari ketebalan pembentukan lapisan.
Platte-type, pengendapan tidak begitu nampak, sekalipun terindikasi adanya
rangkaian pengendapan pada sebagian longitudinal bar dan superiposes linguoid bars dan ada sedit mark berupa coal.
Bijou Creek-type, karakteristik proses pengendapan oleh pengendapan superimposes flood sejak akumulasi arus air pada setiap kali terjadinya banjir.
Gambar -8. Stratigraphic umum untuk batuan berpasir pada Braided system (5-P310)
Bila terjadi banjir akan menyebabkan pengendapan fining-upward dan Pengendapan aliran Braided dengan perubahan batas. Catatan geologi dari karakteristik pengendapan pada sungai braided adalah ukuran butir yang halus pada proses pengendapan. Sekalipun pada sungai Braided modern proses pengendapan agak mirip.
Penampang vertikal dari batuan berpasir untuk arus Braided seperti ditunjukan pada gambar-9. Rangkaian penampang ini berawal dari endapan yang menggosok permukaan lantai bawah (bed SS) mernumpuk pada cross-bedding (bed A). Batuan pasir terlihat menumpuk pada lapisan diatas (bed B) dan adanya ketebalan besarnya planar tabular (bed C). Endapan memenuhi secara baik pada bagian atas saluran (bed D) dengan adanya isolasi (bed E) menumpuk pada lapisan tegak siltstone interbeded dengan batuan lumpur (bed F) dan yang terakhir batuan berpasir (bed G)
Gambar - 9. Penampang vertikal dari batuan berpasir untuk arus Braided (5-P312)
Pada sungai Braided cenderung membentuk variasi kedalaman dari lebar sungai dan karena arah aliran dan energi sungai membentuk Lag Deposit pada lantari dasar sungai, pasir teralirkan pada system bedload. Kedalaman sungai Braided berkisar 3 meter atau lebih dengan membentuk adanya crossbedding. Pengendapan sungai dengan adanya Flood stage dapat membentuk channels beds, preserving flood stage sedimentary structur. Pada muka arus penampang sungai terjadi ripple lapisan pasir dengan gradasi mendatar pada lapisan atas sungai. Karena kaya akan mineral makanan maka pada sebagian
bantaran sungai dan juga bekas luapan-luapan banjir maka akan tumbuh-tumbuhan akibat biji-bijinan tumbuhan itu terbawa banjir oleh sungai dan mengendap pada bantaran sungai. (gambar-10) (3-P27)
Gambar - 10. Block Diagram sungai Braided, terbentuknya beberapa lapisan pengendapan dan arah arus alir dalam sungai.
SYSTEM PENGENDAPAN SUNGAI MEANDER
Pada sistem Meander proses pengendapan terakumulasi pada 5 (lima) daerah yang berbeda yaitu :
1. .Pada saluran Pokok (Main Channal), 2. Point Bars,
3. Natural Levee, 4. Floodbasin, 5. Oxbow Lakes
Sedimen yang diendapkan pada saluran induk (Main Channal) adalah terdiri dari material dengan butiran - butiran kasar yang dapat berpindah hanya oleh aliran sungai dengan kecepatan maximum. Endapan ini juga terdiri dari runtuhan dinding aliran yang runtuh akibat pengikisan oleh arus aliran (Walker dan Cant, 1979). Karena saluran induk ini selalu bergerak dan pada dasar selalu diendapkan butiran yang lebih kasar maka dasar dari point bar terdiri dari butiran-butiran kasar.
Pada bagian Point Bar, endapan yang terbentuk sangat dipengaruhi oleh aliran Helical (Helical Flow) dan gaya gravitasi yang bekerja pada butiran-butiran batuan, sehingga endapan yang terbentuk dari bawah ke atas pada point Bar butiran semakin halus. Endapan ini mempunyai struktur ripple sebagi akibar adanya gelombang dan “dunes” yang terbentuk karena adanya pengaruh helicol flow. Pada meander yang sudah tua kadang - kadang point bar yang terbentuk terpotong kembali oleh aliran karena lekukan - lekukan alirannya yang sangat besar. Pemotongan point bar juga bisa terjadi pada saat terjadi banjir. Hal ini bisa pada point bar mempunyai slop yang tidak terlalu besar dan mempunyai tingkat kelokan yang tinggi.
Natural Levee adalah kedua tanggul yang membatasi saluran yang terbentuk bersamaan dengan terbentuknya saluran itu sendiri. Endapan yang terjadi diatas natural levee pada saat banjir yang membentuk tanggul baru yang lebih tinngi dari floodbasin disebut “levee”
Pada saat banjir sehinnga air meluap hingga daerah floodbasin akan menyebabkan terbentuknya endapan pada tepi aliran yang lebih tinggi dari floodbasin yang disebut “levee”, terdiri dari butiran-butiran halus. Juga akan menyebabkan terkikisannya endapan
yang telah terbentuk pada point bar, seperti terlihat pada gambar 9 (sembilan) yang ditandai oleh garis putus-putus.
Floodabsin adalah dataran sekitar aliran yang terdapat dibelakang natural levee. Akibat proses pengikisan dan pengendapan yang terjadi mengakibatkan suatu saat dua buah kelokan aliran Meander saling bertemu. Akibat dari peristiwa ini menyebabkan terjadinya aliran yang mati menyerupai dnau yang disebut “Oxbow” . Jika musim kemarau tiba sehingga Oxbow menjadi kering dan menyebabkan rekahan-rekahan pada permukaan danau yang kita sebut “desicatin”.
Gambar 10. Bagian-bagian Morfologi dari sistem aliran Meander (Walker 1979) Pada gambar 11 diperlihatkan arsitektur elemen lingkungan pengendapan bidang banjir.
Gambar 11. Arsitektur elemen lingkungan pengendapan bidang banjir (Platt and Keller 1992)
LACUSTRIN
1.0 Pendahuluan
Lacustrin adalah suatu lingkungan tempat berkumpulnya air yang tidak berhubungan dengan laut (danau). Lingkungan ini bervariasi dalam kedalaman, lebar dan salinitas yang berkisar dari air tawar hingga hipersaline. Pada lingkungan ini juga dijumpai adanya delta, barried island hingga submarine fans yang dendapkan dengan arus turbidite. Danau juga mengendapkan terrigenous dan endapan karbonat termasuk
diendapkan evaporite. Endapan danau ini dibedakan dari endapan laut dari kandungan fosilnya dan juga dari aspek geokimianya.
