Baik tekstur dan komposisi, struktur sedimen dan perlapisan merupakan inherent dalam sedimentasi. Keduanya dapat dibedakan oleh variasi pada ukuran butir dan kandungan mineraloginya (Gbr.4-1). Karena sebagian besar struktur dapat diamati secara megaskropis oleh mata telanjang, maka karena itulah studi mengenai struktur sedimen sudah cukup lama dikenal bahkan sama tuanya dengan umur geologi itu sendiri selain itu sebagian besar dari apa yang kita tahu tentang struktur sedimen berdasarkan dari hasil pengmatan terhadap sedimen klasik. Bagaimanapun, sedimen modern dan experiment terhadap aliran air memiliki kontribusi yang cukup signifikan dalam mempelajari dan memahami struktur, seperti apa yang akan kita lihat pada bab 8. Struktur telah digunakan sebagai (1) petunjuk dalam membedakan lingkungan pengendapan, (2) sebagai petunjuk stratigrafi, (3) untuk memetakan system arus purba, (4) sebagai indicator kondisi aliran, (5) untuk memprediksi perubahan kimia setelah pengendapan.
Struktur sedimen sangat penting untuk dipelajari terutama dalam mempelajari pasir dan batu pasir sama pentingnya dengan mempelajari tekstur dan mineralogy, sebagian besar struktur sedimen hanya dapat dipelajari dengan jelas apabila melakukan pengamatan pada singkapan sehingga tidak perlu dilakukan pengamatan secara mikroskopik. Struktur sediment jarang ditemukan dengan kondisi ideal ketika akan digunakan untuk menentukan litologi, fasies, dan sekuen vertikal-jelasnya untuk memetakan struktur sedimen harus dilakukan dengan sangat cermat dan teliti baik secara vertikal maupun lateral terhadap tubuh batu pasir, fasies, atau cekungan sediment. Ketika struktur sedimen dapat digunakan sebagai penunjuk informasi maka pengukuran dan pemetaan wajib untuk dilakukan.
Struktur sedimen pada batu pasir vulkaniklastik pada dasarnya sama dengan batu pasir subaquaeous tetapi khusus untuk ignimbrite berbeda, seperti yang akan dibahas pada bab 6 nanti.
Dalam bab ini kami lebih menekankan pada pengenalan dan proses terbentuknya struktur sedimen serta termasuk ringkasan tentang hubungannya terhadap lingkungan terbentuknya dan analisis terhadap arus purba. Pembahasan mengenai interpretasi hidrolik akan ditangguhkan pada bab 8 dimana kita dapat mengetahui bahwa asal pembentukan struktur sedimen primer bergantung pada kecepatan fluida, masa jenis atau densitas, kedalaman air, serta korelasinya dengan ukuran butir,terkecuali dengan lingkungan sedimennya.
Tidak mustahil bahwa beberapa struktur sedimen seperti ripple marks dan crossbedding dapat diamati baik pada batu pasir tua atau moderen. Sedangkan sole marks, flute cast hanya dapat diamati pada batu pasir tua disepanjang bidang perlapisannya, pada bagian batu pasir yang tidak terkonsolidasi dapat menghalangi batas bawah dari lapisan batu pasir.
Setiap struktur sedimen tidak dapat didefinisikan dengan jelas seperti halnya kubus atau silinder pada objek geometri, sama seperti fosil dan bentuk organic pada umumnya, gambar atau sketsa merupakan salah satu cara yang paling efektif untuk mendeskripsi suatu struktur.
Ada 4 type struktur sedimen secara garis besar: (1) struktur arus terbentuk oleh arus air, udara, dan es yang tertransportasi dan terendapkan, (2) struktur deformasi terbentuk sesaat setelah pengendapan dan sebelum konsolidasi, sebagian besar oleh lengseran dan longsoran juga oleh fluida dan gas yang terperangkap oleh sedimentasi, (3) struktur biogenik dari hewan-hewan atau tumbuhan berupa jejak-jejak, galian dan beberapa bentukan yang dibuat oleh tumbuhan, dan (4) struktur kimia terbentuk oleh proses kimia selama dan sesudah litifikasi dari batu pasir. Arus, Deformasi, dan sebagian besar struktur organik terbentuk pada awal pembentukan batu pasir sebelum konsolidasi terjadi, ini merupakan struktur yang biasa digunakan sebagai petunjuk untuk interpretasi lingkungan pengendapan dan memetakan sistem arus purba. Struktur arus dan deformasi serta struktur biogenik dapat terjadi dalam beberapa jam atau bahkan beberapa menit, lain halnya dengan struktur kimia yang dapat terjadi dalam interval waktu yang cukup lama mungkin ratusan atau ribuan tahun. Beberapa struktur dapat terbentuk dari satu atau lebih penyebabnya oleh karena itu struktur dapat digunakan dan diklasifikasikan dalam beberapa cara.
Literatur dari struktur sedimen sangat banyak dan banyak mengacu pada geologi. Collinson dan Thompson (1982) memberikan banyak hal yang meliputi seluruh aspek dari struktur sedimen, Allen (1982,b) lebih menekankan pada proses mekanisme sedimentasi.
Arus dan Struktur Sedimentasi
Perlapisan
Sebagian besar dari struktur sedimen dapat diklasifikasikan dan didefinisikan kedalam beberapa aspek mengenai suatu lapisan.
Pendekatan yang dilakukan disini bersifat deskriptif, serta berdasarkan pada bentuk dan geometri, dan semuanya terbagi kedalam 4 type perlapisan. Aspek genesa dari suatu perlapisan dan struktur dapat ditemukan pada bab 8. Sebuah set dari satu unit lithologi terdiri dari dua atau lebih lapisan secara berurutan pada lithologi yang sama.
Apa yang menjadi syarat utama sebuah lapisan? Salah satu yang terpenting yaitu ketebalan dan kesinambungan secara lateral. Beberapa cara telah dilakukan untuk mendeskripsikan ketebalan dan mendefinisikan bagian-bagian yang menjadi unsur ketebalan tersebut, (Grumbt,1969,Gbr 7). Kesinambungan lateral merupakan variasi dari permasalahan ketebalan. Beberapa perlapisan secara megaskropis tidak memiliki perubahan dalam ketebalannya sperti pada struktur ripples, wavy dan flasser serta beberapa struktur lainnya (Roineck dan Wunderlich, 1968).
Perlapisan, seperti sifat batuan yang lainnya, sangat mudah untuk dilakukan pengukuran, terutama apabila dilakukan secara vertical. Pengukuran terhadap ketebalan lapisan merupakan bagian dari seluruh studi stratigrafi. Ketebalan lapisan sangat berhubungan dengan arus, arus kuat dapat menyebabkan timbulnya lapisan yang tebal serta ukuran butirnya yang relatif kasar atau besar. Banyak dari ketebalan perlapisan dapat dilihat pada table normal log (Gbr. 4-2) dan terlihat lebih miring terhadap lapisan yang lebih tipis. Kelley (1956, p.299) memberikan index stratifikasi, seperti nomor lapisan >< 100 yang terbagi oleh ketebalan pada bagian yang terukur, walau tidak semuanya digunakan, hal ini sangat penting untuk mengetahui rata-rata dari ketebalan lapisan yang terukur, Bookman (1957) memberikan sebuah geometris theta scaleyang dapat digunakan untuk perhitungan secara statistic. Sebuah geometric scale yang merupakan acuan Bookman untuk menormalkan miringnya distribusi ketebalan harus sama dengan phi scale untuk distribusi ukuran.
Pada distribusi statistic lainnya seperti mean, mode, dan beberapa pengukuran terhadap penyebaran dibutuhkan untuk ,menspesifikasikan sekuen perlapisan. Plot terhadap penampang vertical dari ketebalan lapisan (rhythmograms) telah digunakan untuk penentuan korelasi atau mencari siklus pembentukannya (Dean dan Anderson, 1967).Sebagai contoh hal tersebut telah diujikan terhadap endapan es atau varves dan proses evaporasi. Rhytmograms dapat juga digunakan dalam mencari korelasi fasies, seperti turbidit yang dapat membentuk sekuensi perlapisan.
Empat type perlapisan dari tabel 4-2 memberikan kemajuan terhadap sebaran maksimum (keseragaman dari ketebalan baik didalam atau diantara perlapisan) sampai sebaran minimum (variabel ketebalan didalam dan diantara lapisan ditambah lapisan yang tidak menerus). Ini merupakan sebuah kemajuan terhadap keseragaman sampai kondisi pengaliran yang tidak beraturan – dari kenampakan pengendapan tanpa erosi sampai pengendapan yang disertai struktur erosional seperti scour dan fill.
