Wingman Arrows

La Douleur Est Temporaire, La Victoire Est Toujours

Batuan Sedimen (Pettijohn, 1975): Bab 3. TEKSTUR SEDIMEN

Leave a comment

BAB 3

TEKSTUR SEDIMEN

Tekstur mencakup ukuran, bentuk, dan keteraturan komponen penyusun batuan. Tekstur pada dasarnya merupakan mikro-geometri batuan. Istilah “berbutir kasar”, “menyudut”, dan “terimbrikasi” merupakan ungkapan yang digunakan untuk mernyata-kan tekstur. Seorang ahli geologi mungkin tidak puas hanya dengan ungkapan seperti itu. Dia ingin memberikan pemerian yang lebih teliti; dia ingin tahu seberapa kasar komponen penyusun suatu batuan, bagaimana bentuk sudut-sudutnya, serta arah dan kemiringan imbrikasinya. Untuk itu, dalam bab ini kita akan memformulasikan definisi-definisi yang jelas dari setiap ungkapan itu, membahas metoda pengukurannya, serta teknik-teknik analisis statistik yang dapat diterapkan pada berbagai aspek tekstur. Selain itu, dalam bab ini kita juga akan mencoba memahami arti geologi dari setiap aspek tekstur tersebut.

Beberapa aspek tekstur bersifat kompleks dan tergantung pada aspek-aspek lain yang lebih mendasar. Sebagai contoh, porositas tergantung pada pembandelaan (packing), bentuk, dan pemilahan partikel penyusun batuan.

Berbeda dengan tekstur, yang pada dasarnya berkaitan dengan hubungan antar partikel penyusun batuan, struktur merupa-kan gejala batuan berskala besar seperti perlapisan dan gelembur (ripple mark). Tekstur sebaiknya dipelajari dalam sampel genggam (hand specimen) atau sayatan tipis. Struktur, di lain pihak, sebaiknya dipelajari pada singkapan, meskipun ada juga struktur yang terlihat pada sampel genggam.

Sejak diendapkan, sebagian besar sedimen telah berbeda dengan batuan beku dan batuan kristalin lain karena memiliki rangka partikel (framework of grains) yang bersifat stabil dalam medan gravitasi bumi. Berbeda dengan mineral penyusun batuan beku dan batuan metamorf, yang satu sama lain berada dalam kontak menerus, kontak antar partikel sedimen adalah kontak noktah (kontak tangensial). Akibatnya, batuan sedimen memiliki rangka tiga dimensi yang terbuka. Partikel penyusun sebagian besar sedimen ditempatkan pada posisinya sebagai zat padat oleh fluida pengangkutnya, di bawah pengaruh gaya gravitasi. Partikel tersebut umumnya tidak terbentuk secara in situ. Karena itu, batuan sedimen dikatakan memiliki tekstur hidro-dinamik (hydrodynamic texture).

Sedimen yang baru terbentuk memiliki porositas yang tinggi. Porositas awal dari pasir sekitar 35–40%, sedangkan porositas awal dari lanau dan lempung mungkin sekitar 80%. Salah satu perbedaan utama antara batuan sedimen dengan batuan beku dan batuan metamorf adalah bahwa batuan sedimen memiliki porositas, sedangkan batuan beku dan batuan metamorf hanya sedikit atau tidak memiliki porositas. Namun, dari waktu ke waktu, ruang pori sedimen akan mengecil hingga mendekati nol. Ruang pori sedimen mengecil karena terjadinya presipitasi mineral dalam ruang pori. Mineral yang dipresipitasikan dalam ruang pori berasal dari larutan yang ada dalam ruang pori atau larutan yang masuk kedalamnya. Tekstur presipitat kimia itu, dan tekstur yang terbentuk akibat alterasi unsur-unsur rangka sedimen, disebut tekstur diagenetik (diagenetic texture). Sebagian besar komponen batuan yang memper-lihatkan tekstur diagenetik merupakan material kristalin. Tekstur diagenetik terkadang demikian pervasif sehingga tekstur awal (tekstur pengendapan) dari batuan itu tertindih atau bahkan hilang sama sekali. Walau demikian, dalam kasus-kasus umum, kemas awalnya masih terlihat sebagai relik atau “ghost” yang terlihat samar.

Dari penjelasan di atas bisa disimpulkan bahwa hampir semua sedimen memperlihatkan dua kemas: kemas hidrodinamik dan kemas diagenetik. Kesimpulan ini tidak hanya sahih untuk batupasir, namun juga untuk sebagian besar batugamping. Jadi, perbedaan antara batupasir dengan batugamping sebenarnya terletak pada komponen penyusunnya, bukan pada kemasnya.

Banyak kemas diagenetik disusun oleh material mikrokristalin. Hal itu terjadi karena sedimen yang mengalami perubahan diagenetik itu memang berupa material mikrokristalin atau karena terjadinya degradasi pada material pembentuk rangka partikel yang semula berukuran besar. Degradasi parsial pada partikel pasir, yang prosesnya disebut “greywackesation”, menyebabkan terbentuknya matriks berbutir halus. Devitrifikasi (devitrification) partikel gelas atau shards juga menghasilkan produk seperti itu. Mikritisasi (micritization) dapat terjadi pada oolit dan sisa organisme dalam batugamping. Walau demikian, karena sedimen karbonat lebih rentan terhadap tekanan dan temperatur normal dibanding pasir, maka proses diagenetik cenderung menyebab-kan terbentuknya kemas kristalin kasar dalam batuan karbonat. Sayang sekali, tekstur sebagian sedimen, khususnya serpih, demikian halus sehingga sangat sukar dipelajari di bawah mikroskop. Pada batuan seperti itu, kita biasanya tidak dapat mem-bedakan kemas primer (kemas pengendapan) dengan kemas diagenetik. Karena itu, tidak mengherankan apabila pengetahuan kita mengenai tekstur batuan seperti itu jauh lebih sedikit dibanding pengetahuan kita mengenai batupasir atau batugamping.

Beberapa jenis sedimen tidak memperlihatkan tekstur hidrodinamik maupun tekstur diagenetik. Sedimen ini mungkin memliki tekstur biogenik (biogenic texture), bila dihasilkan oleh organisme, atau tekstur koloform (colloform texture) bila dihasilkan oleh pembentukan dan koagulasi gel.

Dalam bab ini pertama-tama kita akan mempelajari kemas pengendapan, terutama kemas hidrodinamik yang mencirikan pasir dan lanau, baik pasir dan lanau klastika maupun pasir dan lanau karbonat. Kemudian kita akan mempelajari kemas kristalin yang terbentuk akibat diagenesis atau sebab-sebab lain.

3.1 BESAR BUTIR PARTIKEL BATUAN DETRITUS

Besar butir partikel sedimen detritus sangat penting artinya karena merupakan variabel dasar yang digunakan untuk mem-baginya menjadi konglomerat, batupasir, dan serpih. Besar butir dan pemilahan (keseragaman butir) mencerminkan kompetensi dan efisiensi medium (agen) pengangkut. Dalam sedimen akuatis, besar butir dapat dipakai sebagai indikator untuk menentukan jarak endapan dari sumbernya. Endapan yang banyak disusun oleh partikel kasar biasanya tidak terangkut jauh. Jenis medium pengangkut dan cara pengangkutan akan mempengaruhi daya angkut dan daya pilah yang dimiliki oleh medium tersebut. Mengingat fungsinya yang cukup banyak, besar butir merupakan salah satu aspek tekstur yang perlu dipahami oleh setiap ahli sedimentologi.

Pemahaman yang menyeluruh tentang arti geologi dari besar butir hanya dapat diperoleh apabila:

1. Kita memahami pengertian besar butir.

2. Kita mengetahui karakter distribusi besar butir, proses-proses yang bertanggungjawab terhadap distribusi besar butir, serta hubungan antara besar butir dengan jarak dan arah pengangkutan.

3.1.1 Konsep Besar Butir

Apabila partikel penyusun sedimen klastika semuanya berbentuk bola, maka tidak akan muncul berbagai kesulitan yang berkaitan dengan masalah pengertian besar butir seperti sekarang ini. Hanya dengan menyatakan diameternya, orang sudah paham maksudnya. Kenyataannya, kita justru hampir tidak pernah menemukan partikel sedimen yang berbentuk bola; yang ada justru partikel yang tidak beraturan. Karena itu, para ahli sedimentologi dituntut untuk membuat suatu skema penggolongan yang sesuai dengan kenyataan tersebut. Jika ada yang mengatakan bahwa konglomerat A tersusun oleh kerikil berdiameter x, maka pertanyaannya adalah: Apa yang dimaksud dengan kata “diameter” dari partikel yang tidak beraturan seperti itu?

Pengukuran langsung diameter partikel yang tidak beraturan banyak menimbulkan masalah. Beberapa peneliti memakai istilah panjang, lebar, dan tebal untuk menyatakan ukuran partikel, tanpa menjelaskan pengertian ketiga istilah itu. Istilah diameter terpendek, diameter terpanjang, dan diameter menengah dari suatu elipsoid triaksial memang mudah dikatakan namun sukar dipraktekkan. Haruskah setiap diameter itu melalui suatu titik pusat? Haruskah kita mengkombinasikan nilai ketiga diameter itu dan kemudian membaginya untuk mendapatkan nilai diameter “rata-rata”? Atau apakah kita cukup menyatakan diameter menengahnya saja? Krumbein (1941) mengangkat pertanyaan-pertanyaan tersebut dan membuat suatu kerangka definisi operasionalnya (gambar 3-1). Definisi-definisi yang agak berbeda dari berbagai definisi yang dikemukakan Krumbein (1941), diajukan oleh Humbert (1968).

Dalam praktek, istilah diameter memiliki pengertian yang beragam, tergantung cara pengukurannya. Semua metoda peng-ukuran partikel sedimen didasarkan pada suatu premis, yaitu bahwa semua partikel berbentuk bola atau hampir berbentuk bola atau bahwa hasil pengukuran dinyatakan sebagai diameter ekivalen bola. Karena tidak ada kondisi faktual yang memenuhi per-syaratan itu, maka nilai besar butir yang selama ini dikemukakan orang sebenarnya tidak ada yang benar. Jadi, besar butir suatu partikel sebenarnya tidak dapat diukur. Sebagai gantinya, beberapa sifat lain dipakai untuk “mengukur” diameter dan hasilnya kemudian dikonversikan ke dalam nilai diameter. Pengkonversian dilakukan dengan memakai beberapa asumsi. Sebagian orang meng-ukur volume suatu partikel, kemudian menghitung diameter bola yang volumenya sama dengan volume partikel itu. Diameter seperti itu disebut diameter nominal (nominal diameter) oleh Wadell (1932). Metoda itu tidak tergantung pada densitas atau bentuk partikel. Jadi, sahih untuk dipakai. Ahli lain “menguku” diameter berdasarkan settling velocity partikel. Karena settling velocity tidak hanya tergantung pada besar butir, namun juga pada bentuk dan densitasnya, maka metoda ini hanya sahih jika densitas dan bentuk butir partikel tetap. Hasil pengukuran itu selanjutnya direduksi dan dikonversikan ke dalam harga diameter atau jari-jari dengan asumsi bahwa butirannya berbentuk bola dengan densitas 2,65 (densitas kuarsa).

Pada bab ini kita tidak akan membahas semua metoda pengukuran besar butir (gambar 3-2). Masalah ini telah dibahas panjang lebar dalam beberapa buku seperti yang disusun oleh Krumbein & Pettijohn (1938), Dalla Valle (1943), Irani & Callis (1963), Köster (1964), Müller (1967), Folk (1968), Allen (1968), dan Carver (1971). Hubungan antara konsep besar butir dengan diameter dapat dilihat pada tabel 3-1. Kita harus memahami konsep dasar besar butir ketika menafsirkan hasil-hasil analisis besar butir karena limitasi setiap metoda menyebabkan hasil analisis itu hanya memberikan suatu nilai pendekatan.

3.1.2 Istilah-Istilah Besar Butir

Para ahli geologi menggunakan cukup banyak istilah untuk menyatakan besar butir partikel sedimen. Beberapa ahli telah mengganti istilah-istilah yang berasal dari bahasa umum dengan istilah-istilah yang kurang dikenal. Beberapa istilah tersebut, serta modifikasinya, dapat dilihat pada tabel 3-2.

Istilah-istilah psefit (psephite), psamit (psammite), dan pelit (pelite) yang diambil dari Bahasa Yunani serta istilah ekivalen-nya—rudit (rudite), arenit (arenite), dan lutit (lutite)—yang diambil dari Bahasa Latin, diusulkan untuk menggantikan istilah gravel, pasir, dan lempung. Ketiga istilah yang disebut terakhir ini tidak hanya menyatakan besar butir, namun mengimplikasikan juga komposisi atau sifat lain. Istilah lempung, misalnya saja, sekarang ini memiliki arti ganda, yaitu sebagai istilah besar butir dan jenis mineral. Jika istilah lempung kemudian disepakati untuk digunakan secara terbatas hanya untuk menyatakan jenis mineral, maka kita perlu mencari istilah lain untuk menyatakan besar butir yang semula disebut lempung. Istilah yang agaknya dapat digunakan sebagai pengganti istilah lempung dalam pengertian besar butir adalah lutit; suatu istilah yang sebenarnya tidak terlalu asing bagi kita karena dipakai dalam penamaan batugamping (ingat, batugamping klastika halus disebut kalsilutit). Sebenarnya, dalam prakteknya, pemakaian istilah lempung dalam pengertian berganda seperti tersebut di atas kurang disetujui oleh para ahli. Sebagai buktinya, agaknya tidak ada ahli geologi yang setuju untuk menamakan lumpur gamping murni sebagai lempung. Dengan dipakainya istilah lutit, kita dapat menamakan sedimen seperti itu sebagai kalsilutit (calcilutite). Sedimen lain yang disusun oleh partikel klastika berukuran lempung dapat disebut argilutit (argillutite). Analog dengan itu, pasir karbonat murni akan disebut batugamping, bukan batupasir. Tyrell (1921) mengusulkan agar istilah-istilah yang berasal dari Bahasa Latin digunakan untuk menamakan batuan sedimen, sedangkan istilah-istilah yang berasal dari Bahasa Yunani digunakan untuk menamakan batuan metamorf yang berasal dari batuan sedimen.

Istilah-istilah manapun yang dipilih, setiap istilah itu kemungkinan besar akan dipersepsikan secara beragam oleh orang yang terlibat dalam suatu bentuk komunikasi. Sebagai contoh, ketika seseorang mengatakan bahwa dia menemukan pasir, orang-orang yang mendengarnya mungkin mempersepsikan pasir itu dengan besar butir yang berbeda-beda karena limit-limit kelas pasir itu sendiri memang beragam (gambar 3-3). Fakta ini mendorong kita untuk membuat pembakuan. Sayang sekali, hingga kini keinginan itu masih belum tercapai. Para ahli rekayasa, ahli tanah, dan ahli geologi masih memakai rujukan yang berbeda. Sebernarnya, jangankan kesepakatan diantara orang-orang yang disiplin ilmunya berbeda-beda, diantara ahli-ahli sedimentologi sendiri masih belum ada kesepakatan.

Skala besar butir yang biasa digunakan oleh para ilmuwan di Amerika Utara adalah karya J. A. Udden (1898, 1914). Udden mengembangkan suatu skala geometri dan menggunakan istilah umum untuk menamakan setiap kelas besar butir (gravel, pasir, lanau, dan lempung). Pada 1922, Wentworth menyempurnakan skala Udden dengan mempertimbangkan pendapat para ahli yang didapatkannya melalui kuestioner. Pada 1947, suatu komite ahli geologi dan hidrologi mendukung penggunaan skala dan istilah besar butir Udden-Wentworth, kecuali untuk granul (granule) (Lane dkk, 1947). Sejak itu, skala Udden-Wentworth digunakan secara luas oleh para peneliti di Amerika Utara. Kemudian, setelah dilengkapi dengan notasi phi yang diperkenalkan oleh Krumbein pada 1938, skala besar butir Udden-Wentworth juga banyak dipakai di tempat lain.

Committee on Sedimentation dari National Research Council (Amerika Serikat) telah menerbitkan sejumlah laporan tentang tatanama sedimen, termasuk didalamnya pendefinisian ulang istilah-istilah besar butir. Skala besar butir yang mereka usulkan dapat dilihat dalam tabel 3-3, sedangkan definisi-definisi baru yang mereka ajukan adalah sbb:

1. Bongkah (boulder) adalah suatu massa batuan lepas yang agak membundar karena terabrasi selama terangkut dan memiliki diameter minimal 256 mm. Bongkah hasil pelapukan in situ disebut bongkah disintegrasi (boulder of disintegration) atau bongkah ekstrafolasi (boulder of extrafolation). Blok (block) adalah fragmen batuan yang berukuran sama dengan bongkah, namun menyudut dan tidak memperlihatkan jejak pengubahan oleh media pengangkut.

2. Kerakal (cobble) adalah suatu massa batuan lepas yang agak membundar karena terabrasi selama terangkut dan memiliki diameter 64–256 mm. Kerakal hasil pelapukan in situ disebut kerakal exfoliasi (cobble of exfoliation).

3. Kerikil (pebble) adalah suatu fragmen batuan yang lebih besar dari pasir kasar atau granul dan lebih kecil dari kerakal serta membundar atau agak membundar karena terabrasi oleh aksi air, angin, atau es. Jadi, diameter kerikil adalah 4–64 mm.

4. Akumulasi bongkah, kerakal, kerikil, atau kombinasi ketiganya dan tidak terkonsolidasi disebut gravel. Berdasarkan besar butir partikel dominannya, suatu gravel dapat disebut gravel bongkah (boulder gravel), gravel kerakal (cobble gravel), atau gravel kerikil (pebble gravel). Bentuk ekivalen dari gravel, namun sudah terkonsolidasi, disebut konglomerat (conglomerate). Seperti juga gravel, konglomerat dapat berupa konglomerat bongkah (boulder conglomerate), konglomerat kerakal (cobble conglomerate), atau konglomerat kerikil (pebble conglomerate). Rubble adalah akumulasi fragmen batuan yang lebih kasar dari pasir, menyudut, dan belum terkonsolidasi. Bentuk ekivalen dari rubble, namun telah terkonsolidasi, disebut breksi (breccia).

5. Istilah pasir (sand) digunakan untuk menamakan agregat partikel batuan yang berdiameter lebih dari 1/16–2 mm.

6. Wentworth (1922) mengusulkan istilah granul (granule) untuk menamakan material yang berukuran 2–4 mm.

7. Lanau (silt) adalah agregat partikel batuan yang berukuran 1/1251/16 mm.

8. Lempung (clay) adalah agregat partikel batuan yang berukuran kurang dari 1/256 mm.

Setiap kategori itu dapat dibagi lebih jauh. Sebagai contoh, kelas pasir dapat dibedakan menjadi sub-kelas pasir kasar, pasir sedang, dsb. Istilah yang ekivalen dengan istilah-istilah tersebut adalah batupasir kasar, batupasir sedang, dsb.

Dalam beberapa hal, definisi-definisi di atas agak lemah karena memasukkan konsep lain, selain konsep ukuran. Kebundar-an, pengubahan besar butir (abrasi), dan media pengangkut (air, angin, dan es) sebenarnya tidak perlu diperhitungkan. Jadi, istilah-istilah itu tidak murni deskriptif; didalamnya terkandung implikasi genetik. Sebenarnya, mungkin tak seorangpun yang dapat mengikuti batasan itu. Jadi, untuk menentukan besar butir pasir, seseorang tidak perlu menentukan atau memisahkan partikel yang berasal dari batupasir tua dengan partikel yang berasal dari granit.

Dalam beberapa hal, tata peristilahan yang disusun oleh komite itu juga kurang lengkap. Sebagai contoh, komite itu telah menyebabkan terduplikasinya istilah blok yang sebelumnya khusus diterapkan untuk fragmen piroklastik. Selain itu, komite juga tidak mengusulkan istilah analog dari blok untuk fragmen yang diameternya kurang dari 256 mm. Hal itu tampaknya lewat dari perhatian komite. Barangkali komite itu menyetujui usul Woodford (1925) yang memperluas batasan blok, yaitu untuk fragmen menyudut, lebih kurang ekuidimensional, dan berdiameter lebih dari 4 mm. Istilah lemping (slab) telah diusulkan Woodford (1925) untuk menamakan fragmen pipih dengan diameter maksimum lebih dari 64 mm; istilah keping (chip) digunakan untuk menamakan fragmen pipih, menyudut, dan berdiameter kurang dari 64 mm; dan istilah lembaran (flake) dipakai untuk menama-kan fragmen pipih, menyudut, dan berdiameter maksimum 4 mm. Perhatikan bahwa definisi-definisi yang diusulkan oleh Woodford (1925) melibatkan dua sifat: besar butir dan bentuk butir. Karena itu, definisi-definisi itu juga kurang kritis.