2.0. Model lingkungan lacustrin
Danau dapat terbentuk melalui beberapa mekanisme, yaitu berupa pergerakan tektonik sebagai pensesaran dan pemekaran; proses glasiasi seperti ice scouring, ice damming dan moraine damming (penyumbatan oleh batu); pergerakan tanah atau hasil dari aktifitas volkanik sebagai penyumbatan lava atau danau kawah hasil peledakan.
Visher (1965) dan Kukal (1971) membagi lingkungan lacustrin menjadi 2 yaitu danau permanen dan danau ephemeral (Gb.1). Danau permanen mempunyai 4 model dan danau ephemeral mempunyai 2 model seperti yang terlihat pada gambar tersebut.
2.1. Danau permanen
Danau permanen model pertama adalah danau yang terisi oleh endapan terrigenous yang terletak di daerah pegunungan. Danau ini mempunyai hubungan dengan lingkungan fluvial deltaik yang prograd ke danau mengendapkan pasir dan sedimen suspensi berukuran halus. Ciri dari endapan danau ini dan juga endapan model lalinnya adalah berupa varve yaitu laminasi lempung yang reguler (Gb. 2). Pada endapan danau periglasial, varves berbentuk perselingan antara lempung dan lanau. Lanau diendapkan pada saat mencairnya es, sedangkan lempung diendapkan pada musim dingin dimana tidak ada air sungai yang mengallir ke danau. Contoh danau ini adalah Danau Costance dan Danau Zug di Pegunungan Alpen.
Danau permanen model kedua adalah danau yang terletak di dataran rendah dengan iklim yang hangat. Material yang dibawa oleh sungai dalam jumlah yang sedikit. Endapan karbonat terbentuk pada daerah yang jauh dari mulut sungai disekitar pantai. Cangkang-cangkang molluska dijumpai pada endapan pantai, yang dapat membentuk kalkarenit jika energi gelombang cukup besar. Kearah dalam dijumpai adanya ganggang merah berkomposisi gampingan. Contoh danau ini adalah Danau Schonau di Jerman dan Danau Great Ploner di Kanada Selatan.
Danau permanen model ketiga adalah danau dengan endapan sapropelite (lempung kaya akan organik) pada bagian dalam yang dikelilingi oleh karbonat di daerah dangkal. Endapan pantai berupa ganggang dan molluska.
Danau permanen model ke empat dicirikan oleh adanya marsh pada daerah dangkal yang kearah dalam menjadi sapropelite. Contoh dari danau ini adalah Danau Gytta di Utara Kanada.
2.2. Danau Ephemeral
Danau ephemeral adalah danau yang terbentuk dalam jangka waktu yang pendek di daerah gurun dengan iklim yang panas. Hujan hanya terjadi sesekali dalam setahun.
Danau playa intermontane pada bagian dekat pegunungan berupa fan alluvial
piedmont yang kearah luar berubah menjadi pasir dan lempung. Ciri dari danau playa ini
adalah lempung berwarna merah-coklat yang setempat disisipi oleh lanau dan gamping. Contoh danau ini adalah Danau Qa Saleb dan Qa Disi di Jordania.
Karena adanya pengaruh evaporasi, danau ephemeral ini dapat membentuk endapan evaporite pada lingkungan sabkha. Contoh dari danau ini adalah Danau Soda di Amerika Utara dan di Gurun Sahara dan Arab.
3.0. Karakteristik endapan lacustrin
Litologi dari endapan lacustrine dapat berupa batulumpur, batupasir, konglomerat; kimiawi-biokimiawi evaporit, karbonat, phosphorite, dan endapan yang terbentuk dari kehidupan seperti skeletal karbonate dan gambut.
Endapan danau purba ditemukan dengan luas beberapa ratus km2 hingga 130.000
km2, sedangkan danau moderen yang dijumpai, mempunyai luas puluhan km2 hingga
436.000 km2. Ketebalan sedimen endapan lacustrin berkisar dari beberapa mete hingga
lebih dari 1000 m, namun pada umumnya kurang dari 300 m. Geometri endapan tersebut umumnya membentuk lingkaran dengan penampang vertikal berbentuk lensa.
Fosil yang umum dijumpai pada endapan danau dengan kedalaman kurang dari 10 m adalah cangkang-cangkang bivalves, ostracoda, gastropoda, diatome, chloropites dan algae. Keberadaan fosil tersebut akan berkurang dengan bertambahnya kedalaman.
4.0. Kajian keekonomian dari endapan danau
Sapropelite dapat membentuk “oil-shales” yang mempunyai potensi sebagai source rock yang dapat menghasilkan minyak dan gas. Danau yang terletak pada temperatur sedang dapat membentuk batubara, sedangkan danau hipersaline membentuk endapan evaporites dalam jumlah yang cukup potensial.
Proses terbentuknya “oil-shales” ini seperti yang telihat pada Gambar 3. Air danau dapat dibagi menjadi 2 bagian, yaitu epilimnion dan hypolimnion, Epilimnion terdapat pada bagian atas dengan berat jenis rendah, terjadi photosintesa dari ganggang yang membentuk oksigen. Kombinasi dengan tumbuhan sebagai makanan dan oksigen membuat banyaknya kehidupan. Organisme yang mati jatuh ke hypolimnion yang anoxic, terawekan membentuk lapisan lumpur yang kaya akan zat organik. Setelah melalui proses pematangan, mateial organik tersebut dapat berubah menjadi kerogen sebagai bahan penghasil minyak. Contoh endapan ini adalah lempung endapan danau Formasi Green River berumur Eocene di Daerah Utah dan Wyoming. Formasi tersebut selain menghasilkan oil shales, juga menghasilkan minyak yang bermigrasi ke pasir peripheral dan juga ke formasi yang lebih tua.
5.0. Daftar Pustaka
Goggs, S.Jr., Principles of Sedimentary and Stratigraphy.
Reineck, H.E. & Singh, I.B. (1973) Depositional Sedimentary Environments-With Reference to Terrigenous Clastic, 2123-224, Springer-Verlag, Berlin.