Pengaturan internal dan struktur. Secara internal suatu lapisan bisa (1) massive atau tidak memiliki struktur sama sekali, (2) bisa juga horizontal laminasi atau diagonal \ cross laminasi , (3) bisa graded, (4) bisa terdapat imbrikasi, (5) bisa juga terdapat growth struktur yang dihasilkan oleh presiptasi secara ritmik \ periodic atau oleh organisme seperti stromatolit. Sebagai catatan sturtur stromatolit algae sangat jarang ditemukan pada batu pasir. Perlapisan Massive merupakan lapisan tanpa struktur internal. Hamlin (1965) dan para pekerjanya dalam proyek pengeboran dalam lautan telah menunjukan ( fig 4-3) lapisan massive dari batu pasir yang terlihat sangat jarang.Tetapi tidak semuanya, batu pasir pebbly merupakan lapisan massive dan berisi pebbles yang terisolasi, dan bahkan cobble mengapung dalam batu pasir batu pasir dan disebut sebagai batu pasir mudflow tetapi lebih tepat dikelompokan sebagai debris
Perlapisan laminasi, dikarakteristikan oleh sedimentasi dengan ketebalan kurang dari 10 mm, dan terkadang tampak seperti flagstone apabila dilihat secara keseluruhan. Lapisan laminasi membentuk sebagian kecil dari banyak batu pasir dan hampir terdapat pada setiap lingkungan pengendapan mayor .
Cross bedding merupakan salah satu struktur yang khas dari batu pasir (fig 4-5) struktur ini dikenal pula sebagai current bedding, dan terdapat baik pada batu pasir primer maupun sekunder.
Maksudnya adalah dibatasi dan perlapisan melereng dari talus dan pertumbuhan lateral deposit seperti kemiringan lereng dari sebuah titik perlapisan sebaik stratifikasi lainnya dengan kemiringan awal seperti yang dibentuk oleh pertumbuhan basin dari sebuah delta yang berdekatan dengan pantai. Kita membedakan crossbedding dari cross lamination dengan ketebalan lapisan. Apakah lapisan mempunyai ketebalan terbesar atau kurang dari 10 mm ? Tapi lihat Campbell (1967) untuk perbedaan penggunaan.
Beberapa klasifikasi dari crossbedding tergantung pada geometri struktur, yang telah diklasifikasikan oleh McKee dan Wier (1953). Allen (1963) mengenal 15 jenis tipe-tipe dari epsilon. Lapisan inklin dibentuk oleh pertumbuhan lateral telah digunakan secara luas. Jenis crossbedding allen disebut juga perlapisan sidefill. Pada kenyataannya sulit untuk menggunakan klasifikasi ini karena tidak cukup lengkap untuk menentukan pemberian kelas crossbedding bahkan itupun sulit dalam singkapan kecil, untuk membedakan bidang dan trough crossbedding.
Sebagai aturannya hanya pemotongan berturut-turut tidak menguatkan pasir pada geometri yang benar. Normalnya satu dibatasi untuk dua situasi: Pemotongan vertikal menyilang atau crossbedding, yang paling berguna mungkin adalah pemotongan longitudinal, yaitu satu pararel ke aliran gelombang. Pada setiap pemotongan satu dapat dilihat ada atau tidak jejak dari bidang yang dibentuk kumpulan apakah pararel atau konvergen, apakah jejak dari permukaan foreset lurus atau belok, dan apakah mereka bersinggungan ke dasar lapisan atau tidak. Salah satunya juga dapat menentukan skala crossbedding, yaitu ketebalan dari set (Gbr.4-6 dan 4-7). Perselingan crossbedding dari set tetapi ketebalan 1 cm atau 2 cm (skala kecil) ke 30 cm atau lebih (skala besar). Rata-rata batupasir paling banyak adalah 15- 60 cm. Pengamat juga dapat mengukur sudut dihedral antara perlayer dari setiap permukaan set dan foreset. Sudutnya menunjukan posisi kemiringannya, ini merupakan sebuah pendekatan tetapi tidak sepenuhnya benar sebagai sebuah sudut terukur, mungkin saja dipengaruhi oleh deformasi. Kegunaan yang utama adalah un tuk mengukur azimuth dari bidang foreset yang berfungsi sebagai penentu arah arus purba. De celles et al. (1953) mereview metode pengukuran terhadap crossbedding dan memberikan dua metode baru. Pada kemiringan lapisan yang disebabkan tektonik, dip dari bidang foreset dan juga dip dari perlapisan sebenarnya (true dip), keduanya dapat tercatat dan azimuth dari arus dasar dapat ditentukan setelah dilakukan koreksi terhadap kemiringan tektonik – koreksi dapat dilakukan dengan menggunakan proyeksi stereografi atau oleyh komputasi (perhitungan).
![clip_image018[1]](http://wingmanarrows.files.wordpress.com/2012/02/clip_image0181.jpg "clip_image018[1]")
Pada penampang vertikal dari suatu perlapisan sangat sedikit sekali diperoleh informasi mengenai aliran arus kecuali pada struktur crossbedding. Apabila seluruh penampang tersingkap maka kita dapat mengukur kedalaman (kedalaman maksimum dari set perlapisan ) dan lenarnya lalu setelah itu kita bandingkan lebar dan kedalamannya. Secara umum, rasio antara lebar dan kedalaman telah ditetapkan dalam skala internasional ( independent ).
Banyak kegunaan yang dapat diperoleh dari bidang perlapisan terutama untuk unit cross bedding.sebuah penampang dari perlapisan dapat digunakan untuk menentukan sumbu ( bisektris ) dari sebuah set bidang perlapisan –arah dari arus purba. Penampang dari bidang perlapisan banyak digunakan sebagai media untuk mengenali bidang crossbedding dan bidang tabular set. Pada arah horizontal dari arah poros set memiliki bentuk kurva diseluruh set dari crossbedding; juga memiliki bentuk yang hamper lurus apabila terdapat pada crossbedding yang datar
Sangat penting untuk mengamati hubungan diantara set dari crossbedding, karena mungkin saja set dari crossbedding tersebut saling bersusunan antara yang saut dan yang lain. Umumnya untuk sebuah set dipisahkan dari yang lainnya oleh suatu lapisan atai layer. Biasanya pada bagian top set atau back set lah yang akan terlihat secara horizontal pada singkapan, perlapisan back set denganporos set yang agak miring menyebabkan dip nya searah dengan arus pengendapan seperti yang ditemukan pada antidunes-hal ini juga terdapat pada pengendapan pasir yang tejadi dengan sangat cepat, tapi hal tersebut sangat jarang.Untuk ripple crosslaminasi terdapat pada kondisi tertentu. Ripple yang tampak muncul keatas dan memiliki bentuk yang tidak beraturan disebut climbing ripples atau ripple-drift laminasi.
Set dari crossbedding atau crosslaminasi memiliki permukaan dengan kemiringan sudut yang rendah atau kecil dan dipisahkan dengen yang lainnya dengan foreset, juga biasanya memiliki orientasi dan disebut reactivation surface ( Gbr 4-8 ). Reactivation surface marupakan contoh yang bagus dalam setiap pembelajaran mengenai struktur sediman orisinil : erosi oleh angina terhadap gelombang pasir pada kedalaman air yang konstan disebabkan oleh penurunan permukaan air atau perubahan secara parsial (sebagian ) pada arah aliran.(McCabe and Jhon ,1977 ,pp.713-14 ).
“Hummocky” cross bedding ( Gbr 4-9 ) kurang dapat dijelaskan dengan baik tetapi dapat dikenali dari kenampakan seperti gundukan yang rendah dan berlobang yang dibantuk oleh pergerakan gelombang, Harrms et al (1982 , Gbr 3-15 ). Hummocky crossbedding umumnya memiliki ukuran butir dari fine sampai medium, terlaminasi dengan baik, layer dengan kemirimgan yang kecil dan memiliki arus purba yang bervariasi ( lihat p 334 ).
Cross-laminasi dapat terdeformasi – baik pada saat pengendapan oleh bahan atau partikel tertentu dari deformasi sediman halus atau oleh tegangan gerus ( shear ) selama pergerakan tektonik. Deformasi penecontemporer normal menghasilkan foreset yang curam, dalam beberapa kasus bahkan hamper terbalik : deformasi tektonik merupakan penyebab utma terjadinya morfologi yang curam atau datar atau distorsi yang lainnya ( Ramsey 1961 ). Secara penecontemporer crssbedding yang terdeformasi telah diklasifikasikan pada empat type (Gbr 4-10 ).
Crossbedding merupakan produk migrasi arus dasar dari gelombang pasir.Untuk skala crosslaminasi yang sangat kecil merupakan produk dari migrasi terhadap ripple. Hampir dari seluruh batu pasir fluvial dibentuk oleh migrasi dari subaquaeus dunes yang membentuk struktur dengan skala medium. Crossbedding dengan skala besar merupakan produk dari migrasi dunes yang besar, baik subaquaeus atau eolian. Faktor-faktor seperti skala, sudut kemiringan, tangensial, bidang struktur atau cetakan struktur, atau bidang dimensi serta rasio dari kedalaman dan lebar pernah dibahas (Harms et al, 1982. bab 3) dan didiskusikan pada bab 8, tetapi hal tersebut tidak cukup untuk mengetahui karakteristik dari struktur masih banyak yang harus dipelajari terutama dari mekanisme transport sediment – Bagaimana bentuk lapisan berubah terhadap ukuran butir, intesitas aliran, kedalamn air, dan faktor lainnya. Menurut pendapat beberapa ahli mengemukakan bahwa sebagian besar dari type struktur seperti crossbedding sangat dekat hubungannya dengan proses fisik dari pada lingkungan sedimennya – kecuali pada hummocky crossbedding. Data interpretasi maximum dapat diperoleh dengan melakukan pendekatan terhadap berbagai macam faktor dan skala crossbedding serta crosslaminasi pada vertical sekuen dan fasies, juga dengan cara melakukan pengukuran secara teliti terhadap arus purba.