Sebelum dan setelah diterbitkannya laporan-laporan Committee on Sedimentation, sebenarnya ada beberapa usulan yang diajukan untuk menyempurnakan tatanama besar butir. Sebagai contoh, Fernald (1929) mengusulkan istilah roundstone untuk menamakan batuan yang tersusun oleh partikel berukuran besar (bongkah, kerakal, dan kerikil). Shrock (1948b) mengusulkan istilah sharpstone untuk analog klastik dari rubble. Jadi, istilah sharpstone conglomerate bisa dipakai untuk menamakan breksi sedimen dan istilah roundstone conglomerate untuk menamakan konglomerat biasa. Dalam usulan Shrock (1948) di atas, sekali lagi kita melihat adanya dua konsep yang terkandung dalam pendefinisian istilah besar butir, yakni besar butir dan kebundaran.

Istilah granul yang diusulkan oleh Wentworth (1922) juga taksa. Istilah granul hingga saat ini masih dipakai untuk menama-kan presipitat kimia, khususnya yang disusun oleh silikat besi seperti granul grinalit (greenalite granule) dan granul glaukonit (glauconite granule). Para ahli umumnya juga tidak menyetujui istilah dan batasan kelas ini. Lane Committee memasukkan material yang berukuran 2–4 mm ke dalam kerikil.

Pembahasan tentang masalah tatanama atau kompendia istilah besar butir dan agregatnya dapat ditemukan dalam karya tulis Bonorino & Teruggi (1952) serta dalam tulisan lain, misalnya karya tulis Köster (1964).

Limit-limit kelas besar butir pada dasarnya bersifat arbitrer dan dipandang “benar” selama disepakati dan dilaksanakan secara konsisten oleh suatu kelompok studi sedimen. Walau demikian, Wentworth (1933) menyatakan bahwa skema peng-golongan yang diusulkannya didasarkan pada dasar “alami”. Dia berkeyakinan bahwa kelas-kelas besar butir utama berkaitan erat dengan cara pengangkutannya oleh aliran air dan dengan cara disintegrasi batuan. Bagnold (1941) menggunakan sifat dinamik dalam mendefinisikan pasir. Menurut Bagnold, limit bawah dari “pasir” merupakan ukuran butir yang terminal settling velocity-nya lebih kecil dibanding arus eddy naik, sedangkan limit atasnya merupakan ukuran butir yang bila terletak pada suatu bidang akan bergerak bila dikenai oleh tekanan langsung dari fluida atau dorongan butiran lain yang bergerak dalam fluida itu. Definisi yang didasarkan pada sifat dinamik ini tergantung pada khuluk fluida yang bergerak dan hanya sahih untuk kondisi aliran “rata-rata”. Lebih jauh Bagnold menyatakan bahwa pasir memiliki suatu karakter yang khas dan tidak dimiliki oleh material lain yang lebih kasar atau lebih halus daripadanya. Bagnold menamakan karakter itu sebagai daya akumulasi sendiri (the power of self-accumulation), yakni kemampuan pasir untuk memanfaatkan energi yang dimiliki medium pengangkut untuk mengumpul-kan partikel-partikel pasir yang terpisah-pisah ke tempat tertentu, sedangkan tempat lain dibiarkan tidak ditutupi oleh pasir.

3.1.3 Penggolongan Agregat Sedimen

Bila dalam masalah pemakaian istilah individu partikel klastika telah tercapai sedikit kesepakatan, para ahli sama sekali belum sepakat dalam pemakaian istilah agregat partikel sedimen. Karena agregat alami jarang tersusun oleh fragmen yang berukuran sama, maka masalah yang timbul dalam kaitannya dengan hal ini adalah tatanama agregat yang disusun oleh campuran fragmen yang berbeda ukurannya. Sebagai contoh, meskipun definisi kerikil telah disusun demikian rinci, namun definisi gravel atau konglomerat sendiri sama sekali belum tersentuh. Berbagai pendapat telah dikemukakan oleh para ahli untuk memecahkan masalah itu. Mungkin dengan tujuan mempertahankan pemakaian istilah gravel, sebagian ahli berpendapat bahwa gravel harus mempunyai besar butir rata-rata yang jatuh pada kisaran besar butir gravel. Ahli lain berpendapat bahwa suatu endapan baru dapat disebut gravel apabila mengandung paling tidak 50% (atau angka lain) partikel yang ukurannya termasuk ke dalam kategori gravel.

Metoda-metoda di atas, atau metoda lain, yang digunakan untuk menamakan agregat sedimen tidak ada yang ekivalen satu sama lain dan tidak ada satupun yang memuaskan semua pihak. Sebagai contoh, suatu sedimen yang terpilah buruk dan merupakan campuran gravel kasar dengan pasir mungkin akan digolongkan sebagai pasir kasar jika harga rata-rata besar butirnya jatuh pada kisaran besar butir pasir kasar, meskipun partikel pasir hanya menyusun 10-20% tubuh sedimen tersebut. Bila suatu saat kita menemukan sedimen yang terpilah buruk secara ekstrim, berupa campuran gravel, pasir, lanau, dan lempung dengan proporsi masing-masing tidak ada yang lebih dari 50%, akan dinamakan apa batuan seperti itu? Beberapa nama khusus pernah diusulkan oleh beberapa ahli misalnya Flint dkk (1960a, 1960b) serta Schermerhorn (1966).

Banyak usul diajukan para ahli untuk memecahkan masalah di atas. Secara umum ada dua ancangan yang diusulkan, yakni:

1. Mencoba membakukan tata peristilahan yang digunakan selama ini. Dengan cara ini, dukungan diberikan pada praktek pemakaian istilah-istilah tertentu dan limit-limit istilah tertentu didefinisikan kembali.

2. Membuat serangkaian batas arbitrer untuk bentuk-bentuk campuran serta mendefinisikan dan memberikan nama untuk tiap campuran itu menurut suatu kerangka pemikiran yang sistematis.

Ancangan pertama cenderung pada ketidakteraturan dan tampaknya akan mendorong munculnya batas-batas dan definisi-definisi yang kurang logis. Ancangan kedua akan menyebabkan timbulnya masalah ketidaksesuaian antara seorang peneliti dengan peneliti lain. Kedua ancangan di atas dapat dilukiskan dengan masalah penamaan campuran pasir dengan gravel. Misalkan ada suatu campuran pasir dan gravel yang membentuk sistem biner yang terdiri dari dua anggota-tepi (end-member), yaitu pasir dan gravel. Campuran sistem biner itu dapat dibagi menjadi beberapa kelompok, kemudian memberi nama setiap kelompok itu (gambar 3-4A). Meskipun skema itu sederhana, namun ternyata kurang terpakai. Willman (1942) menyatakan bahwa sebagian besar endapan yang sehari-hari dinamakan gravel ternyata mengandung lebih kurang 50% pasir, bahkan ada juga yang mengandung pasir hingga 75%. Karena itu, dia mengusulkan skema penggolongan seperti yang terlihat pada gambar 3-4B. Jadi, yang dinamakan pasir kerakalan mengandung kerakal kurang dari 25%; gravel pasiran mengandung 50–75% pasir, dan 25–50% gravel. Menurut skema penggolongan itu, suatu endapan yang mengandung partikel berukuran gravel 25% akan disebut gravel. Karena itu, bila seseorang menyetujui klasifikasi itu, kemudian di lapangan dia menemukan endapan ter-konsolidasi yang disusun oleh 25% komponen berukuran gravel, maka dia harus menamakannya konglomerat.

Campuran tiga komponen seperti campuran pasir-lanau-lempung, meskipun jarang ditemukan, namun memang ada. Hingga dewasa ini banyak usaha dilakukan oleh para ahli untuk menyusun skema penggolongan campuran seperti itu (gambar 3-5). Seperti terlihat pada gambar 3-5, agregat tiga komponen dapat direpresentasikan oleh diagram segitiga sama sisi (triangular diagram), dimana setiap sudut segitiga itu mewakili jenis komponen, sedangkan sisi-sisinya sebanding dengan proporsi setiap komponen. Segitiga itu selanjutnya dapat dibagi menjadi beberapa ruang, dan sebuah istilah diberikan kepadanya.

Sebagaimana terlihat pada gambar 3-5, hingga saat ini belum ada kesepakatan diantara para ahli geologi, oseanografi, ilmu tanah, dan rekayasa mengenai skema penggolongan campuran pasir-lanau-lempung. Sebagai contoh, istilah lempung dipakai sebagai nama agregat yang mengandung paling tidak 50% lempung (diagram A) atau minimal 80% (diagram D).

Untuk menggantikan sistem tiga komponen, beberapa ahli mengusulkan skema penggolongan lain yang didasarkan pada dua parameter. Sebagai contoh, Baker (1920) mendasarkan skema penggolongannya pada “besar butir ekivalei” (“equivalent grade”; maksudnya besar butir rata-rata) dan “faktor besar butir” (“grading factor”; maksudnya koefisien pemilahan). Niggli (1934), sebagaimana Baker, mengusulkan skema penggolongan yang hanya dapat dipakai bila si pemakainya mengetahui distribusi besar butir sedimen secara keseluruhan. Penentuan nama setiap jenis sedimen yang ada dalam skala itu didasarkan pada nisbah dua nilai kritis yang diperoleh dari kurva distribusi besar butir.

Dari seluruh penjelasan di atas, jelas sudah bahwa hingga sekarang bukan saja tidak ada kesepakatan mengenai tatanama, namun juga tidak ada satupun sistem penggolongan yang dapat digunakan tanpa melalui analisis besar butir yang lengkap. Di lain pihak, kita tahu bahwa analisis besar butir tidak mungkin, atau paling tidak sangat sukar, dilakukan pada sedimen yang sangat kompak. Karena itu, manfaat skema-skema klasifikasi itu relatif terbatas sewaktu diterapkan pada sedimen purba.

Meskipun secara teoritis sedimen klastika mungkin merupakan campuran dari tiga (atau empat) komponen, namun nyatanya endapan seperti itu jarang ditemukan. Sebagian besar sedimen disusun oleh satu komponen dan hanya sedikti diantaranya yang mengandung material lain. Karena itu, penyusunan skema klasifikasi tiga atau empat komponen yang rumit dapat dikata-kan tidak perlu. Kita mungkin perlu mencontoh skema klasifikasi yang disusun oleh Wentworth pada 1922 (tabel 3-4). Meskipun skema itu tidak mencakup semua tipe campuran yang mungkin ada, namun hampir tidak menemui hambatan bila diterapkan pada endapan alami, kecuali untuk jenis-jenis yang sangat spesifik. Berdasarkan analisisnya terhadap 50 hasil pengukuran Udden (1914) yang diambil secara random, Wentworth melihat bahwa hanya satu sampel (yakni sampel till) yang tidak sesuai dengan skema klasifikasi itu.

Prinsip seperti itu dipakai oleh Krynine (1948) yang mengusulkan bahwa istilah konglomerat, batupasir, dan batulanau dapat dipertahankan dan kata lain dapat ditambahkan jika memang diperlukan untuk menunjukkan adanya komponen lain dengan proporsi yang layak diperhitungkan. Sebagai contoh, suatu batupasir bisa disebut konglomeratik jika mengandung kerikil > 20%; disebut kerikilan jika mengandung kerikil 10–20%; disebut lanauan jika mengandung lanau > 20%; dan disebut lempungan jika mengandung lempung > 20%. Demikian pula untuk batuan lain.

Penggolongan breksi atau agregat lain yang disusun oleh partikel menyudut didasarkan pada azas yang sama dengan usulan Woodford (1925). Dengan memakai istilah rubble untuk agregat fragmen menyudut yang berukuran > 2 mm, kita dapat menamakan beberapa batuan sebagai berikut: breksi tersusun oleh > 80% rubble; breksi pasiran mengandung pasir > 10%; breksi lanauan mengandung lanau > 10%; breksi lempungan mengandung lempung > 10%. Selain itu, syarat lain yang diperlu-kan adalah tidak ada komponen lain yang proporsinya > 10%. Jika kasus seperti itu muncul, maka diusulkan untuk mengguna-kan istilah breksi tanah (earthy breccia). Kasus yang disebut terakhir ini dapat dipandang sebagai masalah khusus (lihat Bab 6).

3.1.4 Distribusi Besar Butir

3.1.4.1 Skala Besar Butir

Meskipun besar butir partikel sedimen membentuk suatu deret kontinu, namun para ahli menemukan bahwa deret itu perlu dan terasa bermanfaat apabila dibagi-bagi ke dalam sejumlah kelas besar butir. Skema penggolongan hasil pembagian itu disebut skala besar butir (grade scale). Alasan dibuatnya skala itu adalah:

1. Pembagian itu memungkinkan dilakukannya pembakuan tata peristilahan sedemikian rupa sehingga pemerian material sedimen dapat lebih sistematis dan, pada gilirannya, menghindarkan kita dari salah pengertian.

2. Pembagian itu memungkinkan distribusi besar butir mudah dianalisis secara statistik.

Kisaran nilai besar butir yang harus dibagi sangat lebar, mulai dari besar butir lempung yang mungkin hanya sekitar 1 μm, hingga bongkah yang berukuran lebih dari 1 m. Untuk kisaran yang begitu lebar, sukar bagi kita untuk membaginya berdasarkan skala linier karena, misalnya saja, jika 1 mm digunakan sebagai rentang tiap kelas, maka akan terlihat bahwa hampir semua material yang kita kenal sebagai pasir, lanau, dan lempung akan masuk ke dalam satu kelas tersendiri, sedangkan material yang kita kenal sebagai pasir atau gravel justru akan terbaik ke dalam 999 kelas. Jadi, untuk membagi kelas besar butir harus dipakai skala geometri. Dalam skala geometri, selang kelas yang panjang diterapkan pada partikel kasar dan selang kelas yang pendek diterapkan pada partikel halus. Ketika Bagnold (1941) menerapkan skala geometri untuk membagi kelas besar butir, dia melihat bahwa skala ini memang sesuai dengan keadaan alaminya.

Skala alami untuk besar butir partikel sedimen adalah skala geometri. Udden telah menyadari hal itu sejak 1898. Dia memilih satu milimeter sebagai titik awal, kemudian memakai perbandingan ½ (atau 2, tergantung darimana kita melihatnya) sedemikian rupa sehingga limit-limit kelas besar butir itu adalah … ¼, ½, 1, 2, 4, 8, … (gambar 3-3). Skala Udden itu didukung oleh Wentworth (1922) dan Lane Committee dari National Research Council (1947) (tabel 3-3).

Skala Udden memiliki beberapa kelemahan. Skala itu kurang sesuai untuk digunakan dalam menganalisis sedimen yang ter-pilah baik, misalnya pasir gumuk, karena jumlah kelas besar butir pada sedimen tersebut terlalu sedikit untuk dapat dianalisis secara statistik. Karena itu, skala Udden perlu disempurnakan dengan cara membagi setiap kelas besar butir menjadi beberapa sub-kelas. Namun, jika skala geometri tetap dipertahankan, maka pembagian kelas itu akan menyebabkan munculnya limit-limit kelas besar butir yang merupakan bilangan irasional sehingga sukar untuk dilibatkan dalam perhitungan. Selain itu, nilai titk-titik tengah (geometric mean) dari setiap kelas dan sub-kelas yang merupakan salah satu unsur kuantitatif yang dilibatkan dalam perhitungan statistik, juga merupakan bilangan irasional.

Untuk menghindarkan munculnya bilangan irasional dan untuk menyederhanakan perhitungan statistik, Krumbein (1934) mengusulkan suatu skala lain yang disebut skala phi (phi scale). Skala itu disusun berdasarkan hasil observasinya terhadap skala Udden, dimana dia melihat bahwa limit-limit kelas besar butir dalam skala Udden dapat dinyatakan sebagai pangkat dua dari dua: 4 adalah 22, 8 adalah 23, 16 adalah 24, 1 adalah 20, ½ adalah 2–1, dsb. Karena itu, dia mengusulkan pemakaian nilai eksponen (logaritma dengan bilangan dasar 2) dari nilai besar butir untuk menyatakan diameter partikel. Selanjutnya, untuk menghindarkan adanya angka negatif dalam nilai logaritma partikel halus, Krumbein mengalikan log itu dengan –1 (gambar 3-6). Jadi, f = 2log diameter (mm).

Selain skala-skala tersebut di atas, ada beberapa skala besar butir lain yang pernah diusulkan para ahli (lihat gambar 3-3). Beberapa diantaranya ada yang bersifat geometris reguler seperti skala Udden. Skala yang lain agak berbeda. Sebagai contoh, skala yang diusulkan oleh Atterberg (1905), selain bersifat geometris reguler, juga bersifat desimal dan siklitis. Dalam skala desimal, angka limit-limit kelas besar butirnya sama, hanya letak tanda komanya yang berbeda. Sebagai contoh, pada skala Atterberg, angka limit-limit kelas besar butirnya adalah … 0.02, 0.2, 2, 20, 200 … Jumlah kelas dalam skala Atterberg tidak cukup banyak untuk dapat dipakai dalam analisis statistika. Bila setiap kelas ini dibagi lagi menjadi sejumlah sub-kelas, dimana nilai limit-limit sub-kelas besar butir itu dibuat sedemikian rupa sehingga mengikuti aturan logaritmik, maka nilai limit-limit sub-kelas besar butir itu akan berupa bilangan irasional yang sukar diingat, kecuali bila dibulatkan, dan kurang sesuai untuk analisis statistik. Karena itu, dilihat dari segi-segi tersebut, skala Atterberg tidak penting. Walau demikian, skala Atterberg pernah dipakai secara luas oleh para ahli ilmu tanah dan ahli geologi Eropa.

Beberapa skala besar butir yang lain tidak bersifat geometris dan tidak pula linier. Skala tidak beraturan seperti itu digunakan oleh U.S. Department of Agriculture dan para ahli ilmu tanah di Amerika Serikat. Skala itu memang memberikan hasil yang memuaskan bila digunakan untuk memerikan material berbutir sedang dan halus, namun kurang sesuai bila digunakan untuk meneliti material berbutir kasar atau untuk analisis statistik.

Meskipun cukup banyak skala besar butir yang telah disusun oleh para ahli, namun hingga saat ini para ahli ilmu tanah, ahli teknik sipil, ahli oseanografi, dan ahli geologi masih belum sepakat untuk memakai salah satu diantara skala-skala itu sebagai skala baku. Bagi para ahli sedimentologi, suatu skala baku harus bersifat geometris agar memungkinkan dilakukannya analisis statistik. Skala Udden dan skala phi yang diturunkan daripadanya dapat memenuhi tuntutan tersebut. Karena itu, skala ini digunakan secara luas oleh para ahli sedimentologi. Skala itu dijadikan dasar untuk menentukan limit-limit kelas besar butir yang disajikan dalam buku ini.

3.1.4.2 Tampilan Distribusi Frekuensi Besar Butir

Unsur-unsur detritus dari sedimen klastika (butir pasir, kerakal, dsb), apabila disusun berdasarkan ukurannya, akan memperlihatkan distribusi yang kontinu. Maksudnya, nilai besar butir dari semua unsur itu akan dapat disusun secara berurutan, dari kecil hingga besar, dimana nilai-nilai besar butir itu hanya sedikit berbeda sedemikian rupa sehingga dapat dipandang berubah secara berangsur dan kontinu. Seperti telah diketahui, secara konvensi biasanya kita membagi distribusi kontinu itu ke dalam sejumlah kelas besar butir. Pembagian tersebut memungkinkan kita untuk membandingkan distribusi besar butir suatu tubuh sedimen dengan tubuh sedimen lain serta untuk menganalisis distribusinya.

Distribusi frekuensi besar butir suatu sedimen dapat ditampilkan dalam bentuk tabel (gambar 3-5) atau grafik. Tampilan distribusi frekuensi secara grafik lebih mudah ditangkap maksudnya daripada tampilan yang berupa tabel.