Selley, R.C. (1988) Applied Sedimentology, 190-195, Academic Press-Harcourt Brace Jovanovich, London.
Tucker, M.E. (1981) Sedimentary Petrologyy-An Introduction, Vol 3 Geoscience Text, 67, Blackwell Scienctific Publications, LTD, London.
Gb. 1. Model pengendapan lacustrin menurut Visher (1965) dan Kukal (1971)
Gb. 2. Penampang varves dari endapan Danau periglasial Irish
Gb. 3. Proses pembentukan lempung yang kaya akan zat organik (sapropelite).
DELTA
1. PENDAHULUAN
Kata Delta digunakan pertama kali oleh Filosof Yunani yang bernama Herodotus pada tahun 490 SM, dalam penelitiannya pada suatu bidang segitiga yang dibentuk oleh oleh alluvial pada muara sungai nil.
Sebagian besar Delta modern saat ini berbentuk segitiga dan sebagian besar bentuknya tidak beraturan (Bogg, 1995). Untuk jelasnya lihat lampiran Gambar 1. Bila dibandingkan dengan Delta yang pertama kali dinyatakan oleh Herodotus pada sungai nil. Ada istilah lain dari Delta adalah seperti yang dikemukakan oleh Elliot dan Bhatacharya (Allen, 1994) adalah “Discrette shoreline proturberance formed when a river enters an ocean or other large body of water”.
Proses pembentukan delta adalah akibat akumulasi dari sedimen fluvial (sungai) pada “locustrine” atau “marine coasline”. Deposit (endapan) pada delta purba telah
diteliti (identifikasi) dalam urutan umur stratigrafi, dan sedimen yang ada di delta sangat penting dalam pencarian minyak, gas, batubara dan uranium.
Delta - delta modern saat ini berada pada semua kontinen kecuali Antartica. Bentuk delta yang besar diakibatkan oleh sistem drainase yang aktif dengan kandungan sedimen yang tinggi.
II. Klasifikasi dan karekteristik Deposit dari Delta
Delta dibedakan menjadi dua : 1. Alluvial Delta 2. Non Alluvial Delta
Untuk jelasnya dapat dilihat lampiran gambar 2. Pada alluvial delta dibagi kedalam empat bagian utama dalam pembentukan delta : a. River Delta
Pembentukannya dari deposit sungai tunggal. b. Braidplain Delta
Pembentukannya dari sistem deposit aliran “braided” (anyaman)
c. Alluvial fan Delta
Pembentukannya pada lereng yang curam dikaki gunung yang luas yang dibawa air.
2.1 Fluvial - dominated Delta
“ Fluvial - dominated” delta pada dasarnya dipengaruhi linggkungan yang disebabkan oleh energi sungai, dikatakan fluvial - dominated karena pengaruh energi sungai sangat dominan. Selanjutnya pada “fluvial-dominated” dipengaruhi oleh prilaku air sungai sehingga dapat dapat diidentifikasi menjadi 3 ciri yaitu :
1. Homopycnal flow
Pada proses ini air yang memasuki “basin water” densitasnya sama dengan air laut, kecepatan alirannya tinggi (jet aot flow) kandungan fluidanya bercampur, endapannya kasar. Dapat dilihat pada lampiran gambar 3 dan gambar 4.
2. Hypopycnal flow
Pada ciri ini bila air sungai mempunyai densitas yang lebih besar daripada “basin water “ menghasilkan arah orientasi vertikal ini dikenal sebagai “plane - jet flow”. Dapat dilihat pada lampiran gambar 5. Pada ciri ini densitas menghasilkan arus yang dapat mengerosi pada awalnya akan tetapi akhirnya endapannya berada sepanjang sebagian besar “slope” dari “delta front” pada aliran “turbidit”.
Pada ciri ini bila air sungai yang mengalir densitasnya lebih kecil dari “basin water” . Pada Hypopycnal flow sedimen yang halus dibawa dalam “supensi” keluar dari muara sebelum “flucullate” dan mengendap. Lihat gambar 6.
“Flocculate” meliputi gabungan sedimen halus dalam “small lump” memberikan keberadaan muatan ion positip dalam “sea water” yang menetralisir muatan negatif pada partikel lempung (clay).
Hypopycnal flow cenderung menghasilkan “delta front area” yang aktif dan besar, kemiringan nya 1 derajat atau kurang, berbeda dengan sebagian besar delta yang ada sekitar 10 sampai 20 derajat seperti dikatakan oleh Mial (Bogg, 1995) untuk lebih jelasnya dapat dilihat pada lampiran gambar 7,8,9.
2.2 Tide - dominated Delta
Pada proses ini digambarkan bila pengaruh “tidal” (pasang surut) lebih besar dari aliran sungai yang menuju muara sungai, arus “bidirectional” dapat mendistribusikan kembali sedimen yang ada di muara, menghasilkan “sand filled”, “flumee-shaped distributariesd”.
Delta moder Ganges-Brahmaputra adalah sebuah contoh delta yang didominasi oleh “tide” dapat dilihat pada lampiran gambar 10. Bila dibandingkan delta Missisippi ukuran luas delta Brahmaputra tiga kali lebih besar (Boggs, 1995) untuk jelasnya lihat lampiran gambar 11.
Rata-rata keluarannya dua kalil dibandingkan dengan delta Missisippi, khususnya pada saat musim hujan. Rata-rata daerah “tidal” sangat besar, sekitar 4 m dan pengaruh gelombang sangat kecil. “sand” yang ditransportasikan sangat “intens” selama musim hujan, dimana “sand” yang diendapkan serupa dengan “braides stream”. Pada jenis delta ini dicirikan dengan lingkungan “tidal-flat”, “natural levees”, dan “fload basin”, yang mana sedimennya halus diendapkan dari “suspensiion”.
Pengaruh “tidal” (pasang surut) yang kuat dimanisfestasikan oleh kehadiran jaringan “tidal sand bars” dan “channel” yang diorientasikan berbentuk kasar paralel terhadap arah aliran arus “tidal”. Lihat lampiran gambar 11.
2.3. Wave-dominated Delta
Penyebab pada ciri ini adalah aliran gelombang yang kuat dan perlambatan dari aliran sungai sehingga aliran sungai tertarik atau dibelokan di muara sungai. Distribusi endapan pada muara, dilakukan oleh gelombang dan di redistribusikan sepanjang “delta front” oleh arus “long-shore” sehingga bentuk gelombang yang timbul di “shore-line” lebih menonjol seperti di pantai yaitu “barrier bars” dan “spit” (menyebul).