Graded bedding merupakan sebuah lapisan dengan ukuran butir yang menghalus keatas (Gbr 4-11 dan 4-12), graded beds dibentuk oleh pengendapan dari arus turbidid dan memiliki ketebalan dengan kisaran centimeter atau lebih. Material dari graded bisa terdiri dari silt, pasir atau bahakan gravel. Pada umumnya unit graded bedding sebagian besar terdiri dari material butiran berukuran coarse.
Pada umumnya ketebalan greywacke berkisar antara beberapa centimeter hingga beberapa meter, lapisan yang ketebalannya lebih tipis sepertinya hanya berupa bagian saja. Graded sekuen menampilkan distribusi dari ketebalan log normal, lapisan graded pada umumnnya memiliki bagian dalam yang jelas struktur sekuen secara vertical seperti halnya ukuran butir yang merupakan suatu respon dari arus yang tidak teratur(fig.4-13). Biasanya graded bedding ditenukan di bagian lapisan pada batu pasir immature-graywacke-dari geosinklin,disini densitas atau arus turbidit-turbit campuran dari lempung,pasir dan air dipercaya oleh kebanyakan ahli sedimentologi untuk mengalir menuju daerah dengan kemiringan rendah secara periodic dan mengangkut pasir menuju kedalaman air dimana biasanya hanya lumpur yang akan terakumulasi tidak seperti cross bedding, lapisan graded dari turbidit bisa memiliki panjang secara lateral, beberapa bagian tunggal bahkan telah dikorelasikan untk beberapa kilometer.
Penandaan dan ketidakteraturan dari bidang perlapisan
Jika diteliti lebih dekat kebanyakan dari bidang perlapisan pada batu pasir menampilkan struktur yang bervariasi, struktur tersebut dibagi atas bagian – bagian yaitu: didasar lapisan, diatas larisan dan diantara lapisan.
‘Sole Markings’ adalah karakteristik kenampakan dari bagian bawah pada perlapisan batu pasir dan beberapa batu ganping selebihnya pada batu lempung damn lanau(tabel 4-3). Kenampakan tersebut telah diketahui beberapa tahun yang lalu dan baru akhir-akhir ini dipelajari secara intensif . kebanyakan dari struktur ini merupakan cetakan atau negatif depression atau markings (penandaan atau jejak). Pada umumnya diproduksi diatas lempung dimana pasir sudah tersebar, stuktur ini dikontrol origin oleh 1) jalanya arus dipermukaan lempung 2) pembebanan yang tidak seimbang dari lempung halus hidroplastic 3) aktivitas organisme di permukaaan walaupun mereka muncul dikebanyakan batu pasir,sole marks biasanya lebih berlimpah di turbidit dimana mereka menyediakan cara untuk menentukan aliran arus.
Dari beberapa variasi struktur yang diproduksi oleh jalanya arus yang paling umum adalah flute yang terbentuk dari cetakan di permukaan lempung dan terisi dengan pasir dan oleh karena itu digambarkan sebagi pengangkutan struktur atau flute cast berada di posisi terbawah atau lapisan dasar dari hamparan lapisan pasir.
Flute cast adalah struktur yang berbentuk setengah kerucut dengan hidumg puncakmya berbentuk bundar atau bulat dan bagian lainnya akan melebar dan menyatu dengan bidang perlapisan. Struktur telah juga didesain seperti flute molds, flow marks, scour cast, scour fingger, vortex cast dan turbboglyph. Flute cast mempunyai panjang yang bervariasi dari hanya beberapa centimeter hingga struktur berukuran raksasa sekitar 1-2 meter panjangnya, solitary flutes sangat jarang ditemukan. Pada umumnya dia muncul sebagai suatu kelompok dimana satu jenis flute cast dapat terbentuk dengan ruang luas, ruang tertutup bahkan pertambalan, hal ini sangat umum umtuk laisan batu pasir yang beruntun umtuk menampilkan flute cast, dengan kata lain ketika kondisi sangat tepat untuk memproduksi suatu kelompok flute menjelang pengendapan dari satu lapisan pasir, kondisi ini terjadi menjelang penbentukan dari lapisan subsekuen.
Flute cast mempunyai variasi bentuk,variasi tersebut dalam satu kelompok menjadi lebih atau sedikit mirip, beberapa berstruktur clongate berhubungan dengan strukur terbatas; lain mempunyai bentuk broader deltoid. Beberapa mempunyai bentuk simetri bilateral yang bagus yang lain menunjukan sedikit bentuk pada umumnya denagn beak terputar. Hal ini tampaknya merupakan transisi dari bentuk sempurna flute cast hingga scour cast yang melintang lebih irregular dan juga berhubungan dengan elongate furrow cast.T4-3
Bentuk yang kurang reguler menyerupai load cast tetapi mempunyai bentuk yang lebih reguler dan juga menunjukan bukti jelas dari asal proses erosinya, seperti pembagian dari laminasi di subjacent lempung atau silt.laminasi mungkin akan tererosi berbeda sehingga pasir yang mengisi tersebut akan memperlihatkan ‘jejak” yang membentuk Flute cast yang terpahat, sebagai perbandingan laminasi berasosiasi dengan load cast pembentukannya tidak bergantung pada struktur melainkan terbentuk oleh erosi. Beberapa pengisi dari struktur flute adalah penyebab dari pembebanan dan deformasi, seperti load casted. Flute mark merupakan contoh yang bagus dari struktur yang sangat hebat merupakan tipe yang yang sulit untuk diklasifikasikan.Gr4-14
Walaupun flute mungkin berasosiasi dengan saluran (alur) yang bukan merupakan peraturannya, biasanya mereka eksklusif.
Flutte tampaknya merupakan produk dari arus local yang terputar, ukurannya sangat bergantung pada ukuran dari putaran, kemudian mungkin menjadi rumgsi dari kekuatan arus, ketika kondisi arus sangat tepat untuk memproduksi satu putaran maka akanberkenbanng tteapt di lapangan dari semacam vortices. Ada banyak factor yang tidak dikenal yang mengontrol ukuran, bentuk dan keruangan dari flute (Allen,1826,fig 1-2) menyediakan klasifikasi yang menyeluruh untuk bermacam – macam kelompok flute.
Flute merupakan paling umum dan paling brguna untuk produksi arus sole marks, bentuk mereka adalah pemandu yang tepat atas direksi dari aliran arus, dan walaupun tidak eksklusif flute merupakan produk dari arus turbidit yamg paling berkarakteristik dari fasies flysch.
Struktur diproduksi oleh arus scour dan sekarang ini untuk flute adalah arus crescent (Hufeisenwulse), tentu saja merupakan depresi berbentuk sepau kuda dikembangkan oleh scour current,mengelilingi hamparan obstacle di permukaan pasir, pada umumnya membentuk lingkaran innuclast shale di batu pasir fluvial,clas dan moat terkubur dengan pasir yang ada. Akhirnya shale yang terlapukan keluar meninggalkan lubang. Noat tampak terangkat keluar dari bagian bawah pada lapisan batu pasir mengelilinga lubang tersebut.
Groove cast (shroek,1948.p.102) biasanya dicirikan dengan kenampakan seperti terangkat, rektalinier, bulat hingga berpuncak tajam yang ditemukan di bagian bawah sebagian lapisan batu pasir. Biasanya merupakan karakteristik dari pasir turbidit,mereka diperkirakan berasal dari pengisian dari benukan yang mennyerupai alur atau saluran dibawah hamparan shale lempung dan bahkan disebut “mud furrows’oleh Hall yang mengobservasi hal ini di New York pada jaman Devonian sekitar 100 tahun yang lalu(Hall,1843,p.424). Bahkan juga mereka dinamakan “drag marks” dan “drag cast” dari perkiraan pembentukan mereka oleh object yang telah tergeser oleh lempung dibagian bawah (ikkuenen,1957,p.243).