Bentuk-bentuk tampilan grafis yang sering dipergunakan adalah histogram dan kurva kumulatif (cumulative curve) (gambar 3-7 dan 3-8). Bentuk histogram dan kurva kumulatif yang digunakan dalam sedimentologi agak menyimpang dari bentuk umum. Karena digunakan untuk analisis besar butir, histogram dan kurva kumulatif itu umumnya memperlihatkan prosentase setiap kelas berdasarkan berat material, bukan prosentase jumlah partikel dalam setiap kelas besar butir. Selain itu, pada beberapa tahun terakhir, nilai besar butir yang dirajahkan pada sumbu-x biasanya berupa logaritma besar butir; bukan besar butirnya sendiri. Karena itu, lebar setiap batang pada histogram, yang merepresentasikan kisaran besar butir, dilukiskan sama, meskipun rentang kelas yang diwakilinya sebenarnya tidak sama. Cara ini mempermudah interpolasi kurva kumulatif. Selain itu, arah perubahan nilai skala dalam kedua bentuk tampilan itu bertolak-belakang dengan pola konvensional. Nilai-nilai besar butir dalam histogram dan kurva kumulatif itu menurun ke arah kanan (kita tahu biasanya suatu kuantitas dalam histogram dan kurva kumulatif konvensional bertambah ke arah kanan). Namun, “keanehan” itu justru menambah tingginya nilai praktis dari kedua gambar itu karena memungkinkan dirajahkannya kurva kumulatif dalam kertas log probabilitas (gambar 3-9). Nilai-nilai diameter atau phi dirajahkan dalam skala biasa, sedangkan frekuensi kumulatif dirajahkan pada skala probabilitas. Banyak kurva kumulatif hasil perajahan itu tampak sebagai garis lurus, bukan berbentuk “S” seperti yang biasa tampak dalam plot biasa (bandingkan gambar 3-8 dengan gambar 3-9).

3.1.4.3 Karakter Distribusi Frekuensi Besar Butir

Hasil pembandingan histogram dari beberapa sedimen yang berbeda memperlihatkan adanya kesamaan dan perbedaan. Perbedaan-perbedaan tersebut juga terlihat dalam kurva kumulatif, namun sukar untuk ditafsirkan. Udden (1914) membahas masalah ini dan memperkirakan bahwa perbedaan itu muncul akibat adanya hal-hal yang berkaitan dengan agen atau lingkungan pengendapan. Beberapa contoh variasi karakter distribusi frekuensi besar butir dapat dilihat pada gambar 3-10.

Ada beberapa sifat distribusi frekuensi yang penting untuk dipahami. Seperti terlihat pada gambar 3-10, diantara semua kelas besar butir itu terdapat suatu kelas besar butir yang frekuensinya lebih tinggi daripada kelas besar butir lain. Kelas itu disebut kelas modus (modal class). Kelas-kelas lain memiliki frekuensi yang secara berangsur makin rendah dengan makin jauhnya letak kelas itu dari kelas modus. Walau demikian, kadang-kadang ditemukan pengecualian dimana dua atau tiga kelas besar butir yang terletak cukup jauh dari kelas modus memiliki frekuensi yang lebih tinggi dibanding kelas yang berdampingan dengan kelas modus (gambar 3-10F). Kelas seperti itu disebut kelas modus sekunder (secondary modal class). Sedimen yang memiliki lebih dari satu kelas modus disebut polimodus (polymodal).

Dengan mengamati hasil-hasil analisis yang ditampilkan secara grafis, misalnya yang terlihat pada gambar 3-10, kita dapat menemukan beberapa karakter lain, yaitu:

1. Jumlah kelas besar butir tidak selalu sama. Dengan kata lain, sedimen dapat memiliki derajat pemilahan yang beragam. Perhatikan jumlah kelas besar butir dalam gambar 3-10A ada 5; dalam gambar 3-10D dan E ada 6; dalam gambar 3-10B dan C ada 9; sedangkan dalam gambar 3-10F ada 10.

2. Letak kelas modus terhadap kelas-kelas lain tidak selalu sama. Dengan kata lain, sedimen dapat memiliki kemencengan (skewness) yang beragam. Berdasarkan letak modus kelas, relatif terhadap kelas-kelas lain, distribusi besar butir sedimen ada yang setangkup (gambar 3-10A, B, C) maupun tidak setangkup atau menceng (gambar 3-10D dan E).

3. Frekuensi kelas modus, relatif dibanding frekuensi kelas-kelas lain, juga tidak selalu sama. Dengan kata lain, sedimen dapat memiliki kemancungan (kurtosis) yang beragam.

Dari pembahasan di atas, jelaslah sudah bahwa ada empat sifat distribusi besar butir, yakni:

1. Besar butir “rata-rata” atau kecenderungan pertengahan (central tendency): mean, median, dan modus.

2. Dispersi atau “pemilahan”. Dalam istilah statistik, dispersi disebut simbangan baku (standard deviation).

3. Kesetangkupan (symmetry) atau kemencengan (skewness).

4. Kemancungan (kurtosis).

Penjelasan yang lebih mendetil tentang sifat-sifat tersebut, yang dapat digunakan untuk memerikan distribusi frekuensi besar butir, dapat ditemukan dalam berbagai buku ajar statistika elementer.

Sudah barang tentu akan sangat baik apabila kita dapat menyajikan sifat-sifat itu dalam bentuk angka. Penampilan yang ringkas seperti itu tidak hanya memungkinkan kita untuk mengatakan apakah suatu sedimen memiliki pemilahan yang lebih baik (memiliki simpangan baku yang lebih kecil) atau lebih buruk (memiliki simpangan baku yang lebih besar) dibanding sedimen lain, namun juga dapat mengungkapkan seberapa baik pemilahannya. Angka-angka seperti itu juga memungkinkan kita untuk merajahkan ukuran partikel rata-rata (atau sifat lain) terhadap jarak endapan dari sumbernya serta menyajikan hubungan antara ukuran partikel dengan jarak angkut secara kuantitatif. Demikian pula, adanya angka-angka seperti itu memungkinkan kita untuk merajahkan nilai-nilai tertentu, misalnya saja median atau parameter besar butir lain, ke dalam sebuah peta. Dalam peta seperti itu, setiap angka berkorespondensi dengan satu parameter besar tertentu yang diketahui dari sampel yang diambil pada lokasi tersebut. Setelah itu, kita dapat membuat sebuah peta kontur yang didasarkan pada angka-angka yang telah dirajahkan pada peta itu. Dengan cara seperti itu, kita akan dapat menafsirkan arah aliran atau hal lain.

Parameter-parameter distribusi frekuensi besar butir dapat dibaca atau dihitung dari titik-titik tertentu yang ada pada kurva kumulatif. Parameter-parameter sejenis juga dapat ditentukan dengan cara melakukan perhitungan tertentu dengan memakai data mentah. Parameter-parameter seperti itu disebut “ukuran-ukuran momen” (“moment measures”).

Banyak usaha telah dilakukan oleh para ahli untuk menelaah distribusi besar butir dan banyak diantaranya kemudian mengajukan berbagai cara untuk menaksir parameter-parameter besar butir. Ikhtisar berbagai usaha para ahli itu, beserta hasil-hasilnya, telah disajikan secara ringkas oleh Folk (1966). Selain itu, perlu juga ditelaah karya tulis Inman (1952), Krumbein & Pettijohn (1938), serta McBride (1971). Tidak mungkin bagi kita untuk membahas dan mengevaluasi semuanya disini. Secara umum, dapat dikatakan bahwa dewasa ini ada kecenderungan di kalangan para ahli untuk menggunakan nilai phi, bukan nilai diameter sebenarnya, dalam mengungkapkan karakter distribusi besar butir serta untuk menghitung parameter-parameter besar butir dari titik-titik tertentu yang ada pada kurva kumulatif, misalnya nilai-nilai kuartil (persentil 25, 50, dan 75) bersama-sama dengan persentil 10 dan 90 atau nilai-nilai persentil 5, 16, 50, 84, dan 95. Tabel 3-6 merupakan ikhtisar dari beberapa rumus yang dapat digunakan untuk menyatakan parameter-parameter besar butir.

3.1.4.4 Khuluk Matematis dari Distribusi Frekuensi Besar Butir

Udden (1914) menemukan fakta bahwa skala besar butir geometris cenderung menyebabkan terbentuknya kurva frekuensi (atau histogram) yang simetris. Dengan kata lain, apabila kita merajahkan distribusi frekuensi bukan dengan memakai nilai besar butir sebenarnya, melainkan nilai log besar butir sebagai variabel bebas, maka distribusi besar butir akan cenderung simetris. Fakta itu mendorong sebagian ahli untuk menelaah khuluk distribusi besar butir serta menentukan jenis fungsi, menyatakan fungsi itu dalam bentuk persamaan, dan mencari faktor-faktor fisik apa yang melatarbelakanginya.

Krumbein (1938) menyimpulkan bahwa banyak sedimen memiliki distribusi besar butir log normal dan dia menyajikan distribusi itu sebagai sebuah fungsi Gauss, di dalam distribusi mana nilai log besar butir digunakan sebagai pengganti nilai besar butir sebenarnya. Krumbein kemudian melakukan sejumlah pengujian untuk meneliti normalitas fungsi tersebut sedemikian rupa sehingga akhirnya dia dapat menemukan sejumlah persyaratan yang dapat dipenuhi oleh kebanyakan sedimen. Karakter log normal dari distribusi besar butir dapat dengan cepat diketahui dari kertas probabilitas yang telah dimodifikasi (Otto, 1939). Distribusi besar butir, yang dinyatakan sebagai prosentase berat, dikumulasikan dengan cara biasa dan kemudian dirajahkan sebagai fungsi dari log besar butir (gambar 3-9). Sedimen pada umumnya hanya memperlihatkan sedikit deviasi dari garis lurus; bahkan ada sebagian yang benar-benar muncul sebagai sebuah garis lurus. Walau demikian, harus diakui bahwa ada sedimen yang tidak memperlihatkan distribusi log normal.

Bagnold (1941) berkeyakinan bahwa distribusi besar butir bukan merupakan fungsi log normal, melainkan fungsi probabilitas lain. Roller (1937, 1941) mengajak para ahli untuk memperhatikan kekeliruan teoritis dan aktual dari hukum probabilitas Gauss untuk partikel kasar dan partikel halus yang ada dalam sedimen. Pada beberapa kasus, distribusi besar butir mungkin lebih mendekati distribusi partikel yang merupakan produk penghancuran random. Distribusi besar butir itu, sebagaimana diperlihat-kan oleh batubara yang dihancurkan, dapat dinyatakan dalam bentuk persamaan seperti yang diajukan oleh Rosin & Rammler (1934). Beberapa endapan piroklastik kasar, glacial boulder clay atau till, serta produk pelapukan residu yang diamati oleh Krumbein & Tisdel (1940) memiliki distribusi yang mengindikasikan bahwa pembentukannya terjadi akibat proses penghancuran random. Kesimpulan itu didukung oleh hasil-hasil penelitian Kittleman (1964). Lihat gambar 3-11. Bahkan, distribusi besar butir dalam beberapa sedimen biasa (misalnya batupasir arkose dan batupasir kuarsa) mendekati Hukum Rosin (Dapples dkk, 1953). Walau demikian, Roller (1937, 1941) menyatakan bahwa Hukum Rosin juga memiliki beberapa kelemahan teoritis dan praktis.

Beberapa bukti menunjukkan bahwa banyak, jika bukan sebagian besar, distribusi frekuensi besar butir sedimen alami merupakan gabungan dari dua atau lebih distribusi diskrit. Setiap distribusi itu merupakan sebuah populasi tersendiri, dimana masing-masing mungkin merupakan distribusi log normal. Kombinasi dari sejumlah distribusi itu menyebabkan munculnya distribusi yang cenderung memiliki kemencengan tinggi, bahkan dalam beberapa kasus menyebabkan munculnya distribusi bimodus (atau polimodus). Beberapa usaha telah dilakukan oleh para ahli—misalnya Tanner (1959), Spencer (1963), dan Visher (1969)—untuk “memisahkan” kurva kumulatif dan memisahkan populasi-populasi dfskrit yang membentuk populasi total itu.

3.1.5 Distribusi Besar Butir dan Penyebabnya

Secara umum, penafsiran hasil analisis besar butir dilakukan dengan tiga metoda. Metoda pertama mengaitkan karakter kurva distribusi besar butir dengan hidrodinamika (dengan proses pengendapan). Metodologi ini dikembangkan oleh Udden (1914) untuk menelaah distribusi bimodus yang diperlihatkan oleh banyak sedimen sungai yang berbutir kasar, dimana modus kasar ditafsirkan sebagai produk pengangkutan traksional, sedangkan modus yang lebih halus ditafsirkannya sebagai produk pengangkutan saltasional. Penafsiran kurva-kurva distribusi besar butir dalam kaitannya dengan hidrodinamika dikembangkan lebih jauh oleh Inman (1949), Moss (1962, 1963), Friedman (1967), dan Visher (1969). Metoda kedua didasarkan pada asumsi bahwa distribusi besar butir sedimen pada dasarnya merupakan produk dari proses-proses pembentukan sedimen. Dalam metodologi ini, distribusi besar butir dinisbahkan pada batuan sumber dan distribusi itu sendiri merupakan cerminan dari proses disintegrasi batuan sumber. Breakage theories yang dikembangkan oleh Rosin & Rammler (1934), Kolmogorov (1941), dan Tanner (1959) serta berbagai pengamatan yang dilakukan oleh Rogers dkk (1963) dan Smalley (1966) merupakan contoh dari penerapan metoda ini. Metoda ketiga adalah melakukan penelitian empiris terhadap karakter distribusi besar butir sedimen yang diambil dari berbagai lingkungan geomorfik untuk melihat hubungan, jika ada, antara distribusi besar butir dengan lingkungan pengendapan. Metodologi ini ditemukan pertama kali oleh Udden (1914), kemudian dikembangkan oleh Wentworth (1931a), Sindowski (1957), Friedman (1961, 1962), Moiola & Weiser (1968), dan beberapa ahli lain.

Dalam tulisan di bawah ini kita akan membahas secara lebih mendetil setiap ancangan tersebut di atas dalam mempelajari distribusi besar butir sedimen.

3.1.5.1 Besar Butir dan Provenance

Besar butir tertentu terlihat kurang terepresentasikan secara layak dalam sistem sedimen. Wentworth (1933) mengajak para ahli untuk menelaah masalah itu dan berpendapat bahwa hasil penelaahan itu akan menjadi dasar alami untuk mendefinisikan kelas-kelas besar butir. Dia menyatakan bahwa kurang terepresentasikannya kelas besar butir tertentu, dan lebih terepresentasi-kan kelas besar butir lain, terjadi akibat proses pembentukan partikel dan faktor-faktor hidrodinamika (tabel 3-7).

Apa buktinya bahwa kelas-kelas besar butir tertentu kurang terepresentasikan dalam distribusi besar butir sedimen? Einstein dkk (1940) menyitir hasil penelitian Nesper di Sungai Rhine, Swiss, di tempat mana material dasar sungai disusun oleh partikel dengan diameter 5–100 mm. Selain itu, diantara bongkah yang relatif besar serta pada lubuk yang relatif terlindung ditemukan pasir dengan diameter 1 mm dan material lain yang lebih halus daripadanya. Walau demikian, partikel dengan diameter 1–5 mm tidak ditemukan di sana. Para peneliti itu menyimpulkan bahwa partikel dengan diameter 1–5 mm “jarang ditemukan karena adanya pengaruh faktor-faktor geologi dan hidrolika tertentu”. Di Sungai Rhine, material kasar merupakan bagian dari beban dasar, sedangkan pasir merupakan bagian dari beban suspensi.

Statistik dari sekitar 1000 data analisis besar butir yang telah diterbitkan menunjukkan adanya defisiensi pada kelas granul (2–4 mm) dan pasir kasar (1–2 mm), bahkan mungkin juga pada kisaran pasir halus (1/161/8 mm) (Pettijohn, 1940). Bukti yang menyokong kesimpulan tersebut terutama berupa fakta bahwa kelas modus sedimen jarang yang jatuh pada kelas-kelas besar butir tersebut. Kalau memang tidak terjadi defisiensi, maka hasil analisis besar butir yang ada selama ini akan memperlihatkan bahwa kelas modus juga akan sering jatuh pada kelas-kelas tersebut, sesering kelas modus yang jatuh pada kelas-kelas besar butir lain. Hasil analisis terhadap 241 sampel pasir dan gravel aluvial dari bagian selatan California (Conkling dkk, 1934) menunjukkan bahwa kelas modus hanya jatuh tiga kali pada kelas besar butir 2–4 mm. Angka itu jauh lebih kecil dibanding dengan kelas modus ½–1/4 mm yang jatuh sebanyak 63 kali dan kelas modus 32–64 mm yang jatuh sebanyak 41 kali. Hasil-hasil penelitian itu didukung oleh Schlee (1957) yang meneliti gravel aluvial pada bagian hulu sungai di selatan Maryland. Dari 72 sampel alur, tidak ada satupun yang memiliki kelas modus 1–2 mm atau 2–4 mm. Distribusi besar butir komposit, yang dibuat dengan cara menyatakan nilai rata-rata dari 72 sampel tersebut, juga memperlihatkan defisiensi pada kelas-kelas besar butir tersebut (gambar 3-12).

Keanehan tersebut tidak hanya berlaku pada sedimen fluvial karena, sebagaimana diperlihatkan oleh Hough (1942), sedimen pesisir dan sedimen dasar teluk Buzard dan Cape Cod juga memperlihatkan defisiensi seperti itu. Hough menyatakan bahwa median dari beberapa ratus sampel jarang yang jatuh pada kelas 2–4 mm atau kelas 1/161/32 mm. Demikian pula, data distribusi besar butir komposit dari 64 sampel sedimen Massachussetts Bay yang dianalisis oleh Trowbridge & Shepard (1932) menunjukkan rendahnya frekuensi pada kelas 1–2 mm. Rendahnya frekuensi itu dijelaskan sebagai kekosongan (gap) antara dua beban sedimen: salah satu beban diangkut oleh gelombang badai, sedangkan beban lain diangkut oleh gelombang yang lebih tenang. Perlu dicamkan bahwa sedimen pada umumnya, baik sedimen lepas pantai maupun sedimen gisik, tidak bersifat bimodus seperti sedimen fluvial yang berbutir kasar dan bahwa defisiensi kelas-kelas besar butir tertentu hanya akan terlihat apabila semua hasil analisis diamati. Tidak semua peneliti merasa yakin bahwa kelas-kelas besar butir 1–2 mm dan 2–4 mm kurang terepresentasikan. Russell (1968) meninta perhatian para ahli terhadap konsentrasi-konsentrasi pasir sangat kasar dan gravel halus pada gisik tertentu, dimana material itu hadir dalam kelimpahan yang luar biasa. Dia menyimpulkan bahwa, secara hidrodinamik, kelas-kelas besar butir itu tidak stabil dalam sungai serta cenderung terpilah dan terangkut dengan cepat menuju laut untuk kemudian terakumulasi pada gisik.

Sedimen eolus tampaknya memperlihatkan defisiensi pada kelas 1/81/16 mm. Keanehan itu dikemukakan oleh Udden (1914). Sebagaimana sedimen sungai yang berbutir halus, sedimen eolus jarang yang bersifat bimodus. Walau demikian, kelas modus itu jarang yang jatuh pada kelas 1/81/16 mm. Udden tidak menganalisis sebab musabab munculnya keanehan tersebut, namun dia menyatakan bahwa gejala itu mungkin tidak umum dan kita mungkin dapat menemukan endapan eolus lain yang modus kelasnya jatuh pada kelas besar butir itu sehingga apa yang semula tampak merupakan defisiensi itu sebenarnya tidak ada. Bahwa ada suatu kekosongan antara lanau dan pasir juga dikemukakan oleh Rogers dkk (1963) serta oleh Tanner (1958). Masalah itu telah dikaji lebih jauh oleh Wolff (1964). Suatu distribusi komposit yang disusun dari hasil 930 analisis besar butir memperlihatkan defisiensi pada kelas lanau kasar. Wolff mengira bahwa defisiensi itu berkaitan dengan pemakaian teknik analitik untuk lanau dan lempung yang berbeda dengan teknik analitik yang digunakan untuk pasir. Jika bukan merupakan artefak dari perbedaan teknik analisis, maka kekosongan itu mungkin muncul akibat ketidaksempurnaan sampel dan bahwa kekosongan itu mungkin akan hilang apabila sedimen lain dimasukkan ke dalam sampel yang dianalisis.