Selanjutnya dapat dicirikan juga dengan adanya “smooth delta front” yang meliputi pengembangan yang baik dari punggungan “coalescent beach”, salah satu contoh pada wave dominated delta adalah Sao Fransisco delta seperti pada lampiran gambar 12. Dimensi luasnya lebih kecil bila dibandingkan Missisippi delta.
III. Studi Kasus Delta Mahakam.
Delta Mahakam terbentuk pada muara sungai Mahakam di Kalimantan Timur sekitar 50 km selatan Khatulistiwa. Lihat lampiran gambar 13. Delta Mahakam terletak dalam “Kutei basin” dengan tipe “Fluvial dominated” dengan umur Miocene tengah.
Delta ini karena terletak pada daerah khatulistiwa sangat dipengaruhi oleh musin, antara lain musim hujan dan musim panas. Maksimum curah hujan sangat tinggi pada bulan Januari, minimum pada bulan Agustus (Allen, 1994), temperatur relatif konstan antara 26 sampai 30 derajat.
Delta Mahakam Menunjukkan bentuk “fan”, dimana cabang “fluvial distributaries” keluar dari sungai Mahakam lihat gambar 14 dan keluar melintasi “delta plain” pada jarak 50 km dari batas “upstream” dari delta. Pada delta ini ada 3 sistem distribusi “fluvial” yang menjadi ciri khas dari delta Mahakam. Distribusi ini dikelompokkan dalam sistem “northen” dan “southern”. Untuk lebih jelasnya pembahasan delta Mahakam dapat dijelaskan dalam lampiran gambar dalam paper ini. Referensi.
1. Allen. G.P, 1994, Sediment Patterns and Facies in the Modern Mahakam Delta, Centre Scientifique et Technique Saint Remys Les Chevreuse, Total.
2. Boggs. Sam, 1995, Principles of Sedimentology and Stratigraphy, second edition, Prentice Hall, New Jersey.
Gambar 2. Klasifikasi Delta
Gambar 3. Homopycnal flow (Bogg, 1995)
Gambar 4. Vertical Facies Sequence yang dihasilkan oleh Delta Prgradation (Bogg, 1995)
Gambar 6. Hypopycnal flow (Bogg, 1995)
Gambar 7. Pola endapan yang dihasilkan dari “Inertia-Dominated River Outflow”, (Bogg, 1995).
Gambar 8. Pola endapan yang diasosiasikan oleh “Friction-dominated River-Moouth outflow”, (Bogg, 1995).
Gambar 9. Pola endapan yang dihubungkan terhadap “Buoyant Outflow” dari muara sungai (Bogg, 1995).
Gambar 10. Delta Ganges Brahmaputra India (Bogg, 1995)
Gambar 11. Sistem delata Missisippi - Fluvial - Dominated Delta (Bogg, 1995)
Gambar 13. Delta Mahakam (Allen, 1994)
Gambar 15. Letak delta Mahakam (Allen, 1994)
Gambar 16. Type Dominasi dari delta (Allen, 1994)
PENDAHULUAN
Lingkungan pengendapan tidak akan dapat ditafsirkan secara akurat hanya berdasarkan suatu aspek fisik dari batuan saja. Maka dari itu untuk menganalisis lingkungan pengendapan harus ditinjau mengenai struktur sedimen, ukuran butir (grain
size), kandungan fosil (bentuk dan jejaknya), kandungan mineral, runtunan tegak dan
hubungan lateralnya, geometri serta distribusi batuannya.
Lagun adalah suatu kawasan berair dangkal yang masih.berhubungan dengan laut lepas, dibatasi oleh suatu punggungan memanjang (barrier) dan relatif sejajar dengan pantai (Gambar 1). Maka dari itu lagun umumnya tidak luas dan dangkal dengan energi rendah. Beberapa lagun yang dianggap besar, misal Leeward Lagoon di Bahama luasnya hanya 10.000 km dengan kedalaman + 10 m (Jordan, 1978, dalam Bruce W. Sellwood, 1990).
Gb. I. Skema rekonstruksi geomorfik lingkungan lagun dan dan sekitarnya (Reineck, 1980)
Akibat terhalang oleh tanggul, maka pergerakan air di langun dipengaruhi oleh arus pasang surut yang keluar/masuk lewat celah tanggul. Kawasan tersebut secara klasik dikelompokkan sebagi daerah peralihan darat - laut (Pettijohn, 1957), dengan salinitas air dari tawar (fresh water) sampai sangat asin (hypersalin). Keragaman salinitas tersebut akibat adanya pengaruh kondisi hidrologi, iklim dan jenis material batuan yang diendapkan di lagun. Lagun di daerah kering memiliki salinitas yang lebih tinggi dibanding dengan lagun di daerah basah (humid0, hal ini dikarenakan kurangnya air tawar yang masuk ke daerah itu.
Berdasarkan batasan-batasan tersebut diatas maka batuan sedimen lagun sepintas kurang berarti dalam aspek geologi. Akan tetapi bila diamati lebih rinci mengenai aspek lingkungan pengendapannya, lagun akan dapat bertindak sebagai penyekat perangkap stratigrafi minyak.
Transportasi material sedimen di lagun dilakukan oleh, air pasang energi ombak , angin yang dengan sendirinya dikendalikan iklim sehingga akan mempengaruhi kondisi biologi dan kimia lagun. Endapan delta (tidak delta) dapat terbentuk dibagian ujung alur pemisah tanggul, yaitu didalam lagun atau dibagian laut terbuka (Boggs, 1992). Material delta tersebut agak kasar sebagai sisipan pada fraksi halus, yaitu bila terjadi aktifitas gelombang besar yang mengerosi tanggul dan terendapkan di lagun melalui celah tersebut.
BENTUK DAN GENESA LAGUN
Bentuk dan genesa lagun berkaitan erat dengan genesa tanggul (barrier), sehingga dalam hal ini mencirikan pula kondisi geologi dan fisiografi daerah lagun. Bentuk lagun
umunnya memanjang relatif sejajar dengan garis panti sedangkan yang dibatasi oleh atol
reef bentuk lagunnya relatif melingkar.