Groove cast jarang sekali tampak sendiri, mereka biasanya muncul dalam set, umumnya sebagai dua set intersecting pada sudut akut dipermukaan yang sama (fig.4-16). Bila berupa barisan individual biasanya menampilkan sebuah relief yang hanya 1 millimeter hingga 2 milimeter atau lebih dari centimeter, merek mempunyai bentuk yang sangat teratur dan paling terbuka menunjukan baik itu permulaan maupun penutup. Beberapa bahkan multiple dan terornamentasi dengan seri orde kedua dari microgrooves atas ridges, didalam set terdapat sedikit atau tidak ada deviasi dalam azimut, ggroove cast mungkin sedikit atau bias pula banyak; dan setelahnya set bertahap menghilangkan bagian yang pertama
Groove marks dapat dikenali dari slide marks atau cast (fig.4-17) yang terbentuk oleh pergerakan dari obyek yang besar seperti shal raft melewati bagian bawah, seperti objek sliding termasuk untuk rotasi atau terporos hingga bentuk tanda yang mereka buat seperti kurva.Normal grooves sebaliknya telah dibuat oleh banyak objek individual menunujukan kelakuan yang tidak terkoordinasi. Ggroove cast bias berasosiasi dengan prod cast, skip dan bounce cast, dan brush marks tetapi jarang dengan flute cast, pengakhiran jarang terlihat dimana proses tersebut ditandai oleh fragmen kerang atau perangkat lain yang dikenali yang diperkirakan bertanggung jawab pada proses pembuatan groove.
Groove cast hanya dapat diobservasi di shale yang telah terlapukan sehingga menampilkan permukaaan bagian bawah dari lapisan batu pasir, seperti flute cast groove cast banyak terakumulasi di dasar dari pasir turbidit dan merupakan struktur hieroglyphic yang paling umum dari fasies flysch.
Pembentukan dari groove cast sangat panjang dab tak terduga, hal ini sangat jelas bahwa mereka adalah produk dari material yang tersapu oleh arus yang mengukir permukaan dari bagian bawah lempung yang relatif keras.Hal ini didukung oleh penemuan dari semacam perangkat seperti kerang, pasir butiran besar, bongkah lempung pada arus bawah akhir dari groove dan paralelisme dari grooves dengan arah dari aliran arus yang tergambar melalui criteria lain. Pergerakan yang pasti tidak begitu jelas, kebanyakan obyek bergerak oleh proses arus yang menggelinding dan melompat – lompat dan konstan berotasi atau berputar. Untuk membentuk groove membutuhkan kontak yang berkelanjutan bahkan tekanan dan gerakan tidak terotasi, gerakan terputar membentuk flutes bukan grooves. Kondisi apa yang mengontrol masing – masing dan diantara dua hal berikut mana yang lebih proximal ?
Groove cast, oleh karena pada umumnya terdapat dalam jumlah yang banyak, maka dapat dijadikan sebagai indicator arus paleon yang paling berguna, khususnya bila digunakan dalam hubungan dengan sruktur akan menghasilkan indicator dari jenis pergerakan . Jika pergerakan bertanggung jawab untuk pembentukannya tentu saja arus turbiditas dan densitas bergerak menuju lereng rendah, kemudian beberapa beberapa masalah yang pelik akan muncul. Penyimpangan dari arah proses terlihat dari set intersecting atau oleh arah abberant di lapisan yang tertentu dimana sekuen yang lebih reguler memunculkan pertanyaan mengenai paloeslope, jelasnya tidak semua grooves terpotong oleh arus yang bergerak ke lereng rendah.
Sebagaimana telah dilihat di tabel 4-3 ada marks atau struktur dengan tujuan untuk lebih mengenal flute dan groove cast, termasuk disini adalah yang dibentuk oleh objek yang berselang menyentuh bagian bawah dan yang diatur oleh obyek yang terputar. Grup pertama terdiri dari bounce, brush, dan prod cast.Bounce cast juga skip cast adalah marks yang ditempatkan pada interval biasa dan merupakan akibat dari struktur yang terbuat dari obyek yang meneruskan pola salvatory, brush cast menunjukan kontak dibawah merupakan suatu ketidaksengajaan dan tidak biasanya terulang dan lebih lagi berlangsung cukup lama untuk membuat konstruksi dari timbunan kecil dari material yang terdorong keatas oleh obyek yang bergerak. Prod cast seperti yang diartikan oleh namanya terbentuk oleh sebuah obyek seperti sebagian tongkat kayu air menabrak bagian bawah, dan ditekan sekuatnya lalu diputar dari kearah depan dan selanjutnya diangkat bebas, titik terminal dari arus bawah yang lebbih terlihat pada bentukan marks terhampar pada akhir dari groove pendek.
Roll marks sangat bervariasi, umunya terjadi pada sekuensi flysch yang terbentuk akibat gaya perputaran atau lingkaran dari cangkang planar ynag terputar terutama cephalopods. Struktur ini biasanya meninggalkan karakteristik berupa “tanda” atau jejak (seilacher,1963).
Mud craks berkembang di material kohesif yang mengalami penyusutan pada sat kehilangan kandungan air, umumnya lempumg mengilustrasikan ini dengan sangat baik. Material berbutir yang non kohesiv seperti pasir tidak bias diharapkan untuk membuat mud crak, namun pola polygonal dari ridges yang terangkat hadir dibagian dari beberapa batu pasir, struktur ini dibuuuuat secara nyata oleh masukan dari pasir yang melewati permukaan mud crack, pengisian pasir didalam kerak tersebut menjadi bagggian dari hamparan lapisan pasir itu sendiri. Shale biasanya terlapukan, meninggalkan cast dari kerak yang telah terisi menyambung pada lapisan batu pasir iu sendiri.
Karakterstik struktur yang terdapat diatas permukan lapisan batuan pasir termasuk ripple marks, rill marks, pits dan prints dan di pasir lebih halus juga silt, ice crystal cast dan molds. Struktur biogenik jjuga umum ditemukan di beberapa lapisn, semua dari marks struktur diatas juga bisa muncul sebagai cast di bawah perlapisan.
Dahulu kala salah satu dari sruktur yang tercbservasi awal dari pasir dan batu pasir dan satu diantaranya yang paling dan telah ditulis adalah ripple dan ripple marks. Ini adalah literatur yang sangat hebat untuk subyek tersebut tidak hanya oleh geologist juga untuk siapa yang tertarik pada fisik dari pergerakan butiran dan fenomena ripple atau wave (gelombang). Awal tulisan klasik oleh geologi yang dibuat oleh Kindle (1917) dan Bucher (1919), satu dari yang paling baru ulasan yang menyeluruh mengenai subyek ini adalah Allen (1969).
Kebanyakan dari pekerjaan awal berurusan dengan bentuk atau morfologi dari ripple seperti yang terlihat di pasir yang lebih muda atau ditunjukan di bidang perlapisan dari batu pasir yang lebih tua, menjelang decade terakhir ketertarikan telah berganti kepada struktur dari ripple dan kenampakannya seperti ripple, drift, yang baik diamati di cross section.
Ripple marks adalah gelombang dengan skala yang kecil pada pasir dan bentukan itu terbentukdari arus yang lebih lemah dari pada yang membentuk dunes yang umumnya terbuat dari cross bedding dalam skala yang besar,ripple marks adalah karakteristik dari butiran material non kohesiv pada ukuran pasir, mereka mungkin mengembangkan baik dalam pasir sislika atau pasir karbonatan tetapi tidak membentuk dalam material yang kasar seperti gravel atau lanau dan lempung yang lebih halus.
Klasifikasi telah merupakan sutau masalah karena variasi ynag banyak dari riiiple dan gradasi dari satu tipe ke tipe lain. Gambar 4-18 mengilustrasikan salah satu dari banyak variasi yang berbeda dari ripple marks. Pada dasarmya ripple mempunyai dua tipe: yaitu ripple yang mempunyai cross section yang simetrik biasanya beratribut pada gelombang yang terbentuk dari arus oscillatory dan ripple dengan cross section assymetrical yang dibentuk oleh arus yang tidak teratur dari angin atau air, arus ripple dalam skala kecil adalah salah satu dari variasi dan bentuk juga dimiliki oleh sekuen seperti mereka baik bertingkat atau menerus satu sama lain( fig.4-19). Ripple marks menampilkan pola rectalinier, jika berlanjut dan normal pada arus atau sinous, jika berkelanjutan tetapi disertai dengan beberapa kelokan pada arus, banyak dari arus ripple tidak membentuk pola yang berkelanjutan tetapi malah terpecah menjadi sruktur cresent yang terkompresi secara lateral dari bentuk U pada bidang. Mereka membentuk Cresentris atau barchanoid jika titik ekstrem dari arus bawah dan lunate jika titik itu dari arus atas, beberapa indicator berdasarkan atas beberapa parameter seperti panjang dan tinggi telah diperkirakan untuk membagi antara eolian dan
Gambar 4-18. Fosil ripple mark. Horton Group (Missisipian), Minas basin, Walton, Nova scotia. Menggambarkan dua set ripple. Foto ole H.P. Eugster.
Gambar 4-19. Nomenclature dan hubungan antara perbedaan jenis jejak arus (Allen, 1969).
Jejak air. Semenjak jejak-jejak eolian mulai jarang ditemukan, kalaupun ada, hanya ditemukan pada rekaman geologi, tetapi rupanya hal ini tidak terlalu berpengaruh.
Pola dari jejak-jejak yang telah ada menyebabkan butiran pasir bergerak dan terbentuk diantara laut tengah hingga laut dalam. Pada laut dangkal mereka mengalir sampai ke garis pantai, aliran inilah yang sangat membantu dalam menentukan Paleogeographic hingga dapat terekam secara sistematik.