Ada beberapa hal yang dapat digunakan untuk menjelaskan defisiensi kelas-kelas besar butir tertentu atau paling tidak defisiensi sedimen dengan modus kelas seperti itu. Kita mungkin dapat mengasumsikan bahwa material yang berada dalam kisaran kelas-kelas besar butir itu dihasilkan oleh pelapukan dan tidak pernah diendapkan sebagai kelas modus untuk alasan-alasan hidrodinamika tertentu atau material itu hilang sewaktu terangkut karena ketidakstabilan mekanisnya. Kita juga dapat menganggap ada suatu defisiensi primer untuk kelas-kelas besar butir tertentu. Mungkin pelapukan tidak menghasilkan berbagai kelas besar butir dalam jumlah yang sama. Sukar bagi kita untuk menentukan hipotesis mana yang dengan tepat memaparkan sebab-musabab munculnya defisiensi tersebut. Jika kelas-kelas besar butir itu dihasilkan oleh pelapukan atau abrasi, apa yang menjadi sumber partikel-partikel tersebut? Faktor-faktor hidrolika mungkin dapat menghambat pengendapan partikel tersebut pada tempat-tempat tertentu, namun tidak mungkin dapat menghambat pengendapannya di setiap tempat. Mungkin partikel itu tersegregasi, sebagaimana diperkirakan oleh Russell (1968), dan kemudian diendapkan secara terpisah pula. Kita juga dapat menganggap bahwa partikel itu memang dihasilkan oleh pelapukan, namun memiliki stabilitas mekanik yang rendah sehingga kemudian terhancurkan. Kita pun tidak dapat menolak perkiraan yang menyatakan bahwa partikel itu mungkin tidak dihasilkan dalam jumlah yang cukup banyak pada lingkungan pelapukan. Hipotesis pertama telah digunakan untuk menjelaskan defisiensi pada kelas 2–4 mm (Hough, 1942). Partikel seperti itu memang dapat terbentuk akibat disintegrasi (namun tidak terbentuk akibat dekomposisi) batuan plutonik. Butiran-butiran mineral yang menyusunnya relatif besar dibanding ukuran total dari partikel tersebut. Karena itu ada sebagian ahli yang berpendapat bahwa partikel granul secara struktural memang lemah dan tidak mampu menyelamatkan diri dari aksi sungai yang keras.

Di lain pihak, bukan tidak mungkin bahwa proses-proses disintegrasi batuan asal menghasilkan lebih banyak partikel dengan ukuran tertentu dan relatif kurang banyak menghasilkan partikel dengan ukuran lain sedemikian rupa sehingga sejak awal memang telah ada defisiensi distribusi besar butir. Ada tiga kategori ukuran partikel yang kemungkinan besar akan terbentuk dari hancuran batuan (disini kita menujukan perhatian pada batuan sumber kristalin; untuk batuan sedimen klastika, pelapukan hanya akan menyebabkan terlepasnya partikel-partikel yang terbentuk pada fasa sedimentasi sebelumnya). Sebagian batuan secara khas menghasilkan blok sewaktu terlapukkan, sedangkan sebagian lain mengalami proses penghancuran lanjut dan menghasilkan partikel berukuran pasir. Contoh batuan yang biasanya menghasilkan blok adalah kuarsit; sedangkan contoh batuan yang biasa mengalami penghancuran tahap lanjut dan menghasilkan partikel berukuran pasir adalah batuan beku asam yang berbutir kasar dan gneiss. Produk disintegrasi yang berukuran pertengahan mungkin relatif jarang. Walau demikian, data yang ada dewasa ini masih inkonklusif; lima sampel batuan granitik yang terdisintegrasi (namun tidak terdekomposisi) yang dianalisis oleh Krumbein & Tisdel (1940) terlihat paling banyak mengandung partikel 2–4 mm (gambar 3-13). Walau demikian, sebagaimana dikemukakan oleh Dake (1921) dan Smalley (1966), distribusi besar butir partikel kuarsa sangat dibatasi oleh distribusi besar butir kuarsa dalam batuan kristalin faneritik. Partikel yang berukuran lebih dari 1 mm jarang ditemukan. Blok yang dihasilkan akan menjadi material berukuran kerikil; bukan pasir. Selain itu, proses penghancuran lanjut pada umumnya tidak terjadi, kecuali apabila ada gaya-gaya yang luar biasa.

Dekomposisi menghasilkan partikel berukuran lempung. Karena itu, akan tampak adanya defisiensi dalam kelas besar butir lanau. Walau demikian, lanau relatif umum ditemukan dan proses pembentukannya merupakan satu masalah tersendiri. Rogers dkk (1963) memperkirakan bahwa lanau dihasilkan oleh pelepasan partikel berukuran lanau dari partikel kuarsa yang ukurannya lebih besar. Pandangan seperti itu juga dikemukakan oleh Smalley & Vita-Finzi (1968) yang berpendapat bahwa proses itu paling efektif bekerja selama terjadinya pengangkutan oleh angin di daerah gurun. Penelitian eksperimental yang dilakukan oleh Kuenen (1969) mengenai pengangkutan eolus gagal untuk mendukung gagasan tersebut. Kuenen menisbahkan lanau pada pelapukan batuan berbutir halus yang banyak mengandung kuarsa. Vita-Finzi & Smalley (1970) menyimpulkan bahwa glacial grinding bertanggungjawab terhadap ruah lanau dalam rekaman geologi. Eratnya asosiasi antara loess—yang terutama disusun oleh lanau—dengan glasiasi kontinental sedikit banyaknya memperlihatkan kesesuaian dengan pendapat tersebut.

Hingga sejauh mana komposisi besar butir dari populasi yang lebih besar mempengaruhi kurva distribusi besar butir dari sedimen tertentu? Karakter bimodus yang diperlihatkan oleh sedimen sungai berbutir kasar dinisbahkan pada defisiensi primer dalam kelas-kelas besar butir yang memisahkan kelas-kelas modus (gambar 6-2). Apakah karakter bimodus dari material itu akan dipertahankan dalam endapan yang terbentuk oleh sungai? Agaknya hal itulah yang terjadi pada kasus sedimen yang diendapkan oleh es—boulder clay atau till. Analisis till umumnya memperlihatkan satu atau lebih modus sekunder yang agaknya tidak bersifat random. Modus sekunder itu mungkin merepresentasikan “pembebanan” es oleh material khusus yang pernah terpilah dan terendapkan pada siklus sedimentasi sebelumnya. Es yang bergerak di atas sandy outwash dapat mengambil banyak material penyusun sandy outwash itu sehingga hasil analisis besar butir endapan es akan memperlihatkan bahwa endapan itu hanya mengandung sedikit pasir. Masalah apakah hal yang analog terjadi juga pada sedimen endapan akuatis, hal itu masih belum dapat dipastikan, meskipun sejumlah peneliti berkeyakinan bahwa hal itu juga terjadi dalam sedimen endapan akuatis. Swenson (1942) berpendapat bahwa sedimen penyusun tepi Sungai Mississippi banyak terubah oleh input dari suatu anak sungai utama, yakni Sungai Maquoketa. Curray (1960) berkeyakinan bahwa kurva distribusi besar butir dari banyak sedimen di dasar Teluk Mexico ditentukan oleh proporsi beberapa sedimen yang sebenarnya kecil kemungkinannya untuk diendapkan secara bersama-sama.

3.1.5.2 Besar Butir dan Pengangkutan

Seberapa jauh dan dengan cara bagaimana proses-proses pengangkutan mempengaruhi besar butir dan distribusi besar butir sedimen? Efek-efek pengangkutan belum dapat dipahami sepenuhnya. Konsep-konsep yang ada dewasa ini terutama didasarkan pada penalaran deduktif dan hanya didukung oleh data percobaan atau data lapangan yang jumlahnya sangat terbatas. Meskipun banyak penelitian dilakukan untuk mengetahui efek-efek pengangkutan terhadap ukuran material yang di-angkut, namun kita masih belum dapat memastikan sebab-musabab timbulnya efek-efek besar butir sebagaimana yang terlihat dalam lingkungan-lingkungan alami. Secara umum, gravel yang diangkut oleh sungai tampaknya mengalami penurunan ukuran ke arah hilir (gambar 3-14). Selain itu, karena sudut-sudut material berukuran besar makin membundar dan karena sisi-sisinya makin halus ke arah hilir, maka diasumsikan bahwa abrasi merupakan proses yang bekerja aktif selama pengangkutan dan, oleh karenanya, penurunan ukuran ke arah hilir disebabkan oleh proses penghancuran seperti itu. Hal itu mungkin ada benarnya. Namun, sebagaimana dikemukakan pada Bab 14, penurunan ukuran dalam beberapa kasus kemungkinan besar tidak hanya disebabkan oleh abrasi, namun merupakan cerminan penurunan kompetensi sungai. Penurunan kompetensi itu sendiri pada gilirannya berkaitan dengan penurunan gradien sungai ke arah hilir.

Pernyataan bahwa pasir dan gravel mengalami penurunan ukuran ke arah hilir selama berlangsungnya pengangkutan hampir merupakan sebuah aksioma. Pembundaran yang terlihat pada semua kecur matang mengimplikasikan terjadinya peng-hancuran dan penurunan berat.

Abrasi merupakan sebuah istilah umum yang berarti penghancuran atau atrisi. Dengan pengertian seperti itu, istilah abrasi dapat diterapkan pada hampir setiap proses penurunan ukuran secara mekanis. Walau demikian, sebagian peneliti mengenal adanya beberapa jenis proses penurunan ukuran dan kemudian mendefinisikan ulang istilah abrasi dalam pengertian yang lebih terbatas. Marshall (1927) menyatakan adanya tiga proses penurunan ukuran: abrasi (dalam pengertian terbatas), tumbukan (impact), dan grinding. Abrasi adalah efek pengeratan yang dilakukan oleh suatu partikel terhadap partikel lain. Abrasi merupa-kan proses penghancuran yang berlangsung paling lambat. Tumbukan adalah pukulan suatu partikel berukuran relatif besar terhadap partikel lain yang ukurannya lebih kecil. Karena itu, tumbukan hanya memegang peranan penting jika ada perbedaan ukuran yang berarti antara partikel yang menumbuk dengan partikel yang tertumbuk. Jika perbedaan ukuran itu cukup jauh dan jika suatu sistem didominasi oleh partikel besar, maka partikel kecil akan mengalami penghancuran dalam waktu relatif singkat. Grinding adalah crushing partikel kecil sewaktu berhubungan terus menerus dengan partikel yang lebih besar daripadanya dan dikenai oleh tekanan partikel-partikel besar itu. Grinding merupakan proses penghancuran yang paling efektif, bahkan lebih efektif dibanding tumbukan sekalipun. Dalam abrasion mill, partikel pasir yang bercampur dengan gravel dalam beberapa jam akan terubah menjadi partikel lanau dan lempung.

Wadell (1932) menyatakan adanya empat proses abrasi: pelarutan (solution), atrisi (attrition), chipping, dan penyubanan (splitting). Perbedaan diantara keempat proses itu terutama terletak pada nisbah ukuran material yang dihasilkan oleh abrasi, relatif terhadap ukuran partikel sebelum terabrasi. Modus abrasi sendiri tidak dipertimbangkan dalam penggolongan tersebut. Jika partikel hasil abrasi berukuran suboptik, maka penghancurannya disebut pelarutan. Pelarutan dapat merupakan peng-hancuran ionik atau penghancuran koloidal. Jika partikel hasil abrasi dapat dilihat, namun ukurannya kurang dari 1/150 kali ukuran partikel asalnya, maka penghancurannya disebut atrisi. Jika partikel hasil abrasi masih cukup besar dan terbentuk akibat hilang-nya sudut-sudut partikel asal, maka proses penghancurannya disebut chipping. Jika proses penghancuran itu menghasilkan fragmen-fragmen yang ukurannya lebih kurang sama, maka proses itu disebut penyubanan.

Atrisi normal pada gravel menghasilkan material berukuran lanau atau lempung, bukan pasir. Chipping dan penyubanan jarang terjadi, kecuali di bawah aliran yang sangat cepat, dimana kondisi itu memicu terbentuknya spalls dan broken rounds. Bretz (1929) mengajak para ahli untuk memperhatikan berbagai broken rounds dari sejumlah gravel yang ada di scabland areas, Washington. Menurut Bretz (1929), persentase kerikil dan kerakal yang dahulu membundar dan sekarang ditemukan terpecah-pecah jauh melebihi jumlah pecahan gravel yang ditemukan dalam gosong-gosong di Sungai Columbia. Dengan demikian, dia menyimpulkan bahwa gravel scabland areas diangkut oleh banjir yang luar biasa besarnya. Sekuat apapun aliran “normal” dalam sungai masa kini, namun gravel yang diangkutnya tidak akan membentuk broken rounds, melainkan hanya akan menyebabkan pembundaran pada gravel itu. Meskipun atrisi normal jauh lebih sering terjadi dibanding penyubanan, namun hal itu tidak berarti bahwa penyubanan jarang terjadi. Sebagai buktinya, kita bisa menemukan broken rounds dalam kebanyakan gravel. Proporsi broken rounds dalam suatu gravel mungkin tidak hanya berkaitan dengan kekuatan aliran, namun mungkin juga dengan ketahanan partikel dan proses-proses pemecahan batuan pasca-pengendapan.

Kuenen (1956) mencoba untuk menganalisis proses abrasi. Dia mengenal adanya tujuh proses penurunan ukuran partikel: penyubanan, crushing, chipping, cracking, grinding, pelarutan, dan blasting. Cracking adalah proses yang bertanggungjawab terhadap pembentukan percussion marks berbentuk bulan sabit pada permukaan kerikil. Sand blasting adalah penghancuran yang disebabkan oleh pasir yang menumbuk suatu kerikil yang sedang diam.

Hingga dewasa ini belum ada penelitian lengkap atau menyeluruh terhadap efek-efek penurunan ukuran butir terhadap parameter-parameter besar butir. Hal itu antara lain terjadi karena proses itu berlangsung secara bersamaan dengan proses pe-milahan sehingga para ahli mendapatkan kesukaran untuk memisahkan efek-efek penurunan ukuran dari efek-efek pemilahan. Sebagaimana dikemukakan oleh Marshall (1927), di bawah kondisi tertentu, beberapa partikel dikenai oleh proses penurunan ukuran yang lebih cepat dibanding partikel lain. Hal itu banyak menimbulkan perubahan dalam komposisi “campuran” asli dalam abrasion mill. Jika produk abrasi yang berbutir halus dipengaruhi oleh efek-efek pemilahan, maka hasilnya adalah peningkatan besar butir rata-rata dari residu dan peningkatan pemilahan (penurunan simpangan baku).

Para ahli juga makin lama makin tertarik pada laju penurunan ukuran dan faktor-faktor yang mengontrolnya. Sebagian aspek laju abrasi dapat dipelajari dalam abrasion mill dan percobaan lain yang berkaitan dengannya, namun para ahli menemukan kesulitan untuk menerapkan hasil percobaan-percobaan tersebut pada situasi alami dimana penurunan ukuran hanya sebagian (mungkin sebagian kecil saja) yang berkaitan dengan penghancuran. Sebagian besar penurunan ukuran ke arah hilir dinisbah-kan pada pemilahan.

Penelitian-penelitian laboratorium yang terkontrol menawarkan ancangan lain untuk memecahkan masalah itu. Percobaan-percobaan itu pertama kali dilakukan oleh Daubrée (1879) yang memberikan sumbangan pemikiran penting mengenai hal itu. Walau demikian, penelitian eksperimental seperti itu memiliki beberapa kelemahan. Pertama, penelitian itu menyederhanakan permasalahan karena tidak seorang pun yang dapat memastikan bahwa kondisi-kondisi dalam abrasion mill mendekati (karena yang jelas tidak sama) kondisi-kondisi sungai atau pesisir. Hasil-hasil penelitian eksperimental dapat diekstrapolasikan hingga limit-limit tertentu: karena sebagian besar penelitian abrasion mill dilakukan pada fragmen berukuran kerikil, maka berbagai kesimpulan yang diambil daripadanya dapat menimbulkan galat ketika diterapkan pada pasir. Sejak penelitian pionir yang dilaku-kan oleh Daubrée (1879), tidak sedikit ahil mencoba melakukan penelitian sejenis terhadap penghancuran gravel, termasuk Wentworth (1919, 1931b), Marshall (1927), Schoklitsch (1933), Krumbein (1941b), Raleigh (1943, 1944) dan Potter (1955). Lihat gambar 3-14. Penelitian-penelitian itu dilakukan dengan memakai abrasion mill atau tumbling barrel. Penelitian-penelitian ter-akhir (Kuenen, 1955, 1956, 1964; Bradley dkk, 1972) menggunakan circular moat, sebuah alat yang diyakini lebih mendekati kondisi sungai alami.

Penelitian-penelitian eksperimental tersebut di atas memperlihatkan bahwa penurunan ukuran gravel oleh abrasi dan proses-proses lain yang berkaitan dengannya merupakan fungsi dari ukuran partikel, khuluk (ketahanan) partikel, khuluk dan “kehebatan” (rigor; violence) aksi abrasi, ukuran dan proporsi material yang mengalami abrasi, khuluk material dasar dimana gravel bergerak (apakah berupa pasir atau gravel), serta durasi proses abrasi atau jarak abrasi.

Efek besar butir jelas terlihat: gravel dengan cepat terabrasi dan membundar, sedangkan pasir sangat lambat terabrasi. Bahkan, untuk partikel kerikil sekalipun, prosentase material yang hilang untuk suatu jarak pengangkutan tertentu lebih banyak terjadi pada partikel yang ukurannya lebih besar (Kuenen, 1956). Hasil penelitian itu menjadi makin kompleks pada saat diguna-kan sebuah campuran yang terdiri dari beberapa kategori besar butir, bukan material yang hanya disusun oleh satu kategori besar butir. Dalam campuran, justru partikel halus yang lebih banyak mengalami penghancuran. Hal itu mungkin terjadi karena pengaruh gaya-gaya yang diberikan oleh partikel besar terhadap partikel kecil. Sebagaimana diakui oleh semua peneliti, ketahanan (durability) material memegang peranan penting. Secara umum, rijang, kuarsit, dan kuarsa urat merupakan material yang paling tahan terhadap penghancuran; batuan metamorf menempati posisi kedua, sedangkan batupasir dan batugamping merupakan material yang paling lemah terhadap penghancuran (Plumley, 1948; Kuenen, 1956). “Kehebatan” aksi penghancuran juga merupakan faktor penting. Laju penghilangan massa meningkat dengan makin hebatnya aksi penghancuran. Percobaan-percobaan yang dilakukan oleh Kuenen (1956) menunjukkan bahwa abrasi sebanding dengan pangkat dua kecepatan aliran. Masalah apakah ada atau tidak ada kecepatan kritis untuk mineral atau batuan tertentu, di atas kecepatan kritis mana chipping dan penyubanan lebih dominan dibanding tipe abrasi lain, sebagaimana dikemukakan oleh Krynine (1942), tidak diketahui. Sebagaimana diperlihatkan oleh Kuenen (1956), khuluk permukaan dasar sungai, di atas mana gravel diangkut, juga memegang peranan penting. Penghilangan massa akan relatif rendah jika material penyusun dasar sungai berupa pasir dan akan relatif tinggi, mungkin sekitar lima kali lipat, apabila material penyusun dasar sungai berupa gravel. Efek bentuk asal dari partikel tampaknya sangat kecil. Walau demikian diketahui bahwa laju penghilangan massa menjadi menurun sejalan dengan ber-tambahnya kebundaran partikel. Pengaruh agen geologi pada penghancuran gravel lebih rendah dibanding pengaruhnya terhadap penghancuran pasir. Penelitian-penelitian eksperimental yang dilakukan terhadap surf action masih sangat sedikit (Kuenen, 1964). Penghancuran gravel oleh surf action agaknya berlangsung cepat.

Semua penelitian eksperimental yang dilakukan selama ini menunjukkan bahwa laju penurunan besar butir mencapai nilai tertinggi pada tahap awal proses pengangkutan dan cenderung menurun secara eksponensial sejalan dengan bertambahnya waktu dan jarak angkut (Krumbein, 1941b; Schoklitsch, 1933).