Bentuk lagun yang memanjang sejajar garis pantai terjadi apaabila tanggul relatif sejajar dengan garis pantai yang disusun oleh reef ataupun berupa sedimen klasik yang lain misalnya satuan batu pasir . Lagunyang dibatasi atol reef terbentuk relatip bersamaan dengan pembentukan atol, akibat proses penurunan dasar cekungan (tempat reef tumuh) kecepatnya seimbang dengan pembentukan reef (Gambar 2 )
Gb.2. Diagram pertumbuhan reef berkaitan denga perubahanmuka muka laut (Longgman , 1918 dalam Sellwodd, 1990) Teori pembentukan atol yang klasik dikemukakan oleh Darwin (1842), dimana reef tumbuh di atas batuan vulkanik. Selain itu atol berumur resen di beberapa tempat dijumpai tumbuh dibagian tepi plato yang bentuknya.
Kondisi muka-laut juga pengaruh terhadap lagun (Sander, 1978). Pada laut yang konstan maka dibagian bawah lagun akan terendapkan sedimen klastik halus yang kemudian ditutupi oleh rawa - rawa dengan ketebalan mencapai setengah tinggi air pasang. Kontak antara batuan sedimen dan batuan di bawahnya adalah horizontal. Satuan batuan fraksi halus dengan sisipan batubara muda (peat) di daerah rawa akan berhubungan saling menjari dengan batupasir di daerah tanggul. Selain itu batuan sedimen lagun yang menebal ke atas dan menumpang di bagian atas shoreface biasanya terjadi menyertai proses transgresi (Gambar 3)
Gb.3. Skema progradasi pada tanggul kaitannya dengan perkembangan sedimen di lagun (Sanders, 1978)
Lagun juga dapat terbentuk pada daerah tektonik estuarine (Fairbridge RW, 1980 dalam Boggs, 1992) yang disebabkan oleh aktivitas tektonik sehingga terjadi pengangkatan di bagian tepi pantai dan membelakangi bagian rendahan yang membentuk lagun.
Lingkungan lagun karena ada tanggul maka berenergi rendah sehingga material yang diendapkan berupa fraksi halus, kadang jug dijumpai batupasir dan batulumpur. Beberapa lagun yang tidak bertindak sebagai muara sungai, maka material yang diendapkan dikuasai oleh material marin. Material pengisi lagun dapat berasal dari erosi barrier yang berukuran pasir dan lebih kasar, sedangkan yang halus terendapkan di lagun. Apabila penghalang berupa reef, dapat juga dijumpai pecahan-pecahan cangkang di bagian backbarier atau di tidal delta. Akibat angin partikel halus dari tanggul dapat terangkut dan diendapkan di lagun Angin tersebut dapat juga menyebabkan terjadinya gelombang pasang yang menerpa garis pantai dan menimbulkan energi tinggi sehingga terjadi pengikisan dan pengendapan fraksi kasar.
Beberapa jenis batuan sedimen berumur muda dijumpai di Laguna Madre (JA Miller, 1973, in Friedman & Sanders, 1978).(Gambar 4). Batuan tersebut berupa batulempung lanauan sebagai hasil sedimentasi air pasang, batupasir kuarsa yang merupakan hasil aktivitas angin mengerosi tanggul (Padre Island), calkareous gravels sebagai hasil rombakan batuan di pantai serta batuan karbonat dengan beberapa keratan didalamnya (skeletal sand, oolitic sand, dsb).
Struktur sedimen yang berkembang umumnya pejal (pada batulempung abu-abu gelap) dengan sisipan tipis batupasir halus (batulempung Formasi Lidah di Kendang Timur) (Gambar 5.), gelembur - gelombang dengan beberapa internal small scale cross l amination yang melibatkan batulempung pasiran. Struktur bioturbasi sering dijumpai pada batulempung pasiran (siltstone) yang bersisipan batupasir dibagian dasar lagun (Boggs, 1992). Batupasir tersebut ditafsirkan sebagai hasil endapan angin, umumnya berstruktur perarian sejajar dan kadang juga berstruktur ripple cross-lamination (Gambar 6).
Gb.4. Sketsa pelamparan batuan sedimen Gb.5. Singkapan batulempung bersisipan di Lagun Madre (Miller,1973 dalam batupasir tipis (Sri Widjaja, 1984)
Friedman & Sander, 1978)
Gb.6. Komposit stratigrafi daerah barier - lagun berumur Kapur di Alberta selatan Canada, (Reinson G.E. 1984 dalam Boggs, 1992
Fosil di daerah lagun sangat bervariasi tergantung dalinitas air lagun (Boggs, 1992) bagian lagun dengan salinitas normal populasi fosilnya sama dengan fosil di laut terbuka. Fosil-fosil air payau yang dijumpai di lagun dapat sebagai indikasi bagian muara sungai di lagun. Batulempung Formasi Lidah di Kendang Timur jarang dijumpai fosil jadi ditafsirkan daerah tersebut sebagian mungkin berair tawar. Selain itu sering dijumpai mineral pirit sehingga ditafsirkan lagun di Kendang Timur sebagian jauh dari
inlet sehingga sangat terllindungkan proses reduksi berjalan normal. Selain itu pada
sisipan batupasir di beberapa lokasi sering dijumpai gloukonit sehingga ditafsirkan merupakan hasil pengendapan dekat inlet (laut). Berdasarkan data tersebut di atas membuktikan bahwa lagun biasanya tidak lebar. Hal ini dikarenakan di daerah penelitian yang sempit dapat dijumpai beberapa bagian lagun.
Batuan sedimen lagun kadang mengandung lumpur karbonat yang berasosiasi dengan rombakan cangkang. Hal ini ditafsirkan karena bagian lagun mengalami pergerakan karena deformasi tektonik yang melibatkan bagian tanggul batugamping. Beberapa jenis moluska (Ammonite dan lamellibranchiata) sering dijumpai pada batupasir karbonat sehingga ditafsirkan lokasi fosil tersebut berdekatan dengan lingkungan laut (Selley, 1980). Kesimpulan tersebut dikaitkan dengan keberadaan batupasir karbonatan yang ditafsirkan sebagai hasil sedimentasi tidal inlet (celah diantara barrier) serta ekologi fosil tersebut.