Pada beberapa sistem jejak, butiran-butiran pasir ditransportasikan dan diendapkan pada stoss dan lapisan lee, sehingga jejak yang akan terbentuk mengikuti pola tanpa perubahan lapisan pengendapan. Jika kemudian pasir terus bertambah pada sistem tersebut, maka kecepatan pengendapan pada lapisan lee bertambah pula dan terbentuklah jejak menangga atau ripple-drift cross-lamination (Sorby, 1859, 1908, p. 184; Walker, 1963, 1969; Jopling and Walker,1968; Hunter, 1977)
Jika dilihat secara detail, morfolgi dari struktur ripple-drift adalah bervariasi dan beberapa subtype-nya dapat dikenali. Pertama, seluruh endapan terdapat pada lapisan lee. Tipe kedua, endapan terdapat pada stoss dan lee dengan masing-masing laminasi yang menerus sepanjang sistem. Tipe ketiga, dicirikan oleh jenis butiran, lumpur diendapkan pada cekungan jejak, silt dan pasir terdapat pada sisi stoss. Walaupun laminasinya menerus, pada kasus ini terjadi perubahan komposisi dari stoss ke lee side. Dari beberapa tipe ripple-drift ini, terlihat karakteristik dari endapan turbidite (Walker 1963).
Sudut yang terbentuk pada jejak menangga dikontrol oleh kecepatan pengendapan dari yang sebelumnya relatif suspensi hingga terendapnya butiran-butiran. Pada Rezim aliran tinggi (bab 8), sedimen menyapu lapisan lee sehingga sudut menangganya relatif kecil (Walker, 1969).
Struktur “rib and furrow” yang terdapat pada batupasir merupakan kenampakan yang sederhana dari mikro-cross-lamination sebagai hasil dari penambahan jejak-jejak. Dapat juga disebut sebagai miniatur dari cross-stratification.
Gambar 4-20. Parting lineation di batupasir Annot, turbidit. Near Piera-Cava, Maritim Alps, Perancis.
Struktur jejak dapat mengalami perubahan. Hancur dan terendam secara lokal dapat terjadi pada saat pembentukan atau sebelumnya, terutama pada jejak silt dan pasir halus. Hal tersebut dapat menunjukkan adanya kaitan antara perubahan struktur jejak dengan convolute bedding, kemungkinan ekstrem convolute bedding merupakan hasil akhir dari perubahan struktur jejak. Jejak-jejak yang terbentuk dari pembebanan endapan lumpur disebut load cast.
Beberapa butiran-butiran pasir diendapkan menjadi bagian yang terpisah sepanjang bidang perlapisan hingga membentuk suatu keteraturan. Pada permukaanya menunjukkan adanya lineasi yang lemah, parting lineation, juga merupakan awal mula dari aliran lineasi yang berhubungan dengan orientasi butiran. Secara bersamaan bagian yang terpisah tersebut menyusut secara tidak sempurna menyebabkan terbentuknya struktur seperti tambalan-tambalan yang merekat pada permukaan lapisan. Ketidakteraturan struktur tambalan ini dapat memperpanjang lineasi.
Gambar 4-21. Kenampakan load casts., Owen Country, Indiana, U.S.A.
Deformasi Lapisan Secara Bersamaan.
Sebelum terjadinya konsolidasi pada proses pengendapan, endapan pasir dapat mengalami deformasi. Beberapa variasi struktur dapat dihasilkan. Deformasi dapat disebabkan oleh satu atau tiga proses lain yang berbeda. Pertama convective, sebagai contoh adalah gerakan yang menyebabkan material ditransfer secara vertikal. Gerakan disebabkan oleh sebuah stratifikasi density yang tidak stabil, seperti pada kejadian dimana dalam suatu lapisan, pasir yang diendapkan tidak begitu tebal karena air jenuh oleh silt atau lempung. Jika material dasar mengalami transformasi thixotropic lemah, maka rangkaian dari unsur-unsur convective bergerak demikian; pergerakan pasir kebawah dan pergerakan silt dan lempung keatas. Pergerakan yang terjadi dapat berjalan secara cepat, lambat ataupun tiba-tiba.
Proses kedua dari deformasi merupakan hasil dari ketidakstabilan pada kemiringan pengendapan. Pergerakan ini menghasilkan komponen yang meluas secara lateral dan transfer material hampir horizontal. Bisa berupa pergerakan yang lambat ataupun cepat dan tiba-tiba.
Proses ketiga meliputi sifat psuodoliquefaction pada pasir yang merupakan perkembangan dari “quicksand” yang mampu diinjeksikan sebagai sill, dikes, atau diapirs.
Proses keempat adalah pencucian glacial pasiran yang gagal mencairkan blok es disekitarnya.
Beberapa variasi struktur dihasilkan dari proses pengaturan ulang secara vertical, load casts adalah salah satu contohnya. Bentuk seperti benjolan-benjolan pasir dibagian bawah dihasilkan dari pembebanan yang tak sama rata oleh Lumpur yang bersifat hidroplastik. Struktur ini dapat mengisi dan menempati lapisan induk dengan dibatasi oleh leher lapisan, pada kasus yang jarang terjadi struktur ini dapat terlepas dan jatuh pada material-material dasar.
Sebagaimana yang dijabarkan pada proses pembentukkan, load casts tak sepenuhnya “casts”. Tidak seperti flute casts, load casts tidak mengisi cekungan atau lubang yang telah ada sebelumnya. Laminasi pada bagian dasar lapisan Lumpur mengalami deformasi dan lumpur tersebut bergerak naik turun membentuk benjolan-benjolan load casts.
Bentuk dan ukuran load casts tidaklah simetri dan bahkan sangat tidak beraturan. Load casts terlihat seperti benjolan-benjolan dibagian bawah suatu lapisan pasir, bervariasi dari yang seperti bintil-bintil kecil sampai benjolan yang besar. Struktur load bias terlihat seperti flute, atu bahkan seperti cekungan. Biasanya dalam struktur load casts terdapat struktur internal yang mewarisi struktur induknya.
Gambar. 4-22 Struktur bantall. Piera-Cava, Maritime Alps, Perancis.
Gambar 4-23. lepasan Load balls pada batupasir, Berea Mississipian, dekat Camp Whitewood, Ashtabula Country, Ohiio U.S.A.
Indikasi load casts tidak memerlukan lingkungan yang istimewa. Yang diperlukan hanyalah endapan pasir dalam air yang telah berada pada batas jenuh oleh hidroplastik. Kelihatannya memang seperti akibat dari turbidit, tapi dalam hal ini tidak semua lapisan adalah load casts. Load casts berkembang pada satu kasus dan tidak berarti kenampakan tersebut dapat menunjukkan kondisi pada lapisan dasar. Jika satu arus turbidit mengikuti “heels” yang lainnya, maka kondisinya akan lebih mendukung untuk terjadinya load casta padahal jika ada suatu kekeliruan waktu yang cukup berarti dan dewatering pada lapisan yang lebih rendah, maka load casts tidak akan terbentuk.
Beberapa lapisan pada batupasir, terlihat seperti lelehan lava, memperlihatkan sebuah ellipsoidal atau struktur bantal (Gbr. 4-22)Pasir-pasir membentuk gumpalan bola-bola/bantal, dengan diameter yang bervariasi dari mulai beberapa centi hingga meter. Jarang yang berbentuk bulat sempurna, lebih sering ellipsoidal. Jika batupasir terlaminasi, maka laminasi dalam bantal tersebut akan terdeformasi, biasanya menyesuaikan diri hingga membentuk kurang dari setengah lingkaran bola dan mencekung pada bagian pusat. Strukturnya menyerupai danau yang cekung kebagian dalam, atau mungkin menyerupai bentuk atap jamur.
Walaupun saat ini masih jadi perdebatan, struktur bantal bukan merupakan produk nor konkret dari pelapukan spheroidal, bukan pula slump. Kesimetrian dan orientasi merupakan hasil jatuhan bukan pergerakan secara lateral. Seperti mangkuk atau –kidney-shaped structures dapat dihasilkan dengan menenggelamkan lapisan pasir, sebagaimana yang ditunjukkan oleh Kuenen dalam eksperimennya (1985, p. 18). Dengan menenggelamkan secara sempurna, gumpalan-gumpalan bola terbentuk (Gbr. 4-23). Kemungkinan kejadian ini terbentuk secara tiba-tiba atau katatropik.jelas ada sebuah gabungan antara struktur ini dengan load pockets, khususnya dengan struktur bantal. Semuanya berhubungan dengan transfer material secara vertical. Perbedaanya mungkin hanya pada kecepatannya. Pada load casts batas dasar hidroplastik-batas dimana Lumpur tidak memiliki waktu untuk “dewater”- sangatlah penting.