Penelitian-penelitian eksperimental terhadap abrasi pasir antara lain dilakukan oleh Daubrée (1879), Anderson (1926), Thiel (1940), Kuenen (1959, 1960a, 1960b), serta Berthois & Portier (1957). Semua penelitian itu menunjukkan bahwa, apabila tidak terdapat partikel kasar, abrasi pasir berlangsung dengan laju yang jauh lebih rendah. Daubrée (1879), misalnya saja, menunjuk-kan bahwa partikel pasir hanya akan kehilangan massa sebanyak 0,01% per kilometer jarak angkut. Dengan menggunakan circular moat, bukan revolving mill, Kuenen (1958) menemukan fakta bahwa butiran kuarsa yang berdiameter sekitar 0,5 mm akan kehilangan sekitar 0,0001% material per kilometer jarak angkut. Hasil penelitiani itu mengimplikasikan bahwa pengangkut-an sejauh 10.000 km tidak akan menghasilkan pembundaran yang berarti pada partikel kuarsa dengan ukuran sebesar itu. Karena sungai pada umumnya memiliki panjang sekitar 1000 km, bahkan kurang dari itu, maka 10 siklus abrasi mekanis oleh sungai hanya akan menyebabkan penghilangan massa kurang dari 1%. Penelitian lain, dengan memakai abrasion mill (Berthois & Portier, 1957; Thiel, 1940) menunjukkan penghilangan massa yang lebih besar dari itu, namun hasil penelitian itu tetap menunjukkan bahwa penurunan ukuran yang berarti pada pasir kuarsa tidak dapat dicapai oleh aksi sungai. Untuk mengubah suatu partikel pasir berbentuk kubus dengan panjang sisi 1 mm agar sudut-sudutnya berubah sedemikian rupa sehingga kubus itu berubah menjadi bola dengan diameter 1 mm diperlukan penghilangan massa sebanyak 47,5%. Padahal, penghilangan terbanyak sekalipun yang pernah dilaporkan selama ini tidak menyebabkan terjadinya penurunan besar butir dan perubahan bentuk yang berarti; paling-paling hanya menyebabkan sedikit perubahan kedua sifat itu. Foto-foto partikel kuarsa berukuran pasir yang disajikan oleh Thiel (1940), sebelum dan setelah mengalami abrasi yang setara dengan pengangkutan sejauh 5000 mil (sekitar 8333 km), mendukung kesimpulan tersebut. Foto-foto partikel kuarsa berukuran pasir yang disajikan oleh Kuenen (1958), sebelum dan setelah mengalami abrasi sejauh 248 km, juga praktis tidak memperlihatkan perubahan apa-apa. Efek-efek yang ditimbulkan oleh pengangkutan angin tampaknya beberapa kali lebih kuat dibanding efek-efek pengangkutan air (Kuenen, 1960b). Fakta itu mendorong Kuenen untuk berpendapat bahwa pembundaran partikel pasir harus dinisbahkan pada aksi angin. Partikel yang diameternya lebih kecil dari 0,05 mm sama sekali tidak terabrasi.

Setelah memperhatikan hasil berbagai penelitian eksperimental di atas, ada satu pertanyaan yang perlu dijawab: Apa peran-an abrasi alami dalam mengurangi atau mengubah ukuran individu-individu partikel atau dalam mengubah distribusi besar butir suatu populasi partikel? Jelas bahwa proses itu menyebabkan terjadinya perubahan bentuk, kebundaran, dan tekstur permuka-an partikel (efek-efek pengangkutan terhadap perubahan sifat-sifat tersebut akan dibahas pada sub bab 3.2). Walau demikian, penurunan ukuran yang berarti ke arah hilir sebagaimana yang teramati pada banyak sungai kemungkinan besar hanya sedikit dipengaruhi oleh abrasi. Penurunan ukuran itu sangat dipengaruhi oleh penurunan gradien dan kompetensi sungai ke arah hilir (lihat Bab 14). Pada lingkungan-lingkungan alami, partikel kuarsa agaknya tidak atau hanya sedikit mengalami penurunan ukuran akibat abrasi. Pendeknya, distribusi besar butir merupakan produk aksi hidrolik, bukan produk abrasi, dan secara umum distribusi besar butir suatu endapan merupakan warisan dari disintegrasi batuan dan bukan merupakan produk agen atau proses pengangkutan.

3.1.5.3 Besar Butir dan Proses-Proses Pengendapan

Gagasan yang menyatakan bahwa sebagian besar distribusi frekuensi besar butir merupakan campuran dari dua atau tiga populasi besar butir yang berkaitan dengan modus pengangkutan sedimen dan bahwa penafsiran kurva distribusi besar butir merupakan sebuah masalah dalam mengenal dan mengaitkan subpopulasi-subpopulasi itu dengan proses-proses hidrodinamika tertentu makin lama makin mendapatkan dukungan (gambar 3-15).

Ancangan ini pertama-tama diterapkan pada endapan sungai yang berbutir kasar. Khuluk bimodus terutama sering ditemu-kan dalam endapan tersebut. Pasir, di lain pihak, cenderung unimodus. Diantara beratus-ratus karya tulis yang menyajikan hasil analisis gravel sungai di California, misalnya saja, 92% diantaranya memiliki lebih dari satu modus (Conkling dkk, 1934). Sedangkan untuk kasus endapan pasir, hanya 42% saja yang memiliki modus lebih dari satu. Secara umum, gravel yang memiliki modus lebih dari satu memiliki kelas modus pada salah satu kelas gravel, sedangkan modus sekunder berada pada kelas pasir. Modus sekunder itu 4 atau 5 kelas lebih kecil daripada kelas modus utama. Dengan demikian, partikel-partikel penyusun utama endapan itu 16 hingga 32 kali lebih besar dibanding partikel sekunder. Gravel aluvial lain juga memperlihatkan sifat bimodus. Krumbein (1940, 1942a) menemukan bahwa 85% gravel endapan banjir di San Gabriel dan Arroyo Seco bersifat bimodus. Dua puluh diantara 23 sampel gravel teras Black Hills juga bersifat bimodus (Plumley, 1948).

Semua data tersebut di atas digunakan sebagai dasar pemikiran adanya dua populasi yang berkorespondensi dengan dua modus pengangkutan partikel. Udden (1914) menyatakan bahwa, “… medium pengangkut… cenderung mengangkut dan meng-endapkan dua kategori besar butir, bukan satu kategori besar butir. Endapan utama yang dihasilkannya akan mengandung partikel-partikel kasar yang jumlahnya lebih sedikit dibanding kelas modus.” Dia mengasumsikan bahwa kelas modus akan terletak pada kelas partikel yang relatif halus, sedangkan kelas modus sekunder akan terletak pada kelas gravel. Sebenarnya, justru yang sebaliknya lah yang sering ditemukan.

Fraser (1935) berpendapat bahwa pengendapan kerakal dan pasir halus secara simultan tidak mungkin terjadi dan dia menjelaskan bahwa kecepatan arus yang mengangkut kerakal berukuran 25 cm harus menurun sebanyak 60% sebelum mampu mengendapkan partikel berukuran 1 mm. Perubahan kecepatan aliran yang drastis seperti itu kemungkinan besar tidak akan terjadi dan Fraser (1935) berkeyakinan bahwa pada satu titik waktu, sungai hanya mengendapkan partikel-partikel dengan kisaran ukuran yang terbatas dan bahwa material relatif halus yang ditemukan dalam gravel sebenarnya terbentuk kemudian melalui infiltrasi. Pendapat seperti itu juga dikemukakan oleh Dal Cin (1967), berdasarkan hasil penelitiannya terhadap gravel di Sungai Piave, Itali. Plumley (1948) juga menafsirkan material halus, yang merupakan modus sekunder dalam banyak gravel, sebagai material yang terjebak dan mengisi ruang kosong diantara partikel-partikel besar. Untuk mendukung pendapatnya itu, Plumley (1948) menyatakan bahwa jika diasumsikan bahwa ada dua fraksi besar butir dalam suatu endapan—dimana fraksi halus cukup kecil sedemikian rupa sehingga dapat menempati ruang yang terletak diantara fraksi kasar—maka fraksi halus itu akan menempati sekitar 22–32% berat dari keseluruhan endapan, tergantung pada keketatan pembandelaannya. Karena gravel alami rata-rata mengandung 20% modus sekunder dan besar butir yang berkaitan dengannya, agaknya fraksi itu memang terjebak diantara partikel-partikel kasar. Meskipun terdapat perbedaan antara bentuk gravel alami dengan partikel ideal yang berbentuk bola, meskipun dalam suatu gravel sering terdapat dua fraksi besar butir yang ukurannya jauh berbeda, dan meskipun pembandelaan endapan alami tidak memperlihatkan keteraturan geometris sempurna, namun hasil-hasil pengamatan selama ini memperlihatkan banyak kesesuaian dengan hasil-hasil kajian teoritis.

Sudah barang tentu distribusi bimodus dapat muncul akibat prosedur pengambilan sampel dimana material yang dikumpul-kan berasal dari dua lapisan yang berbeda, masing-masing dengan populasinya sendiri-sendiri (Bagnold, 1941). Namun banyak dsitribusi bimodus memang bukan merupakan artefak teknik pengambilan sampel sebagaimana distribusi besar butir yang diperlihatkan oleh sampel-sampel yang berasal dari satu lapisan. Kedua populasi itu tampak diendapkan pada episode peng-endapan yang sama.

Distribusi bimodus hanya merupakan sebuah kasus khusus dari pencampuran dua populasi, dimana pada kasus itu kedua populasi besar butir itu terpisahkan cukup jauh sedemikian rupa sehingga distribusi keseluruhan tampak bimodus. Apabila kelas-kelas besar butir dengan frekuensi yang relatif tinggi itu tidak berjauhan, maka populasi keseluruhan akan tampak unimodus. Walau demikian, populasi komposit akan tampak menceng dan distribusi frekuensi besar butir itu akan berbeda dengan log normal. Peningkatan kesadaran bahwa banyak distribusi besar butir merupakan komposit dari dua atau tiga populasi telah mendorong sebagian ahli untuk mengaitkan subpopulasi-subpopulasi itu pada modus pengangkutan sedimen yang berbeda-beda.

Doeglas (1946) dan Harris (1958a, 1958b) mencoba mengaitkan sifat itu dengan kondisi-kondisi pengangkutan yang ber-beda. Kemajuan besar dalam hal ini terjadi dengan diterbitkannya karya-karya tulis Moss (1962, 1963, 1972). Moss melihat adanya tiga subpopulasi yang berkaitan dengan proses sedimentasi yang berbeda-beda. Populasi-populasi itu dapat diketahui dari kurva distribusi besar butir. Bagian utama dari distribusi besar butir terletak antara persentil 20 dan 80. Populasi itu merupakan beban saltasi utama. “Ekor” kasar dari distribusi besar butir merupakan beban traksi, sedangkan “ekor” halus merupakan material suspensi yang terjebak pada ruang diantara rangka utama endapan tersebut. Sebagaimana dikemukakan oleh Moss (1962), dalam sejumlah endapan sungai yang berbutir kasar, beban traksi menjadi bagian utama dari endapan itu. Endapan-endapan itu merupakan endapan bimodus yang telah dijelaskan di atas.

Penelitian utama pada beberapa tahun terakhir, yang mengaitkan populasi-populasi distribusi besar butir dengan hidro-dinamika, adalah penelitian yang dilakukan oleh Visher (1969). Dia mengasumsikan bahwa kurva distribusi besar butir dari semua sedimen klastika merupakan komposit dari tiga populasi dasar—populasi yang diangkut dengan cara traksi, saltasi, dan suspensi—dan setiap populasi itu memiliki distribusi log normal sehingga akan tampak sebagai sebuah garis lurus dalam skala probabilitas (dengan menggunakan log diameter atau notasi phi). Lihat gambar 3-15. Hubungan seperti itu diperlihatkan oleh lebih dari 2000 hasil analisis besar butir yang dilakukan pada endapan yang berasal dari lingkungan yang berbeda-beda.

Apa hubungan antara bentuk partikel dan kurva distribusi besar butir—kelimpahan relatif dan karakter komponen-komponen-nya—dengan lingkungan pengendapan yang ditentukan keberadaannya berdasarkan aspek-aspek morfologi? Visher ber-keyakinan bahwa karakter individu kurva distribusi besar butir memberikan dasar untuk mengenal lingkungan, namun dia juga menyatakan bahwa “setiap usaha untuk mendefinisikan secara cermat limit-limit segmen garis yang miring, titik-titik infleksi, dan persentase ketiga populasi dasar untuk setiap lingkungan pengendapan tidak mungkin dapat dilakukan.”

Hingga disini dapat disimpulkan bahwa beberapa ancangan untuk mencari arti dari kurva distribusi besar butir sedimen klastika memiliki kesahihan tersendiri. Faktor-faktor hidrodinamika hingga tingkat tertentu dapat dihubungkan dengan lingkungan geomorfologi. Suatu proses tertentu mungkin bekerja dominan pada suatu lingkungan, namun mungkin hanya berperan sekunder pada lingkungan lain.

3.1.6 Distribusi Besar Butir dan Analisis Lingkungan

Udden berkeyakinan bahwa komposisi besar butir suatu sedimen klastika dikontrol oleh kondisi hidrodinamika yang ada sewaktu sedimen itu diendapkan. Karena itu, jika sedimen purba diendapkan di bawah kondisi yang lebih kurang sama dengan kondisi pengendapan masa kini, maka pemelajaran sedimen modern akan akan mampu mengungkapkan karakter besar butir setiap tipe sedimen, dimana karakter itu selanjutnya dapat digunakan untuk mengungkapkan asal-usul endapan purba. Karena itu pula, Udden melakukan banyak “analisis mekanik”, khususnya endapan angin, dan menerbitkan pada 1914 lebih dari 350 hasil analisis mekanik bersama-sama dengan sebuah ikhtisar mengenai “hukum-hukum” yang menurut dia mengatur komposisi sedimen klastika. Wentworth (1931a) menerbitkan lebih dari 800 hasil analisis mekanik dalam bentuk grafik untuk memperluas hasil penelitian Udden. Pengamatan terhadap pola grafik yang disajikan dalam berbagai histogram yang dibuat oleh Wentworth menunjukkan bahwa pola yang berasal dari lingkungan yang berbeda juga berbeda-beda. Glacial till dan pasir gisik, misalnya saja, sangat jauh berbeda. Di lain pihak, beberapa sedimen yang diendapkan pada lingkungan pengendapan yang berbeda memperlihatkan komposisi mekanik yang mirip satu sama lain, misalnya pasir gisik dan pasir gumuk.

Ketidakmampuan untuk memisahkan lingkungan atau agen pengendapan berdasarkan pola grafik distribusi besar butir tidak menyurutkan hasrat para ahli untuk mencari sifat-sifat distribusi besar butir yang lebih samar. Keller (1945) memakai nisbah kuantitas dua kelas proksimal terhadap kelas modus—apa yang dia sebut sebagai nisbah F : C—untuk membedakan pasir endapan angin dengan pasir gisik. Nisbah yang diajukannya merupakan nilai taksiran dari kemencengan. Sejak itu, usaha-usaha yang lebih canggih dan menggunakan satu atau beberapa parameter besar butir dilakukan untuk membedakan pasir sungai, gisik, dan gumuk. Friedman (1961, 1962, 1967) mencoba untuk membedakan pasir gisik dan pasir gumuk dengan memakai plot kemencengan terhadap mean dan untuk membedakan pasir sungai dengan pasir gisik dengan memakai plot kemencengan terhadap simpangan baku (gambar 3-16). Penelitian yang dilakukan oleh Moiola & Weiser (1968), dengan memakai ancangan yang mirip, mendukung gagasan yang dikemukakan oleh Friedman. Ahli lain juga menggunakan diagram tebar (scatter diagram) yang melibatkan dua variabel. Passega (1957, 1964), misalnya saja, merajahkan persentil 1, C (pada dasarnya ukuran paling kasar), terhadap besar butir rata-rata, M. Demikian pula dengan apa yang dilakukan oleh Bull (1962). Diasumsikan bahwa pola CM tertentu mengindikasikan proses atau agen pengendapan tertentu. Passega (1957, 1964), misalnya saja, mampu memisahkan aksi arus turbid dengan aksi arus biasa.

Pemakaian parameter-parameter besar butir dalam berbagai kombinasi sebagai indikator lingkungan juga pernah dicobakan oleh Mason & Folk (1958), Gees (1965), Schlee dkk (1965), Kolduk (1968), Doeglas (1968), Solohub & Klovan (1970), serta Buller & McManus (1972). Tidak semua penulis itu berhasil memisahkan lingkungan-lingkungan pengendapan pasir dengan ancangan tersebut. Bahkan, pada beberapa kasus, ancangan itu tidak memberikan hasil apa-apa. Pada kasus lain, terjadi pertumpang-tindihan pada diagram tebar. Karena itu, hasil-hasil yang diperoleh menjadi taksa.

Metoda lain yang lebih canggih lagi menggunakan lebih dari dua variabel sekaligus. Teknik itu adalah analisis diskriminan (discriminant analysis) yang dikembangkan oleh Sahu (1964a, 1964b). Klovan (1966) memakai analisis faktor (factor analysis) pada sedimen Barataria Bay, Louisiana, untuk mengisolasi faktor-faktor yang berkaitan dengan proses-proses yang mengontrol pengendapan sedimen di tempat itu: surf, arus dasar, dan pengendapan air tenang.

Pendeknya, dapat dikatakan bahwa usaha-usaha untuk mengaitkan distribusi besar butir suatu sedimen dengan lingkungan pengendapannya hanya berhasil secara terbatas. Agaknya hasil-hasil negatif muncul dari premis bahwa kurva distribusi besar butir dikontrol oleh faktor-faktor hidrodinamika dan bahwa setiap lingkungan dicirikan oleh rezim hidrodinamika yang khas. Tidak satupun diantara kedua premis itu yang sahih. Efek provenansi (maksudnya, karakter besar butir sedimen yang masuk ke dalam lingkungan pengendapan) belum diperhitungkan sewajarnya. Selain itu, proses-proses hidrodinamika yang sama dapat bekerja pada lebih dari satu lingkungan pengendapan. Dengan kata lain, lingkungan hidrodinamika dan lingkungan pengendapan seperti yang biasa didefinisikan berdasarkan geomorfologi mungkin tidak tepat sama (Solohub & Klovan, 1970).

Terakhir, kita dapat mengambil kesimpulan-kesimpulan berikut:

1. Berbagai pengukuran (misalnya berat dan volume) dapat dilakukan terhadap individu-individu partikel atau pada agregat partikel. Pengukuran itu dapat dilakukan dengan banyak cara, misalnya dengan pengayakan, elutriasi, dan penyerapan gas. Hasil-hasil pengukuran itu kemudian dikonversikan menjadi “diameter” partikel berdasarkan asumsi-asumsi tertentu. Banyak diantara asumsi-asumsi itu hanya merupakan suatu pendekatan yang tidak terlalu dekat.

2. Distribusi besar butir yang diketahui dari hasil pengukuran itu dinyatakan dalam prosentase jumlah partikel atau prosentase berat partikel yang ada dalam setiap kelas besar butir. Kurva distribusi besar butir, baik yang didasarkan pada prosentase berat maupun prosentase jumlah partikel, memiliki bentuk yang beragam.

3. Prosedur-prosedur analitik baku dapat diterapkan dengan baik pada sedimen yang tidak terkonsolidasi, terutama sedimen masa kini. Namun, prosedur-prosedur itu tidak dapat diterapkan pada sedimen purba yang kompak. Karena itu, prosedur-prosedur tersebut memiliki manfaat yang terbatas. Demikian pula, berbagai kesimpulan yang diperoleh dari hasil penerapan prosedur-prosedur itu pada sedimen masa kini juga memiliki penerapan yang terbatas, misalnya dalam membedakan beberapa lingkungan pengendapan berdasarkan parameter-parameter tekstur.

4. Faktor pembatas lain yang lebih serius adalah alterasi diagenetik. Alterasi diagenetik dapat menyebabkan berubahnya distribusi besar butir asli. Alterasi itu muncul akibat peletisasi oleh organisme, degradasi unsur-unsur rangka batuan yang berukuran besar, rekristalisasi, dan proses lain. Karena itu, kita perlu melaksanakan berbagai prosedur analitik seperti disagregasi dan dispersi sebelum melakukan analisis sedimentasi. Distribusi besar butir serpih paling rentan terhadap perubahan diagenetik dan teknik analisis yang digunakan. Karena itu, sebagian besar analisis besar butir dilakukan pada batupasir yang tidak terlalu rentan terhadap perubahan-perubahan seperti itu.

5. Masih perlu dipertanyakan lagi apakah distribusi besar butir memang indikatif untuk agen dan/atau lingkungan tertentu atau tidak. Selain itu, kalaupun distribusi besar butir memang merupakan indikator agen dan/atau lingkungan pengendapan, namun analisis besar butir mungkin tetap tidak dapat diterapkan pada batuan purba yang telah terlitifikasi dengan baik.