KESIMPULAN
Dari uraian di atas disimpulkan, bahwa batuan sedimen di daerah lagun akan selalu berbutir halus, berstruktur pejal, perairan sejajar dan gelembur gelombang skala kecil sebagai hasil sedimentasi lingkungan berenergi rendah. Batuan sedimen berbutir lebih kasar merupakan sedimentasi bagian tersendiri walaupun di dalam lagun (tidal inlet misalnya). Selain itu variasi jenis batuan sedimen sangat tergantung jenis batuan penyusun tanggul (barrier).
Daerah lagun perlu pengkajian lebih jauh kaitannya dengan potensi hidrokarbon terutama peranannya sebagai penyekat batuan waduk dalam sistem perangkap stratigrafi. Kemungkinan berpotensi hidrokarbon apabila batuan sedimen lagun cukup tebal, hal ini dapat dijumpai apabila berkembang sesar tumbuh (growth fault) yang sejajar dengan pantai.
Bruce W. Sellwood, 1990, Course Note of Carbonate Sedimentology. University of Reading & Lemingas, Jakarta.
Gerald M. Friedman & John E. Sanders, 1978. Principles of Sedimentology, John Willey & Sons.
Pettijohn, 1957, Sedimentary Rocks, 2nd ed, Harper & row, New York.
Reineck & Singh, 1980, Depositional Sedimentary Environments, Springer, Verlag, Heidenberg, New York.
Richard C. Selley, 1980, Ancient Sedimentary Environments. Champman & Hall, London.
Sam Boggs, Jr. 1992, Principles of Sedimentology and Stratigraphy.
Sri Widjaja, 1984. Geologi dan Studi Fasies Formasi Pucangan Daerah Kabuh Gunung
Pucangan Jawa Timur, UPN “Veteran” Yogyakarta.
SEDIMENTASI ANGIN
Selain itu, angin juga 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.
2. Proses Terjadinya Endapan 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 :
= K1 (√ ( α -ρ ) / ρ ) g D dimana : U * (crit) = kecepatan geser
α o (crit) = tegangan geser
α = densitas butir D = diameter butir
ρ = 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)
yang ringan. Proses ini menghasilkan relief di gurun-gurun pasir. Deflasi dapat pula menyebabkan lekukan yang dalam hingga beberapa ratus meter di bawah permukaan laut. Kalau mencapai batas permukaan air tanah, maka akan membentuk oase (mata air di gurun)
Abrasi adalah pengikisan oleh angin yang menggunakan bahan yang diangkutnya sebagai senjata. Daerahnya tidak luas. Contohnya adalah batuan bentuk jamur yang terjadi karena bahan yang diangkut tidak merata. Dibagian bawah lebih banyak dan lebih kasar dibandingkan dengan diatasnya.
3. Macam Endapan Oleh Angin
Bahan yang diangkut oleh angin akan menimbulkan tiga macam endapan yang sangat berbeda (Boggs, 1995) yaitu :
- Endapan lanau (silt), kadang-kadang disebut loess yang berasal dari sumber yang cukup jauh.
- Endapan pasir yang terpilah sangat baik.
- Endapan lag (lag deposit), terdiri dari partikel berukuran gravel yang diangkut oleh angin dengan kecepatan yang cukup besar.
Endapan gurun dapat dikelompokkan ke dalam 3 sublingkungan pengendapan utama yaitu bukti pasir (sand dune), interdune dan sand sheet.
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 Interdune
Interdune adalah antara dua dune, dibatasi oleh bukit pasir atau sand sheet. Interdune dapat terdeflasi (erosi) atau pengendapan. Sedikit sekali sedimen yang terakulasi pada interdune yang terdeflasi. Daerah interdune dapat meliputi dua arah endapan angin dan sedimen diangkut dan diendapkan oleh arus di daerah paparan.
3.3 Sand Sheet
Sand sheet adalah badan pasir yang berundulasi dari datar sampai tegas yang terdapat di
sekitar lapangan bukit pasir. Dicirikan oleh kemiringan yang rendah (00 - 200 ).
Lingkungan sand sheet berada di pinggiran bukit pasir.
4. Bentuk Perlapisan
Wilson (1991, 1992) dalam Walker (1992) menyatakan ada tiga skala utama bentuk perlapisan pada endapan eolin yaitu ripple, dune dan draa. Ripple yang disebabkan oleh angin lebih datar dari pada yang disebabkan oleh air dan biasanya mempunyai garis puncak yang lebih regular. Bentuk perlapisan dune lebih besar dari pada ripple dan 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 Permukaan
Hasil perlapisan dari migrasi bentuk lapisan sebagai pendakian/undakan pasir mempunyai sudut dan arah yang berbeda-beda (Gb.II). Model perlapisan yang sederhana meliputi sistem bentuk lapisan termigrasi dengan sederhana dan bentuk kumpulan arsitektur yang sederhana. Sebagai contoh bukit pasir tranversal migrasi melewati gurun dari lapisan silang siur tabular (tabular cross-bed) dipisahkan oleh permukaan bidang planar. Transversal dune migrasi melalui transversal draa dari bentuk yang sederhana ke bentuk yang lebih kompleks, termasuk permukaan orde kedua pada kemiringan arah angin berkurang. Meskipun demikian, bentuk lapisan dibangun oleh perpindahan pasir dan juga disebabkan oleh keberadaan struktur perbahan angin meyebabkan perubahan bentuk perlapisan yang ada dan perubahan bentuk lapisan juga berinteraksi dengan angin untuk menghasilkan bermacam-macam bentuk keseimbangan.
8. Kesimpulan
- Angin memegang peranan yang penting pada proses sedimentasi. Hasil endapan oleh angin banyak dijumpai dimuka bumi ini khususnya didaerah beriklim kering dan semi kering. Contohnya adalah endapan bukit pasir yang terjadi di lingkungan gurun, glacial dan pantai.
- Butiran pasir dapat diangkut oleh angin dengan dua cara yaitu suspensi dan sultasi. Ukuran butir yang lebih kecil akan terbawa dalam gumpalan debu secara traksi , sedangkan yang berukuran lebih besar akan terseret, menggelinding dan meloncat.