Dish struktur dapat terlihat sebagai cekungan-cekungan yang lemah pada cross section (Gbr. 4-24) dan telah disetujui oleh Stauffer (1967) juga didiskusikan oleh Stanley (1974) dan Nagahama et al (1975). Sebagian besar terdapat secara bersamaan pada batupasir hasil turbidit, dimana dapat berasosiasi dengan convolute laminasi (Gbr. 4-12). Air yang keluar dari endapan pasir dipercaya sebagai origin-nya. Rautman dan Dott (1977) yakin bahwa dewatering terjadi diseluruh lingkungan.
Pada beberapa kondisi pasir terdefpormasikan oleh gerak gravitasi dimana komponen meluas secara lateral saat sediment belum tersolidkan dan masih berada pada lingkungan pengendapan. Jenis “slump” dan “slide” diterapkan dalam beberapa pergerakan. Biasanya slump dapat memberikan ide pada beberapa fenomena lokal, slides dapat menunjukkan gerakan horizontal. Slides dan slump sangat berarti untuk mempelajari arus purba dan basinwide.
Semua sedimen mungkin “menggunakan” gerakan ini. Termasuk pada pasir, walaupun endapan pasir bisa jadi banyak terdeformasi olehnya. Satu struktur yang hanya mengandung pasir, terdeformasi secara crossbedding (Jones,1962) yang terbentuk akibat oversteep pada bidang yang telah terbentuk sebelumnya.
Pada kasus yang jarang terjadi, laminasi dapat mengalami penggumpalan. Jelas ada gerakan creep atau slump atau jenis kekar pada pasir akibat seretan pada aliran pengendapan ataupun olehbatas air atau tegangan gempa. Lipatan tektonik juga dapat terdistorsi cross bedding (Ramsey 1961).
Slump dan slide dalam skala besar melibatkan banyak lapisan, baik serpih pada interbedding ataupun lithologi lainnya, seperti apa yang telah diteliti sebelumnya (Potter and Pettijohn, 1977, pp. 236-31). Efeknya bervariasi dari campuran yang kasar dari material yang berukuran block hingga berukuran kecil sampai pada campuran yang terpilah dengan baik dimana lapisannya terdistorsi, terlipatkan atau terbreksikan. Walau setiap pergerakan pada kasus ini mengandung interbedded, tetapi pasir yang belum terkonsolidasi
dan lempung, akhirnya, menjadi padat , hasil butiran fragmen-fragmen yang dipadatkan menjadi suatu acuan sebagai matriks pasir yang rapuh dari butiran yang terbawa arus. Arus debris mengangkat butiran dengan gravitasi mencampur kerikil dengan pemilahan yang kurang baik serta terisolasikan dengan endapan kerakal pada matriks pasir atau biasanya di dalam matriks Lumpur tetapi sangat sedikit ditemukan, lihat karangan jhonson dan rodhine untuk kesimpulan kesuluruhan serpihan fragmen mungkin terbengkokan atau terpilah. Jika Lumpur mempunyai sifat lembab dan elastis , kemudian kedua-duanya yaitu pasir dan Lumpur dialirkan, akan membentuk suatu campuran “ migmatitig” yang bergaris garis. Jika jumlah lempung banyak dan pasir relatif lebih sedikit atau terdapr batuan batuan sediment detritus, lapisannya akan terintegeritas dengan kuat dan terpisahkan ke dalam satu kontak lipatan yang tidak selaras di atas suatu permukaan yang menggantung . Berbagai jenis struktur slum yng terjadi pada saat bersamaan telah di jelaskan oleh Kuenen (1949 )dan Gregory ( 1969).
Keadaan yang mencirikan Struktur slump sangat banyak dan bervariasiSuatu lapisan yang kelihatannya meluncur,merupakan salah satu cirinya dapat bergerak pada suatu permukaan datar, bahkan suatu daerahyang bertngkat tingkat , dan jika mereka mempunyai daya gerak cukup, akan bergerak kedaerah yang lebih tinggi. Beberapa subareal luncuran telah terbentuk suatu lapisan yang menyerupai bantal bersisi udara..
Luncuran, penurunan, olistrostomes, dan endapan arus debrisbisanya ber asosiasi dengan turbidasi di daerah cekungan depan busur dan penambahan tingkatan lapisan.
Lapisan yang begelombang ( Convolute) , juga diketahui sebagai Garis garis bergelombang , lapisan yng tergeser , lapisan yang terbalik, dan laoisan berkerut adalah salah satu [dari] struktur [yang] yang paling sulit untuk digambarkan atau dijelaskan . Rich mengungkapkan lapisan terbalik mungkin paling sulit untuk dijelaskan, penelitian lebih akibat terhadap lipatan atau gelombang perlapisan dari pada lapisan itu sendiri.
Lapisan bergelombang kelihatan relative lebih tipis lapisannya dengan ketebalan 2 sampai 25 cm yang biasanya terbentuk dari lanau sampai oasir halus dengan komposisi biasanya dari silica dan karbonat, lapisan ini sendiri berlanjut dan telrlihat jelas dari lapisan ke lapisan walaupun terdapat kontak yang tidak selaras yang berukuran kecil dalam struktur itu. Lapisan sinklin cenderung lebih besar dan terbuka sedang antiklin cenderung lebih sempit dan tertutup, struktur ini cenderung keluar dari dasar lapisan biasanya keluar keatas, namun dibeberapa lapisan antiklin terpotong oleh erosi
Lapisan yang terubah tidak termasuk kedalam jenis lapisan yang lazim, karena lapisan itu tidak meningggalkan jejak tekanan pada permukaan yang datar struktur slump , juga tidak termasuk struktur yang lazim. Bidang perlapisan yang datar memperlihatkan urutan dari ketajaman bentukk mereka. Penelitiam menunjukan bahwa struktur ini berhubungan dengan system yang kompleks dar gerakan yang tegak lurus ( vertical )
Semua bukti hanya terbatas pada pasir halus atau lanau, batasan pada lapisan tuggal yang simetri mengindikasikan transfer material yang tegak lurus. Indikasi dari beberapa penyesuaian diri sendiri dari material material itu dalam waktu yang cepat atau sangat cepat beberapa teori telah di kemukakan (Potter Dan Pettijohn).tapi didak cukup memuaskan.
Dalam beberapa pasir kondisi menjadi “ cepat ” Pada struktur yang rapuh dan berisi banyak air , pasir dapat disuntikan ke dalam celah untuk membentuk Lapisan batu pasir, (Gambar 4 27), atau pasir juga dimasukan sepanjang perlapisan uang datar untuk membentuk lapisan batupasir. Walaupun beberapa lapisan adalah pengisian sederhana, butir demi butir, dari struktur yang dilebarkan dari atas, kebanyakan menunjukkan tanda-tanda proses terjadinya sangat cepat, dimasukan secara paksa mengikuti perlapisan dalam suatu jarak yang pendek atau beralih menjadi suatu batasan.
Lapisan batupasir dan permasalahan tentang asal mereka telah diteliti di mana mana (Potter Dan Pettyjhon 1977, Hal 229) mereka mempunyai ukuran yang bervariasi dari lebar beberapa centimeter hingga beberapa meter. Pasir pasir ini mungkin di masukan setelah pengkompaksian atau mungkin dimasukan pada awal pengkompaksian . Yang menjadi prioritas adalah subangular , menyerpih. Dan yang terakhir yang terpilin. Akhir akhir ini ini digunakan sebagai suatu index adari suatu tekanan tektonissesar mendatar retakan akibat tegangan diisi secara bertahap oleh pasir menjadi lapisan batu pasir.
Struktur Biogenic
Pada awal 1850 James hall memenukan jejak dan jalan kecil di dalam batupasir berumur silur di Negara bagian new york tetapa beberapa tahun setelah itu struktur biogenicdikenal dan digunakan olehahli geologi itu pun sangat terbatas dan bukan di pandang sebagai sesuatu yang penting. Walau pun mereka mempelajari batupasir masa lampau, pada sedimen modern, penelitian awal ditentukan suatu peran penting dalam pemahamana struktur biogenic, Seorang ilmuwan jerman terkemuka Walther melakukan penyelidikan penting tentang struktur ini, pada akhir abad 19thdi pangkalan angkatan laut di teluk naples dan pada awal abad 20 ditelti juga Rudolf ricther di bagian laut utara di daerah Senckenberg am meer. Catatan penelitian lain sebelum sebelum perang dunia II dibuat Konrtibutor jerman Abel, Krejei Graf Dan Hantzschel. Tetapi baru sekitar awal limapuluhan yang betapa pentingnya struktur biogenic mulai mulai digunakan secara besar besaran oleh Seilacher dan teman teman . Sekarang ketertarikan terhadap struktur lebih besar dar sebelumnya.
Lanau dan pasir jarang memepunyai kandungan fosil yang belimpah , tetapi mereka cocok dalam merekam aktivitas binatang yang disebut fosil jejak, ichofosil atau labenspuren. Realitas jejak Fosil dilapangan banyak ditemukan pada lanau dan pasir, dikarenakan jejak jejak ini dalam pembentukannya memerlukan textural agak kasar untuk terfosilkan penggalian , dan rayapan di dalam lanau dan pasir tanpa kandungan lumpur merupakan bukti dari kehadiran mereka selain retakan perlapisan serta perlapisan itu sendiri ( Gambar 4 28). Fosil jejak biasa ditemukan di atas perlapisan , di dalam perlapisan , pada dasar perlapisan atau di luar lapisan itu Haruslah diingat, bagaimana mungkin, jejak jejak pada atas, dasar perlapisan dibuat oleh pekerjaan tambangseperti di ukir lalu ditutup denga pasir. Seilatcher ( 1964) membagi lima kelas fungsional fosil jejak(gambar 4- 29).