6. Pendeknya, meskipun literatur mengenai disrtibusi besar butir sedimen klastika demikian banyak dan tidak sedikit usaha telah dilakukan para ahli untuk mendefinisikan besar butir, mengukurnya, dan menghitung parameter-parameter distribusi besar butir, namun input akhir yang diberikannya dalam pemecahan masalah-masalah geologi sangat mengecewakan dan tidak sesuai dengan begitu banyaknya usaha yang telah dilakukan selama ini.

7. Walau demikian, masih ada aspek besar butir yang bermanfaat. Aspek itu bahkan dapat diketahui dari batuan yang telah terlitifikasi. Aspek yang dimaksud adalah ukuran dan penyebaran ukuran kerikil terbesar yang ada dalam konglomerat, jenis fenoklas (phenoclast, yakni fragmen luar yang mengindikasikan bahwa fragmen itu telah diangkut jauh dari sumbernya), dan unsur-unsur rangka yang, meskipun bukan sekedar sifat besar butir, namun memiliki kebenaan geologi yang penting. Kita juga dapat melakukan penelitian terhadap bentuk, kebundaran, tekstur permukaan, dan komposisi.

3.2 BENTUK DAN KEBUNDARAN

Bentuk (shape) dan kebundaran (roundness) pasir dan gravel sejak lama digunakan untuk mengungkapkan sejarah endapan dimana partikel itu berada. Bentuk khas dari kerikil yang terbentuk oleh aksi es dan angin telah lama diketahui. Efek agen-agen lain tidak terlalu jelas dan menjadi bahan perdebatan hangat. Apakah kerikil gisik lebih pipih dibanding kerikil sungai? Apakah angin menyebabkan pembundaran partikel pasir lebih efektif dibanding air? Berapa limit besar butir minimal, jika ada, yang bentuknya dapat dipengaruhi oleh aliran air? Apakah partikel kuarsa dapat mengalami pembundaran yang efektif dalam satu daur sedimentasi? Pertanyaan-pertanyaan seperti itu masih belum mendapatkan jawaban konklusif. Padahal, jawaban konklusif itu akan membantu kita dalam menafsirkan sejarah geologi suatu sedimen.

3.2.1 Bentuk

Bentuk sebuah benda dapat digolongkan dengan banyak cara. Para ahli geometri telah mendefinisikan bentuk-bentuk reguler seperti kubus, prisma, bola, silinder, dan kerucut. Demikian pula, para ahli kristalografi telah mendefinisikan berbagai bentuk kristal. Tidak satupun diantara kedua sistem klasifikasi itu sesuai untuk diterapkan pada partikel sedimen. Bentuk partikel sedimen paling banter hanya mendekati bentuk geometris. Istilah-istilah yang digunakan untuk menyatakan kemiripan suatu partikel sedimen dengan benda geometris—misalnya prismoid, bipiramid (bipyramidal), piramid (pyramidal), membaji (wedge-shape), atau tabuler-sejajar (parallel-tabular)—memang dapat dipakai (Wentworth, 1936a). Namun, penggolongan seperti itu tidak saja kualitatif sifatnya, namun juga tidak memiliki kaitan dengan sifat dinamis benda-benda itu selama terangkut. Karena itu, kita memerlukan adanya suatu indeks bentuk yang memungkinkan dilakukannya analisis matematis atau analisis grafis sedemikian rupa sehingga kita akan dapat merekonstruksikan kurva frekuensi distribusi bentuk partikel.

Bentuk-bentuk tertentu tidak dapat dinyatakan dengan bilangan sederhana. Sebagai contoh, kristal euhedra dari beberapa mineral berat dan bentuk kurvatur khas dari fragmen gelas vulkanik sukar untuk dinyatakan secara numerik. Bentuk khas dari wind-faceted stone—seperti einkanter dan dreikanter (Bryan, 1931; Whitney & Dietrich, 1973)—broken rounds (Bretz, 1929), serta flat-iron form dari glacial cobble (Von Engelen, 1930) tidak dapat direduksi ke dalam satu angka tunggal. Walau demikian, untuk alasan yang telah dikemukakan di atas, suatu indeks numerik atau indeks kuantitatif sangat bermanfaat apabila digunakan dalam analisis bentuk partikel dan banyak usaha telah dilakukan oleh para ahli untuk menemukan indeks seperti itu.

Salah satu ancangan yang digunakan adalah memilih suatu rujukan baku. Rujukan yang biasa digunakan adalah sebuah bola. Bola dipilih sebagai rujukan karena: (1) bola merupakan bentuk akhir yang akan dicapai oleh banyak fragmen batuan dan mineral yang terabrasi pada jangka panjang; dan (2) bola memiliki beberapa sifat unik. Diantara semua bentuk geometris yang volumenya sama, bola memiliki luas permukaan yang paling kecil. Karena itu, dibanding benda-benda lain yang volume dan densitasnya sama, bola memiliki settling velocity tertinggi ketika mengendap melalui suatu fluida (Krumbein, 1942b). Lihat gambar 3-17. Karena itu pula, di bawah kondisi pengangkutan suspensional, partikel yang membundar cenderung untuk terpisah dari partikel lain yang tidak berbentuk bola, meskipun densitas dan volumenya sama.

Idealnya, kebolaan (sphericity) suatu partikel didefinisikan sebagai s/S, dimana s adalah luas permukaan suatu bola yang volumenya sama dengan partikel, sedangkan S adalah luas permukaan aktual dari partikel itu. Untuk partikel berbentuk bola, maka s/S akan berharga 1,0. Partikel lain yang tidak berbentuk bola akan memiliki nilai s/S yang lebih kecil dari 1,0. Karena kita akan menemukan kesukaran untuk menentukan luas permukaan partikel sedimen yang pada umumnya berukuran kecil dan tidak beraturan, maka nilai kebolaan suatu partikel dapat didekati dari nilai dn/Ds, dimana dn adalah diameter sebuah bola yang volumenya sama dengan partikel, sedangkan Ds adalah diameter suatu bola imajiner yang dapat melingkupi partikel itu (umumnya merupakan nilai diameter terpanjang dari partikel itu) (Wadell, 1935).

Dalam suatu sampel pasir atau gravel, setiap partikel akan memiliki nilai kebolaan tersendiri. Walau demikian, sebagian partikel itu akan berbentuk seperti cakram (salah satu sumbunya pendek, sedangkan dua sumbu yang lain lebih kurang sama). Partikel lain mungkin berbentuk seperti batang (salah satu sumbunya panjang, sedangkan dua sumbu yang lain lebih kurang sama). Kedua bentuk itu akan memiliki nilai kebolaan yang rendah. Namun, indeks kebolaan seperti yang telah dijelaskan di atas tidak mampu membedakan kedua bentuk tersebut. Padahal, pembedaan antara kedua bentuk itu sangat penting artinya dalam penelitian tertentu, misalnya saja penelitian kemas gravel.

Hal itulah yang kemudian mendorong sejumlah ahli untuk mengajukan indeks kebolaan lain. Semua indeks itu melibatkan pendefinisian dan pengukuran beberapa “diameter” partikel dan pemilihan satu atau lebih nisbah untuk mengungkapkan bentuk. Zingg (1935) menggunakan nisbah b/a dan c/b (dimana a, b, dan c berturut-turut panjang, lebar, dan tebal partikel) untuk mendefinisikan empat kategori bentuk (gambar 3-18 dan tabel 3-8). Kategori-kategori itu—oblate, prolate, triaxial, dan equi-axial—dan hubungannya dengan indeks kebolaan Wadell diperlihatkan pada gambar 3-19.

Sebagian ahli juga mengusulkan ukuran lain, misalnya kepipihan (flatness) dan kepanjangan (elongation). Sebagian besar ukuran itu dikaji ulang oleh Konzewitsch (1961), Köster (1964), Flemming (1965), Humbert (1968), dan Carver (1971). Sneed & Folk (1958) mengusulkan suatu ancangan yang merupakan hasil penyempurnaan dari ancangan Zingg-Wadell dan mendefinisi-kan indeks proyeksi kebolaan maksimum (maximum projection sphericity index) (c2a–1b–2)1/3 yang mereka lihat berkorelasi lebih baik dengan settling velocity dibanding kebolaan operasional yang dikemukakan oleh Wadell.

Kesulitan-kesulitan praktis muncul pada semua metoda pengukuran dan pengungkapan hasil-hasil pengukuran itu. Semua metoda tersebut di atas melibatkan pengukuran yang hanya dapat dilakukan pada kerikil yang bebas matriks dan sukar atau tidak mungkin diterapkan pada pasir atau pada gravel dan pasir yang telah terlifitikasi. Walau demikian, kita tetap perlu mem-pelajari proses-proses menyebabkan munculnya bentuk partikel serta arti geologinya.

Apa yang dapat kita katakan mengenai kebenaan geologi dari bentuk partikel pasir atau gravel? Partikel kuarsa yang ada dalam suatu endapan pasir memiliki bentuk yang beragam. Pada umumnya partikel itu cenderung membundar. Walau demikian, dalam pasir yang paling matang sekalipun, partikel kuarsa terlihat agak memanjang, dimana nisbah sumbu panjang terhadap sumbu pendek berkisar mulai dari 1,0 hingga 2,5, dengan nilai rata-rata mendekati 1,5. Wayland (1939) menunjukkan adanya kecenderungan pemanjangan kuarsa detritus pada arah sumbu-c. Hal itu dinisbahkannya pada abrasi yang tidak seragam dan pada perbedaaan kekerasan pada arah kristalografi yang berbeda-beda. Walau demikian, Ingerson & Ramisch (1942) melihat bahwa partikel kuarsa yang berasal dari batuan beku dan batuan metamorf, bahkan granit, cenderung memanjang pada arah yang sejajar dengan sumbu-c (gambar 3-20). Dengan demikian, pemanjangan partikel kuarsa itu terutama ditentukan oleh bentuk asalnya. Bloss (1957) dan Moss (1966) memperlihatkan secara eksperimental bahwa kuarsa memiliki belahan prismatik dan belahan rhombohedra yang lemah sehingga partikel yang terbentuk akibat pemecahan kuarsa cenderung untuk memanjang pada arah yang sejajar dengan sumbu-c atau membentuk sudut dengan sumbu-c. Hal senada dikemukakan pula oleh Turnau-Morawska (1955). Dengan demikian, bentuk kuarsa detritus terutama dapat dinisbahkan pada bidang pertumbuhan atau pecahan asal. Diasumsikan bahwa kuarsa dari batuan metamorf memiliki bentuk asal yang lebih memanjang dibanding kuarsa yang berasal dari batuan beku (Krynine, 1946) dan bahwa perbedaan itu memungkinkan setiap orang untuk membedakan kuarsa yang berasal dari kedua batuan sumber itu (Bokman, 1952). Penelitian-penelitian yang dilakukan kemudian (Blatt & Christie, 1963) tidak mendukung asumsi itu.

Secara umum diyakini pula bahwa bentuk kerikil terutama ditentukan oleh bentuk asal partikel itu. Dalam beberapa kasus, bentuk asal partikel itu sendiri dikontrol oleh struktur batuan asalnya. Walau demikian, tidak diragukan lagi bahwa beberapa agen geologi menyebabkan terubahnya bentuk kerikil dan meninggalkan jejaknya dalam partikel itu seperti pada kasus eolian sandblast. Apakah kesimpulan di atas dapat diterapkan pada gravel gisik dimana, menurut beberapa peneliti, swash cenderung menghasilkan kerikil yang lebih pipih dibanding aksi sungai? Pendapat terakhir ini didukung oleh hasil-hasil penelitian Landon (1930), Cailleux (1945), Lenk-Chevitch (1959), serta Dobkins & Folk (1970). Walau demikian, pendapat itu ditentang oleh Gregory (1915), Wentworth (1922b), Kuenen (1964), dan Grogan (1945). Lihat gambar 3-21 dan 3-22. Berdasarkan hasil-hasil penelitian eksperimental dan lapangan, banyak ahli berpendapat bahwa penghancuran mekanis pada gisik tidak banyak mem-pengaruhi kepipihan gravel (Kuenen, 1964). Walau demikian, sebagaimana dikemukakan sendiri oleh Landon (1930), mungkin saja gravel terpilah sedemikian rupa sehingga gravel pipih cenderung untuk terakumulasi pada gisik. Hingga tingkat tertentu pendapat itu didukung oleh hasil-hasil penelitian Humbert (1968) yang menemukan bahwa kerikil pipih bermigrasi downbeach, sedangkan partikel yang lebih membundar tertinggal di belakang. Hal itu tidak mengandung pengertian bahwa kebolaan tidak terubah oleh abrasi. Namun, sebagian besar hasil penelitian yang diterbitkan selama ini—seperti karya Russell & Taylor (1937a), Plumley (1948), Sneed & Folk (1958), Humbert (1968), Unrug (1957), dan Dal Cin (1967)—menunjukkan bahwa pengubahan bentuk itu relatif kecil dan fakta yang memperlihatkan seolah-olah terjadi perubahan bentuk ke arah hilir mungkin disebabkan oleh pemilahan bentuk, bukan akibat perubahan bentuk. Walau demikian, Dobkins & Folk (1970), yang mempelajari dan meng-ukur kebolaan dan kebundaran sejumlah besar kerikl yang ada di sungai-sungai dan pantai Tahiti, menemukan fakta bahwa kerikil gisik memiliki kebundaran yang lebih tinggi, memiliki kebolaan yang lebih rendah, dan jelas lebih oblate dibanding kerikil sungai, meskipun material yang diangkut oleh arus pantai dan arus sungai itu memiliki komposisi yang sama.

Kesimpulan-kesimpulan di atas menunjukkan bahwa bentuk mungkin merupakan salah satu faktor penting dalam proses sedimentasi dan dalam menentukan tanggapan partikel terhadap aliran. Krumbein (1942b) serta Sneed & Folk (1958) menemu-kan adanya korelasi yang baik antara indeks kebolaan atau indeks bentuk dengan settling velocity (gambar 3-17). Berbagai penelitian eksperimental oleh Briggs dkk (1962) menunjukkan bahwa kebolaan memegang peranan yang sama pentingnya dengan berat jenis dalam mempengaruhi settling velocity berbagai spesies mineral berat. Selain itu, tanggapan yang diberikan oleh partikel pasir atau gravel terhadap aliran sangat dipengaruh oleh bentuk partikel itu. Menurut definisinya, partikel ekuidimensional tidak memiliki pengarahan; partikel berbentuk cakram pipih diasumsikan memiliki imbrikasi yang jelas; partikel memanjang memberikan tanggapan yang lain lagi (lihat bagian 3.4.5).

3.2.2 Kebundaran

Kebundaran berkaitan dengan ketajaman tepi atau sudut suatu fragmen klastika; kebundaran tidak berkaitan dengan kebola-an. Beberapa bentuk geometris yang sudut-sudutnya 90o—kubus, prisma, balok, dsb (gambar 3-18)—memiliki sudut-sudut yang tajam sehingga jari-jari kurvaturnya berharga nol. Walau demikian, kita tahu bahwa bentuk benda-benda itu berbeda sama sekali. Istilah kebundaran digunakan secara keliru dalam literatur sebagai sinonim dari bentuk (Russell & Taylor, 1937a). Per-bedaan antara kedua istilah itu sangat mendasar dan hendaknya dicamkan dengan baik dan benar. Kebundaran pertama kali di-definisikan dengan jelas oleh Wentworth (1919) sebagai ri/R, dimana ri adalah jari-jari kurvatur tepi partikel yang paling runcing, sedangkan R adalah setengah diameter terpanjang dari partikel. Wadell (1932) mendefinisikan kebundaran sebagai nisbah radius rata-rata dari kurvatur beberapa tepi partikel terhadap radius kurvatur maksimum yang dapat ditutupi oleh partikel. Karena definisi-definisi itu sukar diterapkan, akan lebih mudah untuk bekerja dengan gambar dua dimensi, yakni penampang melintang atau proyeksi partikel, bukan partikel itu sendiri yang merupakan benda tiga dimensi. Pada kasus itu, kebundaran didefinisikan sebagai radius rata-rata kurvatur sudut-sudut penampang melintang partikel dibagi dengan lingkaran terbesar yang dapat diletakkan dalam penampang partikel itu (gambar 3-23). Definisi yang disebut terakhir ini dapat dinyakan dengan persamaan:

clip_image002

dimana: ri adalah individu-individu radius lingkaran yang sisinya berimpit dengan sudut partikel.

R adalah jari-jari lingkaran maksimum yang dapat ditutupi oleh partikel.

N adalah jumlah lingkaran yang sisinya berimpit dengan sudut partikel.

Dengan definisi seperti itu, sebuah bola akan memiliki kebundaran 1,0. Selain itu, sebagaimana telah dikemukakan di atas, bola juga akan memiliki kebolaan 1,0. Benda lain yang tidak berbentuk bola juga dapat memiliki kebundaran 1,0, misalnya saja benda berbentuk kapsul yang pada hakekatnya merupakan sebuah silinder yang ujung-ujungnya berupa setengah bola. Berbagai bentuk modifikasi dari definisi kebundaran yang telah disebutkan di atas diajukan oleh peneliti lain. Masalah itu telah dikaji ulang oleh Köster (1964), Humbert (1968), dan Pryor (1971).

Seperti telah dikemukakan di atas, istilah kebundaran selama ini digunakan agak serampangan. Demikian pula dengan istilah membundar (rounded), membundar tanggung (subrounded), menyudut tanggung (subangular), dan menyudut (angular). Agar pengertiannya menjadi lebih cermat, istilah-istilah itu akan didefinisikan kembali secara kuantitatif di sini. Hal itu terutama dilakukan dengan merujuk pada nilai-nilai kebundaran yang dulu diajukan oleh Wadell (Russell & Taylor, 1937b; Folk, 1955). Kelas-kelas kebundaran (tabel 3-9) tidak memiliki kisaran yang sama. Hal itu dilakukan karena kita biasanya sukar untuk membedakan partikel-partikel yang relatif membundar, apabila perbedaan kebundaran antara partikel-partikel itu relatif kecil. Di lain pihak, kita biasanya dapat membedakan partikel-partikel yang relatif menyudut, meskipun perbedaan kebundaran antara partikel-partikel itu relatif kecil. Dengan pemikiran seperti itu, Pettijohn mendefinisikan kembali limit-limit kelas kebundaran sedemikian rupa sehingga nilai tengah dari kelas-kelas kebundaran itu bersifat geometris. Powers (1953) mendefinisikan dan menamakan enam skala kebundaran sedemikian rupa sehingga limit-limit kelas kebundaran itu mendekati skala geometris dengan nisbah √2. Limit-limit kelas kebundaran itu kemudian diberi nilai r oleh Folk (1955) dengan cara yang mirip dengan cara Krumbein (1938) dalam memberikan nilai f untuk menyatakan besar butir.

Skala kebundaran Pettijohn (tabel 3-9 dan gambar 3-24) adalah sbb:

· Menyudut (angular) (0-0,15): sangat sedikit atau tidak ada jejak penghancuran; sudut dan sisi partikel tajam; sudut sekunder (tonjolan minor dari profil partikel; bukan sudut antar-muka partikel) banyak dan tajam.

· Menyudut tanggung (subangular) (0,15-0,25): sedikit jejak penghancuran; sudut dan tepi partikel hingga tingkat tertentu membundar; banyak terdapat sudut sekunder (10-20), meskipun tidak sebanyak seperti pada partikel menyudut.

· Membundar tanggung (subrounded) (0,25-0,40): jejak penghancuran cukup banyak; sudut dan sisi partikel membundar; jumlah sudut sekunder relatif sedikit (5-10) dan umumnya membundar. Luas permukaan partikel berkurang; sudut-dalam asli, meskipun membundar, masih terlihat jelas.

· Membundar (rounded) (0,40-0,60): Bidang-bidang asli hampir terhancurkan seluruhnya; bidang yang relatif datar masih dapat ditemukan. Sisi dan sudut asli menjadi melengkung dan membentuk kurva yang relatif besar; hanya sedikit ditemukan sudut sekunder (0-5). Pada kebundaran 0,60, semua sudut sekunder hilang. Bentuk asli masih terlihat.

· Sangat bundar (well rounded) (0,60-1,00): tidak ada permukaan, sudut, atau sisi asli; semuanya membentuk lengkungan-lekungan besar; tidak ada bagian yang datar; tidak ada sudut sekunder. Bentuk asli tidak terlihat lagi, namun dapat diperkirakan dari bentuknya yang sekarang.