- Endapan bukit pasir dipantai mempunyai bentuk butir yang baik, kebundaran baik dan terpilah baik sampai sangat baik. Interdune terdiri dari sand, silt dan clay dengan pemilahan yang jelek. Batupasir yang berasal dari endapan dune memiliki porositas yang baik dan baik pula sebagai batuan reservoar.
- Struktur sedimen yang terdapat pada endapan eolin umumnya silang siur, silang siur sejajar sampai dengan silang siur bergelombang. Ukurannya kecil (internal) sampai yang berukuran (perlapisan)
Daftar Pustaka
- Allen, JRL, 1970, Physical Processes of sedimentology an Introduction, George Allen and Unwin LTD, London.
- Sam Boggs, Jr, 1992, Principles of Sedimentology and Stratigraphy 2 nd edition,
Prentice-hall inc, New Jersey.
- Sekunder Asikin, 1978, Diktat Geologi Dasar, Institut Teknologi Bandung. - Richard C. Selley, 1988, Applied Sedimentology, Academic Press, New York.
Roger G. Walker and Noel P. James, 1992, Facies Model : Respone to sea level change, Geological Association of Canada.
Gambar - 1 : Lingkungan pengendapan pada endapan angin (a) gurun (b) glacial outwash plain © pantai (Allen, 1970)
Gambar - 3 : Tipe bukit pasir (a) Barchan (b) Tranversal © Longitudinal atau Seif dune (d) Stellate atau piramida (Allen, 1970)
Table 1 Morphology and classification of eolian bedforms. After McKee (1979) Morphology Name Associations
Sheet - like Sheet sand
Thin elongate strips Streaks COMPOUND - two or more of the same type combined by Circular to elliptical Dome overlap or superimposition mound, dome - shaped (Wilson”s draa)
Crescent in plan Barchan Connencted crescents Barchanoid (akle)
Asymmetrical ridge Transverse (reversing) COMPLEX - two different basic types occurring together, either Symmetrical ridge Linear (seif) Superimposed (wilson”s draa), or
Gambar - 4 : Tipe geometri dan strktur bagian dalam dari barchan dune (Boggs, 1995)
Gambar - 5 : Distribusi dan hubungan stratigrafi dari sheet sand dan endapan Eolian (Boggs, 1995)
Gambar - 6 : Perlapisan pearian sejajar pada Gambar - 7 : Penampang obligue melalui pasir kasar dan halus (Walker 1992) Grainfall laminasi dengan interbed flow di bagian atas (Walker, 1992)
Gambar - 9 : Perlapisan sandflow silang siur pada lapisan perarian Sejajar (Walker, 1992)
Gambar - 11 : Model stratifikasi untuk tipe dune yang simple dan kompleks. Penampang longitudinal dan tranversal sejajar dan tegak lurus.
Dengan resultan arah angin (Walker, 1992)
SISTEM PENGENDAPAN GLASIAL
Pendahuluan
Pengertian tentang sistem pengendapan glasial dan macam - macam bentuknya penting dalam aplikasi. Pertama, data kandungan endapan glasial dapat digunakan menyelesaikan masalah tentang proses - proses geologi yang terjadi. Kedua, endapan glasial merupakan dasar untuk mempelajari lingkungan geologi. Dengan adanya investigasi karakteristik teknik geologi, pedoman hydrogeological, dan arus transportasi dalam sistem pengendapan glasial. Sistem pengendapan glasial merupakan suatu pendorong dalam penyelidikan tentang sistem pengendapan glasial ini juga merupakan pendorong untuk mempelajari / mengetahui tentang letak dari pengendapan klastik dan karbonat dari suatu reservoar hidrokarbon pada tahun 1950 - an
Setelah mempelajari aspek - aspek dari glasial dan hubungannya satu sama lain, kemudian diaplikasikan kedalam ilmu geologi ekonomi atau hasil penyelidikan geologi yang bernilai ekonomi. Selain itu diketahui pula bahwa dalam sistem pengendapan glasial juga membawa serta endapan -endapan mineral dan bermacam - macam batuan yang dibungkus oleh es. (Placer ; Eyles, 1990), dan sistem pengendapan glasial digunakan juga dalam penyelidikan untuk endapan mineral yang terdapat pada pelindung / pembungkusnya sendiri. (drift prospecting ; Dilabio and Coker, 1989). Dimana diketahui pula bahwa lapisan batu dari glasial mempunyai kebiasaan digunakan dalam geologi minyak, tetapi kandungan dari Paleozoic glasial lebih penting / berarti digunakan dalam penyelidikan minyak dan gas, seperti : Australia, Argentina, Brasil, Bolivia, Saudi Arabia, Yordan dan Oman. (Levll et al, 1988; Franca and Potter, 1991). Banyak orang berpikiran bahwa fasies dari pengendapan glasial masih karakteristik yang unik. Ini
disebabkan oleh campuran yang tidak tersotir dengan baik, semua ukuran ada, mulai dari bongkah - bongkah / batu - batu besar sampai kelempung, Kadang - kadang endapannya tepat pada glasier dan lapisan - lapisan esnya. Bagaimana sedimen yang mempunyai penampilan singkapan sama dapat memberikan sebuah endapan luas baik itu lingkungan glasial dan nonglasial “Term diamitct” akan digunakan untuk sebuah deskripsi, masa nongenetic betul - betul dari fasies yang sortirannya kurang baik tanpa memperhatikan asal mulanya. Hanya dengan diamict dapat diketahui endapan yang langsung pada “ice glasier” dapat diidentifikasi dengan baik. Suatu permasalahan pokok dalam mempelajari stratigrafinya adalah untuk menentukan apakah fasies diamict spesifik sumbernya dari glasial atau nonglasial. Banyak contoh dalam literatur dimana sedimen itu mula - mula terjadi dan dapat ditunjukkan berasal dari sumber nonglasial. Diamict hanya tipe fasies dalam keadaan biasa dan produksinya dari lingkungan pengendapan dalam sebuah luas daerah tertentu dan juga pengaruh iklim. Dalam keadaan biasa tidak mungkin kita berkesimpulan bahwa sumber sebuah diamict berasal dari sebuah singkapan tunggal dan kecil. Yang penting selalu diperhatikan adalah hubungan antara facies dalam stratigrafi.