Jadi apa definisi umum tentang fosil jejak? menurut seilatcher dan teman teman yang lain, fosil jejak memakan waktu untuk dibuat di suatu lingkuan tertutup tetapi pernah dibuat untuk kedua kalinya lagi dan tidak seperti fosil biasanya yang berubah akibat diagenis sehingga seperti membuat minuman beralkohol yang semakin lama menyimpannya semakin baik
Tabel 4-4 memberikan penggolongan fungsional menurut seilatcher (1964 gambar 7) yang dikenali tiga jenis facies masing-masing menggambarkan proporsi yang berbeda dari lima jenis fosil jejak yang ditunjukan table 4-4 facies satu , nereites berhubungan dengan dengan lingkungan penendapan flysch , dua yang lain zoopycos dan cruziana, dengan ligkungan pengendapan shelf . Gambar 4-30 adalah cirirkhas yang menggambarkan jejak jejak kecil di dalam flysch. Gambar 4 – 28 menggambarkan suatu galian sedalam yang memnerus 40 cm dimana endapan Mollase terletak di suatu daerah yang tenang , dan gambar 4-31 menunjukan struktur bio tubasi pada batupasir didaerah antartica.
Apa kegunaan dari fosil jejak? distribusi fasies mereka yang sempit memungkinkan satu zone pada daerah dangkal dalam air lebih dalam( Farrow 1966, gambar 11), membantu menganalis perubahan progresif pada kedalaman air di dalam penampang vertikal dan dengan dapat begitu mempertajam persepsi kita aktivitas tektonis bahkan ( seilacher, 1963 a; Farrow, 1966, gambar 11; Ksiaszkiewwicz. 1977, p 37-44) atau barangkali membantu menentukan adalah suatu garis pantai( Weimer dan hoyt, 1964).sehingga, kitchellt dan kawan kawan ( 1978) telah menganalisa dari laut dalam dan memecahkan keraguan dalam menginterpretasi kedalaman laut dari struktur ini.. Fosil Jejak juga memberi informasi tentang tingkat rata rata sedimentasi, pengungkapan dari pengendapan yang lambat pada permukaan dalam pembentukan yang terus menerus oleh pengggalian organisme yang membentuk bio turbasi ketika lapisan itu rusak, Sisa organisme invertebrata mungkin sudah hancur pada zone ini berlawanan dengan pembentukan lapisan pasir ynag tersedimentasi dengan baik membentuk dengan baik. Ketika lapisan lain hilang, Labenspuren dapat digunakan untuk menentukan atas dan dasar urutan perlapisan. Ini adalah sebai\gian kecilkontribusi dalam menganalisa lingkungan purba. ( Crimes dan Crossly, 1980)
Sekarang untuk mengetahui bgaimana lingkungan pengendapan dari batu pasirdi masa lampau penggunaan fossil jejak sangatlah penting sama dengan pentingnya mempelajari struktur itu sendiri, untuk mendapatkan hasil yang maksimal dari fosil jejak . sese]orang [perlu] membuat perbandingan secara sistematik antara perbedaan lingkungan pengendapan dengan penyebarab fosil jejak dilapangan empat referensi tentang fosil jejak Crimes dan Harper ( 1970), Frey ( 1975), Gall (1976), dan Crimes( 1976). Ringkasan yang singkat oleh frey dan pemberton( 1985)sangat dianjurkan . Suatu contoh informasi penggunaan fosil jejak ditemukan bradshaw ( 1981).
Tumbuhan serta akar berguna untuk identifikasi air tawar dan air payau sebagai lawan menganalisa lingkungan laut . Mereka sangat menolong jika jika keterdapatan nya berasosiasi dengan karakternya, seperti warna, akar dihubungkan dengan red sedimen, dan fosil laut ber asosiasi dengan green sand.
Struktur Kimia
Struktur sediment hasil sekunder dari pengendapan danpelarutan , struktur sudah mendapat perhatian kecil sejak perang dunia II. Pada batupasir, satu struktur brrkaitan denga pelarutan dan strukturdan struktur lain berkaitan dengan pengendapan . Stytolites adalah suatu contohnya Kumpulan kristal seperti kristal pasir dan barit adalah suatu keanehan batupasir dan padahal bukan pada tempatnya kongkresi khususnya kongkresi karbonat membentuk keanehan ini pada batu pasir dan lanau
Karbonat adalah material yang paling umum yang terendapkan lalu membentuk struktur kimia. Zat kapur Karbonat boleh menghasilkan kristal pasiryang euhedral. Kilau yang menyerupai titik berwarna beberapa batu pasir mencerminkan seperti kalsit poikiloblastic. sama seperti barit rossetes yang mempunyai karakter dan asal sama , pyrite, marcasite, rhodocrosite, fosfat, oksid besi dan lain mineral yang membentuk bongkol yang kecil-kecil, perwujudan dan lain struktur di dalam batu pasir
Kongkresi batu pasir biasanya lebih besar dari pada lempung dan lanau permeabelitas yang besar dari batu pasir mempermudah perpindahan material dalam pelarutan (gambar 4 -32 ). Perlapisan biasanya tidak akan rusak selam proses konkresi konkresi dapat terjadi lebih dulu sehingga membentuk karakteristik seperti pada bagian dalam konglomerat. Karbonat Besi/ akan menggantikan pasirhalus danl anau secara normal mereka berbentuk bola dan elips, diratakan secara paralel terhadap perlapisan dan ada tidaknya inti. Mereka bervariasi dalam ukuran dari beberapa centimeter sampai 3 meter garis tengahnya . Bentuk yang tajam Dan orientasi merefleksikan pearmebilitas yang anisotrop pada asalnya konkresi viodal berupa cekungan, dengan bentuk yang bervariasi dengan atau besi oksida atau limonite. Bentuk seperti tabung yang diperluas adalah bentuk umum dan bahkan terdapat sepanjang urat besi . Ini bentuk di atas permukaan air terutama didalam pasir tak kompak.
Kembali berulang butiran seperti chert dan bongkol fosfat yang kecil-kecil tidak berulang,badan tuberous badan berarti tidak seperti hewan yang berrumah adalah jarang di dalam batupasir.
Stylolitessebagai hasil solusi tekanan yang seseudahnya (gam 4-33) adalah yang agak umum di dalam batupasir bersih tetapi menjadi lebih sedikit berlimpah-limpah ketika peningkatan isi tanah liat. Hal tersebut akan dibahas pada bab 11.
Color-bandingadalah suatu irama pengendapan oksida besi encer, lekat pada tempat penegndapanya, secara keseluruhan membengkok lapisan ( gam 4-34). Itu lekat seperti laminasi selimut, karena sering / mungkin saja salah menapsirkan.
.
Perolehan Nilai maksimum dari Stuktur Sedimen
Maksimum informasi selalu hubungan baik dan kelimpahan struktur sedimen untuk memposisikan di dalam bank pasir di dalam muara yang pasang surut, suatu pantai , atau suatu tempat alas. Apakah stuktur tertentu yang lebih umum di dasar, saat puncak atau dekat garis tepi pasir? Apa yang berassosi berhubungan dengan ketebalan berlapis, ukuran butir gandum, dan melacak dan badan fosil?Apakah itu adalah urutan stuktur yang vertikal? berapa banyak lapisan facies mengerjakan suatu badan pasir mempunyai? Bidang yang memetakan atau pembukuan inti saksama akan hampir selalu menunjukkan suatu sistematik macam penendapan, dan penting struktur sedimen di dalam saeluruh butiran sedemikian sehingga seseorang dapat berbicara tentang cross-beded, ripple-beded atau secara horisontal lapisan facies pada pasir . Biasanya, berhubunganerat facies seperti itu satu sama lain adalah kunci kepada asal pasir itu. Mengapa? Karena suatu deposit pasir adalah tingakatan itu menjawab keseluruhan proses seperti itu, bahwa keseluruhan adalah penjumlahan dari komponennya. Hanya pada pemetaan sistematis geologi efektif melihat ini anggapan yang dipersatukan sutu, sehingga terbaik mengidentifikasi lingkungan yang kuno. 
Secara Bersama, arus membentuk struktur cetakn fosil, dan menempatkan/mengeposkan deposional struktur berperan untuk inproved pengetahuan sedimentary enviroments, paleocurrents, dan provenance ( Gam 4-35) dan menjelaskan mengapa sedimentary struktur main suatu peran utama di dalam studi ukuran pasir masa kini ke yang doitemukn atau mengasarkan yang menaik.