Apa kebenaan geologi dari kebundaran dan apa manfaat kebundaran dalam menentukan jarak, arah, dan kecepatan per-gerakan partikel sedimen? Dengan diawali oleh Daubrée (1879), banyak peneliti mencoba untuk menjawab pertanyaan tersebut, baik dengan cara melakukan penelitian lapangan maupun penelitian laboratorium. Hasil semua penelitian itu menunjukkan bahwa kebundaran partikel makin tinggi dengan makin jauhnya jarak angkut dan bahwa laju pembundaran partikel pada mula-nya tinggi, namun kemudian menurun (gambar 3-25 dan 3-26). Fakta itu, meskipun telah dinyatakan oleh Daubrée (1879), baru dapat diungkapkan secara kuantitatif oleh Wentworth (1919, 1922a, 1922b). Krumbein (1941b) adalah orang yang pertama kali memformulasikan rumus matematika yang memperlihatkan hubungan antara kebundaran dengan jarak angkut. Dia menyatakan bahwa laju perubahan kebundaran merupakan fungsi dari perbedaan antara kebundaran pada suatu titik dengan limiting roundness. Limiting roundness itu sendiri merupakan sebuah angka yang nilainya tergantung pada beberapa ukuran dari material yang mengalami pembundaran serta pada rezim sungai atau gisik tertentu. Hubungan itu dapat dinyatakan dengan persamaan:

clip_image004

dimana: R adalah kebundaran pada suatu titik.

PL adalah limiting roundness.

k adalah koefisien pembundaran.

x adalah jarak.

Persamaan di atas tampaknya sesuai dengan data percobaan dan data lapangan (Krumbein, 1940, 1942a). Lihat gambar 3-27. Keraguan terhadap kesahihan persamaan itu muncul sejalan dengan diterbitkannya hasil penelitian eksperimental lain, baik yang dilakukan oleh Krumbein (1941b) sendiri, maupun hasil penelitian Plumley (1948) terhadap gravel dalam sungai-sungai di sekitar Black Hills. Proses pembundaran jauh lebih kompleks daripada apa yang tercermin dari persamaan itu. Plumley (1948) menyimpulkan bahwa perubahan kebundaran tidak hanya sebanding dengan perbedaan antara kebundaran pada suatu titik dengan limiting roundness, namun juga dengan pangkat sekian dari jarak angkut.

Baik hasil percobaan dengan menggunakan abrasion mill maupun hasil penelitian pada sungai alami sama-sama menunjukkan bahwa kebundaran bertambah sejalan dengan bertambahnya jarak (waktu) angkut. Selain itu, proses pembundar-an pada mulanya berlangsung cepat, namun kemudian makin lambat. Tampaknya memang ada suatu limiting roundness yang paling tidak sebagian diantaranya berhubungan dengan litologi. Sebagai contoh, nilai limiting roundness rijang lebih rendah dibanding limiting roundness kuarsa atau batugamping (Sneed & Folk, 1958). Selain itu, pembundaran gravel berlangsung cepat. Seberapa jauh suatu partikel gravel harus terangkut agar membundar baik (0,60)? Penelitian-penelitian lapangan dan laboratorium tidak memberikan satu jawaban pasti terhadap pertanyaan itu, namun memberikan nilai pendekatannya. Peng-ubahan suatu kubus menjadi sebuah bola yang diameternya sama mengharuskan hilangnya 47,5% volume atau berat kubus itu. Jadi, mungkin dapat dikatakan bahwa penghilangan berat sebanyak 1/3 hingga ½ bagian akan menyebabkan partikel mencapai kebundaran maksimum; penurunan ukuran pada tahap selanjutnya tidak akan disertai dengan peningkatan kebundaran. Seperti terlihat dalam data yang disajikan oleh Krumbein (1941b), penghilangan sekitar 1/3 bagian berkorespondensi dengan kebundar-an sekitar 0,60 (sangat bundar). Data itu juga menunjukkan bahwa penghilangan berat pada tahap selanjutnya tidak menyebab-kan kebundaran partikel menjadi lebih tinggi. Partikel batugamping yang diteliti oleh Krumbein (1941b) mencapai nilai ke-bundaran 0,60 setelah terangkut sejauh 11,7 km. Apabila kita menggunakan hasil penelitian Daubrée yang menyatakan bahwa suatu partikel granit akan kehilangan 0,001 hingga 0,004 berat per kilometer pengangkutan, maka partikel itu akan sangat bundar setelah terangkut 84–333 km. Meskipun perhitungan itu masih sangat kasar, namun secara umum mungkin benar. Kuenen (1956b), yang melakukan percobaan terhadap pergerakan gravel dalam circular flume, menemukan bahwa batu-gamping menjadi sangat bundar setelah terangkut hingga jarak sekitar 50 km; gabro kehilangan berat sekitar 35–40% setelah terangkut sekitar 140 km. Kuarsa urat memperlihatkan kehilangan berat 0,001 per kilometer jarak angkut dan, oleh karena itu, akan sangat membundar setelah terangkut sekitar 300 km.

Plumley (1948) menemukan fakta bahwa kerikil batugamping pada dua sungai di sekitar Black Hills menjadi sangat bundar (0,60) setelah terangkut sekitar 18 dan 37 km (gambar 3-26). Kerikil kuarsit dalam gravel di daerah Brandwine, Maryland, memiliki kebundaran 0,59 (Schlee, 1957). Singkapan terdekat yang mungkin menjadi sumber kerikil itu terletak sekitar 72 km dari tempat itu. Kuarsa dalam gravel Sungai Colorado, Texas, menjadi sangat bundar setelah terangkut kurang dari 161 km, sedangkan kerikil batugamping di daerah itu telah sangat bundar ketika memasuki sungai utama (Sneed & Folk, 1958). Hasil-hasil penelitian itu didukung oleh Unrug (1957) yang menemukan bahwa kerikil granit mencapai kebundaran maksimum setelah terangkut sekitar 125 km di Sungai Dunajec, Polandia. Hasil-hasil penelitian Dal Cin (1967) di Sungai Piave, Itali, juga mendukung hasil-hasil penelitian Sneed & Folk (1958).

Dengan mengetahui bahwa pembundaran terutama diperoleh pada beberapa kilometer pertama jarak angkut, jelas sudah bahwa gravel menyudut atau menyudut tanggung tidak mungkin terangkut lebih dari beberapa puluh kilometer, atau paling jauh terangkut 16–24 km, oleh sungai. Selain itu, dengan pengecualian untuk bagian proksimal dari suatu endapan gravel, kebundar-an hanya akan memperlihatkan sedikit variasi regional. Hal itu pada gilirannya membatasi manfaat kebundaran gravel sebagai indikator arus purba.

Pembundaran gravel gisik telah banyak diketahui. Walau demikian, untuk kasus gravel gisik, para ahli menemukan lebih banyak kesulitan untuk menghubungkan kebundaran dengan jarak angkut (gambar 3-22). Untuk kasus itu, para ahli hanya dapat menyatakan bahwa sering gravel itu terangkut, makin bundar gravel itu. Sebagaimana gravel sungai, gravel gisik juga tampaknya memiliki limiting roundness tertentu.

Berbeda dengan kasus pembundaran gravel, semua data penelitian lapangan dan laboratorium menunjukkan bahwa pem-bundaran pasir merupakan proses yang sangat lambat. Daubrée (1879) menemukan bahwa butiran-butiran pasir hanya kelihangan 0,0001 bagian per kilometer jarak angkut. Percobaan-percobaan abrasi yang dilakukan oleh Thiel (1940) terhadap butiran-butiran kuarsa berukuran pasir menunjukkan bahwa partikel itu kehilangan 22% setelah terangkut selama 100 jam dalam abrasion mill. Waktu angkut itu diperkirakan setara dengan jarak angkut 5000 mil (sekitar 8333 km). Dengan kata lain, partikel kuarsa itu kehilangan sekitar 0,0001 bagian per mil jarak angkut. Marshall (1927) menunjukkan bahwa partikel berdiameter 2–3 mm mengalami penghilangan 0,005 bagian per mil jarak angkut. Kuenen (1960a), dengan memakai flume (bukan memakai tumbling barrel), menemukan angka penghilangan yang lebih rendah lagi. Kuarsa hanya kehilangan 1% berat setelah terangkut 10.000 km (Kuenen, 1958). Penghilangan itu demikian sedikit sehingga pembundaran yang diakibatkan oleh penghilangan massa itu boleh dikatakan tidak terdeteksi sama sekali. Karena sebagian besar sungai memiliki panjang kurang dari 1000 km, maka dapat disimpulkan bahwa satu kali pengangkutan sungai tidak akan menyebabkan terjadinya pembundaran pada partikel pasir. Tentu saja kesimpulan yang disebut terakhir ini hanya sahih apabila data-data yang diperoleh Marshall (1927) dan Kuenen (1958; 1960a) juga sahih adanya.

Pengaruh aksi eolus terhadap pembundaran pasir, seperti diperlihatkan oleh penelitian-penelitian eksperimental yang dilaku-kan oleh Kuenen (1960b), jauh lebih efektif dibanding agen akuatis dimana penghilangan massa pada partikel kuarsa 100–1000 kali lebih tinggi dibanding dengan penghilangan massa yang terjadi akibat pengangkutan akuatis untuk jarak angkut yang sama. Aksi eolus menyebabkan partikel berbentuk kubus dapat berubah menjadi bola sempurna. Hasil berbagai percobaan yang di-lakukan oleh Kuenen (1960b) menunjukkan bahwa pengangkutan fluvial sama sekali tidak efektif dalam membundarkan partikel kuarsa dan felspar. Aksi gisik mungkin lebih efektif, namun diperkirakan tidak terlalu banyak mempengaruhi rata-rata dari semua pasir. Aksi eolus merupakan mekanisme abrasi yang potensial untuk pasir yang diameternya hingga 0,1 mm; aksi eolus tidak memberikan pengaruh apa-apa terhadap partikel yang diameternya kurang dari 0,05 mm. Dengan demikian, pasir membundar dapat digunakan untuk mengindikasikan bahwa, dalam keseluruhan sejarah pasir itu, paling tidak sekali diantaranya pernah terangkut oleh angin.

Efektivitas aksi gisik terhadap pasir masih belum dievaluasi sepenuhnya. Folk (1960), yang meneliti perselingan pasir kuarsa yang membundar kurang baik dan pasir kuarsa yang membundar baik dalam Tuscarora Quartzite (Silur) di West Virginia, menafsirkan pasir kuarsa yang membundar baik sebagai produk surf action. Swett dkk (1971) memperkirakan jarak angkut pasir dalam estuarium pasut memiliki nilai yang memadai untuk menyebabkan terbundarkannya partikel kuarsa, meskipun dalam laju pembundaran yang rendah sebagaimana yang dikemukakan oleh Kuenen.

Hasil berbagai penelitian lapangan cenderung mendukung hasil penelitian laboratorium. Penelitian klasik yang dilakukan oleh Russell & Taylor (1937b) menunjukkan bahwa pasir yang diangkut oleh Sungai Mississippi yang terletak diantara Cairo (Illinois) dan Teluk Mexico, dengan jarak sekitar 1770 km, tampaknya tidak menyebabkan penurunan pasir ke arah hilir. Karena itu, mereka menyimpulkan bahwa aksi sungai tidak menyebabkan bundarnya partikel pasir dan bahwa penurunan kebundaran yang ke arah hilir sebenarnya disebabkan oleh pemecahan partikel. Penurunan kebundaran yang terlihat adalah dari 0,24 menjadi 0,18, atau sekitar 23,5%. Di lain pihak, Plumley (1948) menunjukkan bahwa pasir kasar (diameternya 1,0–1,414 mm) di Battle Creek, Black Hills (Dakota Selatan), mengalami peningkatan kebundaran 71% dari 0,21 menjadi 0,36 setelah terangkut 64 km. Walau demikian, pasir yang sama di Sungai Chayenne, Dakota Selatan, hanya mengalami peningkatan kebundaran sebanyak 5% dari 0,42 menjadi 0,44 setelah terangkut 150 mil (gambar 3-28). Kuarsa yang berukuran 0,088–0,250 mm dalam pasir Rio Grande, Argentina, tidak menunjukkan perubahan yang berarti setelah terangkut 100 km (Mazzoni & Spalletti, 1972). Pasir yang terangkut di sepanjang gisik Danau Erie, sebagaimana pasir di Sungai Mississippi, mengalami penurunan kebundar-an ke arah hilir (Pettijohn & Lundahl, 1943), penurunan mana agaknya berkaitan dengan aksi pemilahan. Karena kebundaran pada umumnya berkorelasi positif dengan kebolaan, maka penurunan kebolaan ke arah hilir akan disertai dengan penurunan kebundaran. Aksi pemilahan pada sungai besar yang mengalir tenang, seperti Sungai Mississippi, terus berlangsung sehingga setiap gejala peningkatan kebundaran ke arah hilir tertutupi oleh aksi pemilahan. Kemungkinan kecil saja bahwa sungai peng-angkut gravel dan bergradien tinggi di sekitar Black HIlls akan menyebabkan pembundaran partikel pasir dan bahwa Sungai Mississippi akan menyebabkan penurunan kebundaran akibat pemecahan.

Peranan pelarutan terhadap pembundaran kuarsa juga masih belum dianalisis secara memadai. Kuenen (1960b) ber-keyakinan bahwa efek pelarutan terhadap pembundaran partikel kuarsa dapat diabaikan karena jika pelarutan memegang peranan penting dalam pembundaran partikel kuarsa, maka partikel kecil lah yang akan terkena efek paling kuat. Di bawah kondisi tertentu, perlarutan in situ pada partikel kuarsa memang terjadi, terutama pada kuarsa yang ada dalam tanah. Crook (1968) secara khusus meminta perhatian para ahli terhadap efek pelarutan.

Perlu dicamkan bahwa apabila suatu partikel, terutama pasir kuarsa, telah membundar (0,60), maka sifat itu tidak akan hilang. Selain itu, karena pasir kuarsa umumnya akan masuk ke dalam siklus sedimentasi berikutnya, maka kuarsa membundar yang ditemukan dalam suatu endapan mungkin bukan merupakan produk siklus sedimentasi terakhir, melainkan produk siklus sedimentasi sebelumnya. Demikian juga dengan kerikil kuarsit dan kuarsa urat.

Banyak usaha telah dilakukan para ahli untuk menggunakan kebundaran pasir kuarsa untuk mengenal lingkungan peng-endapan, namun usaha-usaha itu kurang berhasil. Beal & Shepard (1956) serta Waskom (1958) hanya menemukan sedikit perbedaan kebundaran antara tubuh-tubuh pasir masa kini yang ada dalam beberapa sub-lingkungan pada zona pesisir di Gulf Coastal Region.

3.3 TEKSTUR PERMUKAAN

Mikrorelief dari permukaan suatu partikel—yang tidak tergantung pada ukuran, bentuk, atau kebundaran partikel itu—disebut tekstur permukaan (surface texture). Polish, frosting, striation, dsb termasuk ke dalam kategori tekstur permukaan. Sebagian tekstur permukaan dapat dilihat dengan mata telanjang; sebagian yang lain hanya dapat dilihat dengan mikroskop optik, bahkan sebagian lain lagi hanya dapat dilihat dengan mikroskop elektron. Banyak tekstur permukaan dipandang memiliki kebenaan genetik tersendiri (Krinsley, 1973). Striation pada kerikil endapan gletser merupakan satu contoh dari pentingnya tekstur per-mukaan. Frosting pada partikel pasir dinisbahkan pada aksi angin.

Karena suatu partikel pasir atau kerikil dapat terbentuk pada siklus sedimentasi sebelumnya, maka tekstur permukaan yang tampak pada partikel-partikel penyusun suatu endapan mungkin bukan merupakan produk aksi pengangkutan yang menyebab-kan terbentuknya endapan tersebut, melainkan produk aksi pengangkutan pada siklus sedimentasi sebelumnya. Jumlah aksi abrasi dan pengangkutan yang diperlukan untuk membentuk tekstur permukaan tidak sebanyak seperti aksi abrasi dan peng-angkutan yang menyebabkan terubahnya kebundaran, bentuk, atau ukuran partikel. Tekstur permukaan mudah terhapus dan tercetak dalam partikel sedimen. Wentworth (1922a), misalnya saja, menentukan secara eksperimental bahwa jarak angkut sekitar 560 meter dapat menghapus glacial striation yang semula ada pada permukaan kerikil batugamping tanpa menyebabkan banyak berubahnya bentuk kerikil itu. Bond (1954) menyatakan bahwa frosting pada pasir di Gurun Kalahari menjadi hilang setelah pasir itu terangkut sejauh 64 km oleh Sungai Zambesi. Dengan demikian, tekstur permukaan kemungkinan besar merupakan rekaman dari siklus pengangkutan terakhir. Walau demikian, sebagaimana karakter sedimen yang lain, pasir yang disusun oleh partikel yang asal-usulnya beragam akan mengandung partikel dengan tekstur permukaan yang juga beragam. Sebagian ahli mengasumsikan bahwa tekstur permukaan yang terbentuk pada satu siklus sedimentasi akan tertutup oleh tekstur permukaan yang terbentuk pada siklus sedimentasi berikutnya (Krinsley & Funnell, 1965) sehingga suatu partikel dapat merekam beberapa episode pengangkutan.

Tekstur permukaan sangat beragam, namun secara umum dapat digolongkan ke dalam dua kategori. Pertama, tekstur permukaan yang berkaitan dengan kekusaman (dullness) atau polish partikel. Kedua, tekstur permukaan yang berkaitan dengan jejak-jejak pada permukaan (gejala mikrorelief) seperti striation, percussion scar, dsb.

3.3.1 Polish vs. Frost

Istilah polish, atau gloss, yang merujuk pada kilap permukaan, adalah kualitas yang berkaitan dengan keteraturan cahaya yang dipantulkan oleh suatu partikel. Difusi cahaya menyebabkan terbentuknya permukaan yang kusam (dull; matte). Polish diindikasikan oleh kehadiran highlights. Sebab musabab munculnya polish atau munculnya permukaan yang kusam belum dapat dipahami sepenuhnya. Kemungkinan ada beberapa hal yang menyebabkan munculnya gejala itu. Polish dapat terbentuk secara mekanik akibat atrisi lemah, terutama jika agen abrasi itu merupakan partikel berukuran kecil. Mekanisme itulah yang diperkira-kan merupakan penyebab terbentuknya wind polish pada beberapa singkapan kuarsit dan fragmen kuarsit (ventifact). Polish juga dapat terbentuk akibat diendapkannya suatu film yang mirip dengan kaca atau gelas seperti pada kasus desert varnish. Meskipun asal-usul desert varnish belum diketahui secara pasti, namun para ahli (a.l. Laudermilk, 1931) umumnya berkeyakinan bahwa desert varnish agaknya dihasilkan oleh air yang semula ada dalam batuan, namun kemudian naik ke permukaan dan menguap meninggalkan endapan yang berupa zat-zat yang relatif tidak dapat larut dalam bentuk selaput tipis yang disusun oleh silika, oksida besi, dan oksida mangan. Sebagian ahli geologi menisbahkan polish yang tinggi pada sandblasting. Laudermilk (1931) berpendapat bahwa lumut kerak (lichen) tertentu memegang peranan penting sebagai akumulator senyawa besi dan mangan. Pertumbuhan lumut itu terhenti setelah lapisan tipis itu, sedangkan endapan itu sendiri kemudian ditebarkan ke seluruh permukaan partikel oleh asam yang dikeluarkan dari tubuh lumut yang telah mati. Dehidrasi dan oksidasi di bawah pengaruh teriknya sinar matahari gurun juga dapat menyebabkan terbentuknya residu yang mirip dengan desert varnish. Hunt (1954), sewaktu memaparkan bahwa desert varnish merupakan gejala paling jelas di daerah kering, berpendapat bahwa gejala seperti itu juga terbentuk di daerah iklim basah dan bahwa banyak desert varnish yang terlihat di gurun merupakan produk dari iklim basah yang ada sebelum iklim daerah itu berubah menjadi kering.

Polish yang paling menjadi teka-teki ditemukan pada beberapa kerikil yang diselimuti oleh lempung, misalnya gastrolit (gastrolith), atau “batu perut” (“stomach stone”) dari reptil plesiosaurus purba. Kerikil yang paling terkenal adalah kerikil yang ditemukan dalam serpih bahari Kapur (Hares, 1917; Stauffer, 1945). Meskipun kerikil itu telah banyak dibahas oleh para ahli, namun para ahli masih belum mencapai kesepakatan mengenai asal-usul polish yang dimilikinya. Selama ini, polish itu dinisbah-kan pada aksi angin, abrasi dalam perut binatang, dan pergerakan-pergerakan kompaksional dalam matriks serpih.