Agar dapat memperkirakan tanda - tanda untuk lingkungan pengendapan digunakan refensi asosiasi fasies. Dengan pendekatan yang dasar dapat ditarik kesimpulan bahwa itu adalah produksi facies diamict, sebagai contoh, aliran sedimen oleh gaya berat, yang cenderung faciesnya dipengaruhi oleh arus turbidit. Dimana asosiasi fasies ini berubah - rubah pada lingkungan pengendapan yang berbeda, dalam model 3 dimensi dapat memperlihatkan endapan dengan jelas. Untuk interprestasi yang baik memerlukan profil defosit vertikal secara terinci, bersama - sama dengan informasi variasi lateral dan geometri deposit diluar singkapan lokal. Umumnya. Asosiasi glasial fasies beserta lingkungan pengendapannya terjadi khususnya pada sungai, danau, darat yang berbatu dan pada kemiringan. Dalam kebanyakan kasus glasier yang mempunyai volume besar diberikan oleh lingkungan pengendapan dilaut atau lacustrine basin, dimana sedimen glasial primer lebih banyak bekerja dibandingkan proses sedimen nonglasial yang berbeda dan pengaruh lingkungan glasial dapat diidentifikasi dan juga asosiasi - asosiasi fasiesnya. Sistem pengendapan glasial dapat terlihat dengan jelas pada geometri 3 dimensi, dimana proses hubungan fasiesnya mencatat bahwa elemen paleogemorphic basin yang terbesar. Berdasarkan pemisahan dan krnologis lingkage, sistem pengendapan ini diidentifikasi menjadi dua bagian yaitu glacioterrestrial dan glaciomarine
Sistem Glacioterestrial Tract.
Lingkungan pengendapan glacioterestrial dapat dibedakan atas 4 jenis yaitu : 1. Subglacial
2. Supraglacial 3. Glaciolacustrine 4. Glaciofluvial
Substrate relief dan lingkungan tektonik adalah berperan sebagai dasar dalam pengendapan glacialteretrial ini. Menurut hasil penyelidikan bahwa pertumbuhan lembar - lembar es dibumi ini dalam jumlah yang besar, tetapi kurang yang mengandung endapan - endapan. Glacial itu aktif pada basin akibat tektonik. Dalam jumlah yang besar ternyata glacial besar dari sedimen ocean basin. Iklim juga mempengaruhi endapan glacial terrestrial ditepi es.
Posisi Glacioteretrial Pada Low - Relief.
Glasil low - relief ini ditunjukkan dengan baik dengan adanya distribusi glasial deposit pleistocene seperti yang terjadi di Amerika bagian utara. (gambar 2,3) Beberapa sistem pengendapan pada low - relief yang dapat terjadi dapat dilihat pada gambar 1.
1. Sistem Pengendapan Subglacial
Kondisi / keadaan didasar lembaran - lembaran es yang besar akanberubah luasnya yang diakibatkan oleh perbedaan temperatur es dan kecepatannya. Untuk es yang dasarnya basah dimana kondisi tertutup oleh tekanan titik lebur es, es tersebut meluncur serta berakhir pada substrate. (gambar 4a,b). Sedangkan dalam kondisi dasar yang kering es tetap pada lapisan Frozen dan kebanyakan berpindah / bergeraknya juga menyebabkan perubahan bentuk pada bagian dalamnya. Sedangkan deposit fasies subglasial diamict pada prinsipnya terjadi/terdapat dibawah bagian dasar es yang basah. (gambar 4c,d). Runtuhan Englacial didalam transportasi sebuah lapisan basal tipis (1m) itu terdiri dari lapisan - lapisan es yang tidak rata. Abrasi yang kuat itu terjadi diantara kedua partikel dalam lapisan dasar, dan diantara partikel dengan substrate. Runtuhan itu saling bertubrukan dengan lapisan, dapat membentuk subtratelagi sebagai akibat dari tekanan cairan dan yang dikeluarkan dari es. Sedangkan ciri dari “Glacially - shaped Clasts” dapat dilihat pada gambar 5. Kelanjutan dari produksi lodgement membuat lapisan lentircular menjadi tebal. (gambar 6,7,8). Pada yang poros yang panjang “Clast” mempunyai penjajaran pararel yang lebih kuatyang ditimbulkan oleh aliran es. Pengukuran poros yang panjang berorientasi dengan sedikit clasts memberikan sebuah indikasi aliran es lansung yang cepat. Letak dari “lodgement till” ditentukan oleh lokal dan regional unconformity dan cenderung mempunyai geometri regional “ sheet - like” (gambar 6,7). Dimana ketebalan totalnya tidak melebihi dari 50 meter Unit “lentircular till” yang kuat terjadi didalam bentuk “sheet - like”. Hubunganya merupakan potongan menyilang dan tumpang tindih sebagi akibat dari erosi pada substrate dalam merespon perubahan kecepatan gerak dari es. Perubahan aliran lengsung dari es dan runtuhan dari litologi yang berbeda hasilnya dapat dilihat sebagai suatu tumpukan dari beberapa “lodgement till” yang berlapis keatas selama sebuah glaciation tunggal. (gambar 6). Setiap unit till mengandung clasts dan matrix dari perbedaan sumber lapisan batuan (bedrock). Penekanan ini dibutuhkan untuk ketelitian dalam interprestasi maju/ mundurnya siklus dari “multiple - till” stratigrafi. Adanya tanah bercampur batu kerikil pada chanel sebagai hasil dari sungai - sungai kecil yang kering, juga kumpulan dari komponen-komponen
dari stratigrafi subglasial (gambar 6) Chanel mempunyai sebuah planah pada permukaan bagian atas yang memotong diamict, dimana berorientasi pada aliran es langsung yang subparalel dan hubungan genetik dengan “ekers ridges” (gambar 6). Oleh karena itu kehadiran fasies glaciofluvial didalam lingkungan “lodgement - till” tidak terlalu penting sebagai petunjuk mundurnya glacier.
2. Sistem Pengendapan Supraglasial
Bagian luar dari tepi lembaran - lembaran es biasanya merupakan batas dimana sisa daerah yang luas dari tofografi bukit-bukit kecil terdiri dari sedimen-sedimen yang bervariasi dengan geometri komplek. Selama proses glaciation yang terakhir, perluasan dari es berhenti sekitar seperempat kilometer seperti yang terjadi di Amerika bagian utara
(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-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).