Sebab struktur sekarang adalah tidak terbatas ke linkungan yang tunggal – parcticel tiap-tiap struktur seperti itu dapat ditemukan di mana saja pasir diangkut di dalam volume adalah sangat jarang tentu saja yang satu itu dapat menyimpulkan suatu linkungan spesifik dari kejadian tunggal dari suatu struktur yang sekarang tertentu. Karenanya, mencobalah ke uniquel menghubungkan stuktur spesifik untuk linkungan tertentu sebagai fore-beach, fluavial menunjuk barpalang ,dan lain-liannya.
Contoh baik struktur sedimen dan fosil jejak dan kejadian mereka di dalam pantai pasir modern disiapkan dalam bentuk Tabel 4.5. Studi sedimentary struktur di (dalam) batupasir kuno adalah sangat banyak dan hanya suatu sangat sedikit dikutip di sini: Khabakon ( 1962), Botvinkina ( 1965), Dzulynsi suatu Walton ( 1965), Dimitrijevic et al.( 1969), Picard dan High ( 1973), dan Miall ( 1978) untuk/karena tanah endapan dan deltaic batupasir; dan Glennie ( 1970) untuk/karena eolianites. Referencs umum untuk bidang ` menggunakanlah Inclode Pettijohn dan Potter( 1964), Gubler ( 1966) , Conybeare dan Crook ( 1968 ). dan Reineck dan Singh( 1980). Lima teks yang menunjukkan bagaimana untuk menggunakan sedimentary struktur dari semua bantuan indentify ramah tamah lingkungan pemecatandari batupasir kuno adalah Rigby dan Hamblin( 1972), Shawa ( 1979) Pembacaan ( 1985), Collinson dan Thompson ( 1982), chapter 9 nad 10 ” Paloecurrents dan Dispersal” dan ” Pasir . Depositeonal Sistem ” membuatlah penggunaan besar untuk metodologi ini.
Satu set lambang untuk sedimentary struktur bermanfaat ( gam 4-37); uraian muncul ke permukaan bumi atau inti adalah juga faacilitated oleh penggunaan dari suatu standard untuk keset- genap yang mana bisa adalah suatu kartu pons.
Paleocurrent arti sedimentary struktur tidak bisa diremehkan untuk kedua-duanya paleogeography, paleogeology, dan facies analisa. Studi paleocurrent di dalam batupasir adalah kedua-duanya luarbiasa memberi penghargaan dan mudah untuk melakukan. Paleocurent stidies memutar hampir keseluruhan kolom yang mengenai lapisan tanah – dari Recen ke metamorphic jauh dan volcaniclastic batupasir.
Ada sembilan sistem arus purba basis dasar di antaranya enam wajar umum- parallel,convergent , curvilinear yang menyimpang, membalikkan dan radial ( gam 4-38). Untuk suatu derajat tingkat besar paralel, memusat, menyimpang, curvilinear dan pembalikan mempola adalah mengelupas mandiri- mereka telah dipetakan di dalam badan batupasir tunggal yang mencakup beberapa sepuluh kilometer. Pola yang berputar, pada atas oder tangan, belum pernah benar-benar dipetakan, tetapi hanya inferred untuk kolom tahap yang sangat besar mungkin meliputi banyak dari suatu antar benua atau barangkali pedapat dalam arus angkatan laut sitem dari suatu mengembang;kan retak/celah ataulaut purba. kecil pola radial adalah karakteristik volcaniclastic dikendalikan dari sumber yang volkanis tunggal dan – di yang ekstrim lain- mungkin terjadi pada atas daratan yang luas / sangat-banyak, di mana aliran purba fenomena selalu ke arah garis tepi.
.
Pertama mari kita mulai dengan arus purba struktur ditemukan di dalam batupasir dan pasir dan mempelajari bagaimana cara menginterpretasikan, measue, dan memetakan nya. Memetakanlah dapat yang sangat berbeda ( gam 4-39,4-40, dan 4-41).
Karena suatu direcsional struktur untuk;menjadi bermanfaat, itu harus mudah untuk mengukur, tersebar, dan lekat berhubungan dengan arah menyangkut sekarang yang membentuk itu ( gam 4-6). Itu orang yang utama luas/sangat-banyak memetakan telah dibuat dengan croossbeding di dalam salah satu fluvial-deltaic,eolin, ora pantai pasir rak angkatan laut, atau dengan tapak kaki menandai di dalam turbidite. Ripplemark mempunyai pemain suatu peran yang kecil.
Manfaat apa yang dapat diakibatkan oleh arus purba pengukuran? pengetahuan tentang arah sekarang dapat ( 1) meramalkan arah pemanjangan dari suatu badan batupasir, (2) menguraikanlah secara singkat paleocurrent sistem dari suatu kolom/dok/bak dan demikian kemudian menyokong pengertian lebih baik untuk pengaturan pengisian sediment, (3) membantu untuk menentukan kenampakan dari struktur dalam basin apakah aktif atau tidak selama proses pengendapan, (4) membantu untuk menentukan lokasi sumber secara regional yang terletak melebihi dari basin margin, (5) membantu dalam menyeimbangkan paleoekologi dengan menentukan arah dari supply pada arus pembawa nutrisi, (6) membantu menyelesaikan masalah korelasi stratigrafi, dan (7) dapat mengetahui control yang dominant, melalui kemas, pada sebagian besar perangkat geofisika seperti elektrikal dan konduktivitas termal. Seperti yang kita ketahui, system arus dapat menentukan distribusi asosiasi mineral dalam basin dan beberapa pola aliran sungai. Pengukuran terhadap arah penybaran struktur sangat berguna bagi geologist lapangan disbanding dengan yang lainnya.
Arah penyebaran struktur biasanya terdapat pada singkapan sesuai aslinya sebagai sebuah pergerakan baik secara vertical maupun horizontal disepanjang atau kelokan anak sungai. Pada umumnya pengukuran terhadap crossbedding pada setiap singkapan dilakukan sampai 6 stasiun ; tetapi apabila orientasi sangat bervariasi seperti pada daerah tidal yang banyak terdapat batu pasir, maka perlu ditambah sampai 20 atau lebih stasiun sebagai pembanding. Penampang vertical dari arah arus dapat digunakan sebagai petunjuk untuk memperoleh informasi mengenai kestabilan arus penyebaran batuan; Perubahan secara berulang dari struktur ripple mark dan crossbedding sangat berpengaruh pada daerah tidal. Juga dengan plotting terhadap arah arus purba yang berlawanan dengan arah penyebaran batuan, dapat membantu kita untuk memahami tingkat keseragaman system arus purba dan bagaimana hal tersebut terkait dengan struktur yang spesifik (Lihat Cant, 1978, Gbr.6). Dalam menentukan konvergen, divergen atau uniformity dari arus purba secara efektif maka sebaiknya harus dilakukan pada banyak singkapan. Hal tersebut sangat baik dalam memperhitungkan dan memplot rata-rata dari masing-masing singkapan. Vektor merupakan sebuah satuan untuk rata-rata akhir (Steinmetz, 1962; Jones, 1967), sebagai contoh pada distribusi bimodal. Yang terakhir, salah satu midpoint dari dua model harus diperhitungkan atau diplot (Jones dan James,1969). Orientasi dari berat crossbedding ditunjukkan dengan menggunakan kubus dari ketebalan maximum terukur pada set perlapisan (Miall,1974, p.1180). Hasil dari pengukuran terhadap berat tersebut memiliki vector yang berubah-rubah.
Tabel 4-6.Directional structures in sands and sandstones-measurement.occurence and origin
Rata-rata dan varians merupakan proses kalkulasi terakhir dari seluruh pengamatan. Sedimentologists biasanya selalu melakukan kalkulasi pada mean dan varians dari aliran purba (paleoflow) untuk membedakan subfasies dari batu pasir- sebagai contoh, seorang sedimentologists dapat membandingkan vector means dan varians dari fasies ripple-bedded, flat-bedded, dan crossbedded. Calkulator saku biasa digunakan (Lindholm, 1979; Freeman dan Pierce, 1979) sebagai alat bantu perhitungan (Park, 1974). Analisis terhadap trend permukaan juga harus dilakukan (Shakesby, 1981).
Potter dan Pettijhon (1977) telah membahas sebagian besar struktur arus purba dan cara pengambilan data serta interpretasinya. Disini kita dapat mengelaborasi beberapa aspek tersebut pada tabel 4-6.
Arus purba signifikan dengan proses slides, slump, dan lipatan overturned (Corbett,1973; Stone,1976; Woodcock,1976,1979) dan pembahasan mengenai trace fossils menjadi sangat penting dalam mempelajari arus purba (Beutner, 1975; Crimes dan Crossley, 1980). Analisis kompleks structural dibutuhkan dalam mengoreksi slope purba pada struktur slump dan mungkin pada struktur tersebut banyak terdapat lipatan internal yang kecil (Woodcock, 1979, pp.96-97). Bukti dari keterdapatan slumps dan lipatan internal selalu membutuhkan integrasi secara teliti terhadap arah penyebaran struktur sediment dan distribusi fasies dalam basin, selain itu juga dapat dilakukan dengan cara merekonstruksi system arus purba.
0 comments:
Posting Komentar