Polish, dan tentu saja high polish atau gloss, merupakan gejala istimewa. Sebagian besar kerikil memiliki permukaan yang kusam. Butiran kuarsa jarang yang memiliki high polish. Sebagian pasir, di lain pihak, memiliki karakter permukaan tertentu yang disebut “matte” atau “frosted”. Permukaan seperti itu terlihat, misalnya saja, pada partikel sangat membundar dan kaya akan kuarsit yang ada dalam Peter Sandstone (Ordovisium) di Upper Mississippi Valley. Frosted pernah dinisbahkan pada abrasi eolus, bahkan pernah dipetakan dalam endapan Plistosen di Eropa oleh Cailleux (1942) yang menganggap bahwa frosted surface merupakan kriteria untuk mengenal aksi periglasial. Kemiripan umum antara frosted surface dengan permukaan gelas yang dikenai sandblast mendukung teori itu. Walau demikian, penelitian yang dilakukan oleh Kuenen & Perdok (1962) serta Ricci Lucchi & Casa (1970) menunjukkan bahwa korosi kimia (chemical corrosion) kemungkinan besar merupakan proses yang menyebabkan terbentuknya gejala itu. Frosted surface dapat terbentuk pada partikel kuarsa akibat etching oleh larutan HCl sangat cair dalam waktu yang relatif singkat. Partikel kuarsa dalam pasir gampingan sedikit terkorosi atau tergantikan oleh semen karbonat. Penyerangan partikel secara kimiawi seperti itu, yang menyebabkan terbentuknya frosted surface pada partikel sedimen (Walker, 1957), mengindikasikan bahwa tekstur itu merupakan gejala pasca-pengendapan. Walau demikian, Roth (1932) berkeyakinan bahwa frosting bukan merupakan produk abrasi atau pelarutan, melainkan produk pelebaran baru (incipient enlargement).

Sebagaimana dikemukakan oleh Kuenen & Perdok (1962), mikrorelief bertanggungjawab terhadap penebaran cahaya, dan kenampakan frosted yang dihasilkannya, mungkin disebabkan oleh beberapa proses. Gejala bertekstur kasar mungkin dapat dinisbahkan pada abrasi, sedangkan mikrorelief yang bertekstur halus (dengan ukuran 2 μm atau kurang), yang terutama ber-tanggungjawab terhadap munculnya gejala frosting, terbentuk secara kimia oleh kondisi basah dan kondisi kering yang berkaitan dengan pembentukan dan penguapan embun serta dengan pelarutan dan presipitasi yang berkorelasi dengannya. “Chemical frost” itu mempengaruhi semua partikel, termasuk lekuk-lekuknya. Frost bertekstur kasar yang disebabkan oleh aksi abrasi hanya mempengaruhi bagian-bagian yang menonjol dan bagian-bagian partikel yang tidak terlindung.

3.3.2 Mikrorelief

Mikrorelief pada kerikil dan kerakal—yang dapat dilihat dengan mata telanjang—mencakup striation, scratch, percussion mark, dan indentation atau pit. Striation adalah goresan yang terutama merupakan produk aktivitas es, umumnya es gletser, yang terbentuk pada permukaan partikel. Wentworth (1932, 1936b) memperlihatkan peranan aksi sungai subartik dalam menghasilkan kerikil yang permukaannya dihiasi oleh striation. Persentase striated cobbles dalam beberapa sungai subartik sangat tinggi. Prosentase striated cobbles dalam endapan sungai subartik mungkin sama, bahkan melebihi, prosentase striated cobbles dalam endapan gletser. Walau demikian, striated cobbles dalam sungai subartik tidak mengandung faset-faset yang dimiliki secara khas dimiliki oleh partikel yang dikenai oleh aksi gletser. Wentworth (1936a) mempelajari beberapa endapan morena Wisconsin yang terkenal akan kesempurnaan striated stone yang ada didalamnya. Dari sekitar 600 kerikil atau kerakal yang diamatinya, 40% diantaranya tidak memperlihatkan striation sama sekali, 50% diantaranya hanya memiliki striation yang samar atau hanya memiliki striation yang jelas pada satu sisinya saja, dan 10% diantaranya memperlihatkan gejala lain. Striation paling banyak terbentuk dan paling jelas terlihat dalam kerakal batugamping, sedangkan kerakal batuan silikaan dan batuan beku berbutir kasar boleh dikatakan tidak tergores sama sekali. Karena itu, tidak mengherankan apabila komponen tillite purba yang telah kompak hanya memperlihatkan sedikit striation, bahkan tidak memperlihatkan striation sama sekali.

Striation adalah goresan sempit, lurus, atau hampir lurus yang terdapat dalam permukaan partikel yang tergores. Gejala lain yang berkaitan dengan striation adalah bruises yang lebih kasar, lebih pendek, dan lebih lebar dibanding striation serta umumnya memperlihatkan pola en echelon. Nailhead scratches adalah striation yang memiliki bagian kepala atau titik asal yang jelas. Goresan yang disebut terakhir ini cenderung lebih sempit atau sedikit meruncing dari titik itu, sedangkan ujung yang lain tidak terlalu jelas. Jika kerikil yang memperlihatkan striation tertanam dalam suatu matriks, maka striation itu cenderung sejajar dengan arah pergerakan aliran es. Dengan demikian, striation cenderung terletak sejajar dengan sumbu panjang kerikil.

Ada empat pola utama dari striation: (1) sejajar (parallel); (2) hampir sejajar (subparallel); (3) tersebar (scatter) atau random; dan (4) membentuk jaring (grid). Jaring disusun oleh dua atau tiga sistem goresan yang saling menyilang. Pola hampir-sejajar dan random paling sering ditemukan dalam kerakal gletser. Striation sejajar dan hampir-sejajar cenderung terletak sejajar dengan sumbu panjang kerakal. Wentworth (1936b) menyatakan bahwa pola jaring, terutama yang disusun oleh goresan-goresan yang spasinya relatif jauh, serta striation yang melengkung, lebih banyak ditemukan dalam ice-jam cobbles dan kerakal sungai dibanding kerakal gletser.

Striation (dan slickenside) juga bisa terbentuk selama berlangsungnya deformasi suatu batuan di bawah pengaruh tekanan. Kerikil dan kerakal yang tertanam dalam matriks yang agak halus cenderung memperlihatkan pergoresan seperti itu. Striation yang dihasilkan oleh pergerakan itu umumnya merupakan microstriation, dimana hanya striation terbesar saja yang dapat dilihat dengan mata telanjang (Judson & Barks, 1961; Clifton, 1965). Microstriation umumnya sejajar satu sama lain dan kerikil yang memiliki microstriation umumnya memperlihatkan “tectonic polish”. Hal itu, serta kehadiran sesar mikro (microfault), merupakan aspek pembeda antara striation yang terbentuk pada saat berlangsungnya pengendapan dengan striation yang terbentuk akibat deformasi.

Lekukan melengkung yang terbentuk akibat tumbukan, dan disebut percussion mark, sering ditemukan pada beberapa kerikil, khususnya rijang dan kuarsit padat. Lekukan kecil itu disebabkan oleh tumbukan sebuah benda yang bergerak dengan kecepatan tinggi terhadap kerikil atau kerakal. Percussion mark dinisbahkan pada aksi fluvial, bukan aksi gisik (Klein, 1963).

Banyak kerikil memiliki lekukan di permukaannya. Lekukan-lekukan itu dapat terbentuk akibat etching dan pelarutan diferensial yang berasosiasi dengan ketidakhomogenan batuan. Batuan beku berbutir kasar dicirikan oleh lekukan, sedangkan batuan berbutir halus, misalnya rijang, kuarsit, dan berbagai tipe batugamping, mungkin memiliki permukaan yang mulus. Lebih umumnya lagi, istilah pitted pebbles diterapkan pada kerikil atau kerakal yang memiliki lekukan yang tidak berkaitan dengan tekstur batuan itu atau dengan pelapukan diferensial. Lekukan seperti itu sering ditemukan pada bidang kontak antar kerikil. Ukuran lekukan itu bermacam-macam, dengan panjang maksimum centimeter dan kedalaman 1 centimeter. Lekukan itu umum-nya mulus seolah-olah tercungkil oleh sendok. Kuenen (1942) menelaah literatur mengenai pitted pebbles dan masalah pem-bentukannya. Pitted pebbles dijelaskan sebagai produk tekanan (hipotesis ini terbukti tidak sahih) dan akibat pelarutan yang dipicu oleh adanya tekanan pada titik-titik kontak antar kerikil (Sorby, 1863; Kuenen, 1942).

Pitted pebbles hendaknya tidak tertukar dengan “cupped pebbles”. Sisi atas dari “cupped pebbles” dikenai oleh aksi pelarutan dan sisi itu demikian terkorosi sehingga tidak lebih dari sebuah kerak (Scott, 1947).

Mikrorelief kerikil mudah dilihat dengan mata telanjang. Walau demikian, mikrorelief pada butiran pasir hanya dapat terlihat di bawah mikroskop. Karena itu, tidak mengherankan apabila mikrorelief partikel pasir merupakan hal yang relatif baru diteliti, terutama setelah adanya mikroskop elektron dan scanning-electron microscope (Krinsley & Takahashi, 1962a, 1962b, 1962c; Porter, 1962; Wolfe, 1967; Krinsley & Donahue, 1968; Margolis, 1968; Stieglitz, 1969; Krinsley & Margolis, 1969; Ricci Lucchi & Casa, 1970; Fitzpatrick & Summerson, 1971). Penelitian-penelitian itu menghasilkan pengetahuan mengenai kehadiran sekian banyak jejak pada permukaan partikel pasir kuarsa dengan ukuran dan bentuk yang sangat beragam. Banyak usaha dilakukan oleh para ahli untuk mengaitkan pola-pola mikrorelief dengan lingkungan pengendapan. Perhatian para ahli secara khusus ditujukan pada pola-pola yang diperlihatkan dari lingkungan litoral, eolus, dan glasial. Ancangan yang digunakan adalah meng-ambil sampel lingkungan-lingkungan tersebut untuk mengetahui tekstur permukaan yang khas dari endapan pada lingkungan-lingkungan itu. Sayang sekali, partikel-partikel pasir dalam beberapa lingkungan yang telah diambil sampelnya memiliki sejarah yang kompleks karena telah terangkut oleh es atau air pada siklus sedimentasi sebelumnya. Tekstur permukaan itu, yang diperkirakan terbentuk pada lingkungan yang beragam, saling bertumpang-tindih (Krinsley & Funnell, 1965). Padahal dulu diperkirakan bahwa jejak-jejak permukaan lama dapat dengan mudah terhapus selama berlangsungnya siklus sedimentasi baru. Ketidaktahuan para ahli mengenai jenis agen yang menghasilkan gejala-gejala tertentu, atau mengenai kepastian asal-usul jejak tertentu (apakah terbentuk hanya oleh satu agen atau oleh beberapa agen tertentu), serta mengenai cara khusus untuk meng-ukur atau memerikan gejala-gejala yang terlihat pada permukaan partikel telah mengurangi nilai tekstur permukaan sebagai suatu kriterion untuk mengenal agen dan/atau lingkungan pengendapan. Manfaat ancangan itu untuk batupasir purba hampir tidak diketahui sama sekali. Diagenesis tidak diragukan lagi menyebabkan timbulnya perubahan drastis pada permukaan partikel sedemikian rupa sehingga, meskipun para ahli telah memiliki kriteria lingkungan yang didasarkan pada data non-subjektif dan dapat direproduksikan, namun kriteria itu mungkin sukar untuk diterapkan pada batuan tua, terutama batupasir yang kompak, sedemikian rupa sehingga batuan itu hanya akan dapat diteliti dengan sayatan tipis.

3.4 KEMAS DAN GEOMETRI RANGKA

3.4.1 Kemas

Para ahli geologi sejak lama tertarik pada kemas (fabric) sedimen, khususnya sedimen klastika. Jamieson (1860) melakukan pengamatan terhadap imbrikasi batuan di Scotlandia. Walau demikian, penelitian kemas yang sistematis baru dimulai setelah terbitnya Gefügekunde der Gesteine karya Bruno Sander pada 1936. Meskipun buku itu terutama membahas tentang kemas batuan metamorf, namun isinya memberikan prinsip-prinsip dan metodologi yang sistematis dan dapat diadaptasikan pada batuan sedimen. Akhir-akhir ini, literatur mengenai kemas batuan sedimen banyak bermunculan dan telah disarikan oleh Potter & Pettijohn (1963) serta Johansson (1965a).

Tujuan utama dari kebanyakan penelitian kemas primer sedimen klastika adalah perekonstruksian arus purba. Walau demikian, akhir-akhir ini penelitian kemas juga diarahkan untuk mengetahui proses pengangkutan sedimen. Penelitian kemas terutama dilakukan pada pasir, gravel, dan till.

Kemas juga merupakan salah satu sifat sedimen yang penting karena memiliki kaitan erat dengan sifat-sifat fisik batuan, misalnya konduktivitas termal, listrik, fluida, dan sonik.

Penelitian kemas dolomit dan batugamping kurang mendapat perhatian semestinya. Manfaat kemas batugamping dan dolomit diperlihatkan dengan jelas oleh Sander (1936) melalui penelitiannya terhadap dolomit dan batugamping Trias di Austria.

3.4.2 Definisi dan Konsep

Kemas (fabric), dalam sedimentologi, diartikan sebagai hubungan ruang dan orientasi unsur-unsur kemas. Dengan pengerti-an seperti itu, istilah kemas lebih sempit dibanding istilah Gefüge. Istilah yang disebut terakhir ini digunakan oleh Sander (1936) untuk mencakup sifat-sifat seperti besar butir, pemilahan, porositas, dsb, yang biasanya dianggap sebagai bagian dari tekstur. Unsur-unsur kemas (fabric elements) suatu batuan sedimen dapat berupa kristal tunggal, partikel pasir dan gravel, cangkang binatang, atau benda lain yang biasa berperan sebagai komponen batuan.

Pembandelaan (packing) adalah “densitas” atau spasi antar unsur kemas. Suatu batuan dapat memiliki pembandelaan yang beragam, sekalipun disusun oleh unsur-unsur kemas yang berbentuk bola dan ukurannya seragam. Pembandelaan itu akan lebih kompleks lagi apabila unsur-unsur itu tidak berbentuk bola dan ukurannya tidak seragam. Meskipun pembandelaan memiliki kaitan yang erat dengan kemas, namun keduanya merupakan dua sifat yang berbeda.

Setiap unsur kemas yang tidak berbentuk bola akan memiliki orientasi tertentu. Jika sejumlah besar unsur kemas pada suatu batuan (misalnya sebagian besar kerikil dalam suatu gravel) memperlihatkan orientasi pada arah tertentu, maka dikatakan bahwa batuan itu memiliki preferred orientation atau memiliki kemas anisotrop (anisotropic fabric). Kemas seperti itu dapat di-wujudkan oleh kesejajaran sumbu panjang kerikil penyusun gravel, kesejajaran graptolit dalam serpih, keseragaman orientasi cangkang moluska (misalnya sebagian besar cangkang itu cekung ke atas), dsb. Kemas seperti itu disebut kemas dimensi (dimensional fabric) karena kesejajaran itu muncul akibat dimensi aktual dari unsur-unsur tersebut. Jika kemas seperti itu diperlihatkan oleh kesejajaran arah kristalografi (misalnya kesejajaran sumbu-c kristal kuarsa), maka kemasnya disebut kemas kristalografi (crystallographic fabric). Kemas dimensi dapat memiliki hubungan yang erat dengan kemas kristalografi, namun keduanya dapat pula tidak memiliki hubungan apa-apa. Pada kasus fragmen batuan atau fosil, sudah barang tentu tidak ada hubungan antara kemas dimensi dengan kemas kristalografi.

Dilihat dari asal-usulnya, kita dapat mengenal adanya dua tipe kemas, yakni kemas deformasi (deformational fabric) dan kemas aposisi (apositional fabric). Kemas deformasi dihasilkan oleh stress eksternal yang diterima oleh suatu batuan dan ter-bentuk akibat rotasi atau pergerakan unsur-unsur kemas di bawah pengaruh stress tersebut atau akibat pertumbuhan unsur-unsur baru dalam stress field. Kemas inilah yang pada dasarnya diperlihatkan oleh batuan metamorf. Kemas aposisi terbentuk pada saat pengendapan dan merupakan kemas “primer”. Sebagian besar kemas batuan sedimen merupakan kemas aposisi. Walau demikian, kompaksi batuan sedimen, yang sebagian merupakan fenomenon deformasi, dapat menyebabkan terubahnya kemas primer. Deformasi seperti itu mungkin tertahan oleh sementasi awal. Beberapa jenjang proses pembentukan kemas dapat terekam dalam konkresi (Oertel & Curtis, 1972). Kemas aposisi atau kemas primer merupakan rekaman tanggapan unsur-unsur linier (misalnya sumbu panjang kerikil) terhadap medan gaya, misalnya saja medan gravitasi bumi dan medan magnet. Sebagian besar unsur kemas yang tidak berbentuk bola cenderung untuk diam pada posisi stabilitas maksimumnya, dimana dimensi terpanjang dari benda itu akan terletak sejajar dengan bidang perlapisan, sebagai perwujudan tanggapan unsur-unsur tersebut terhadap medan gravitasi bumi. Walau demikian, posisi atau orientasi unsur-unsur itu dapat terubah akibat aliran fluida.

Tidak semua kemas aposisi seperti itu. Sebagian kemas aposisi merupakan kemas pertumbuhan (growth fabric). Orientasi unsur-unsur pada kemas pertumbuhan merupakan hasil pertumbuhan kristal. Pertumbuhan kristal itu sendiri seringkali berkaitan erat dengan kehadiran ruang bebas di dalam batuan. Pertumbuhan kristal yang tegak lurus terhadap suatu bidang—seperti yang terlihat pada geode, urat, dsb—merupakan contoh kemas pertumbuhan. Kemas ini akan dibahas lebih jauh pada Bab 12.

3.4.3 Unsur dan Analisis Kemas

Hanya unsur-unsur kemas yang dimensinya tidak sama saja yang akan memberikan tanggapan terhadap aliran fluida dan akan memiliki preferred orientation. Sebuah unsur berbentuk bola memiliki dimensi yang seragam dan tidak akan memperlihat-kan tanggapan apapun terhadap aliran fluida. Sebuah unsur berbentuk elipsoid tiga sumbu, di lain pihak, akan memiliki orientasi dan akan memperlihatkan tanggapan terhadap aliran fluida. Aspek unsur kemas yang diukur adalah orientasi sumbu panjang (apabila unsur itu berbentuk batangan) atau orientasi sumbu pendek (apabila unsur itu berbentuk cakram).

Meskipun setiap komponen detritus merupakan unsur kemas yang potensial, namun hanya komponen-komponen yang dimensinya berbeda-beda saja yang dapat memberikan manfaat besar dalam analisis kemas. Partikel-partikel kerikil dan pasir merupakan unsur kemas yang posisi sumbu-sumbunya paling sering diteliti. Lembar-lembar mika, bahkan mika lempung, serta banyak material organik (ranting kayu, fragmen daun berbentuk tali) merupakan unsur-unsur kemas yang sangat bermanfaat, terutama dalam sedimen argilit. Rangka atau cangkang binatang—khususnya orthocerids, Tentaculites, cangkang bivalvia, serta gastropoda berulir banyak—umumnya memperlihatkan pengarahan dan merupakan unsur kemas yang juga sangat bermanfaat.

Orientasi suatu unsur kemas dinyatakan dengan “jurus” dan “kemiringan”-nya. “Jurus” atau azimuth unsur kemas adalah sudut yang dibentuk oleh sumbu-sumbu tertentu dari unsur itu dengan arah utara magnet. “Inklinasi” unsur kemas adalah sudut vertikal yang dibentuk oleh sumbu-sumbu tertentu dari unsur itu dengan bidang horizontal. Sumbu panjang kerikil dapat mem-perlihatkan preferred orientation. Walau demikian, kerikil tertentu, misalnya kerikil berbentuk cakram, tidak memperlihatkan preferred orientation atau paling banter hanya memperlihatkan orientasi yang sangat samar. Orientasi partikel-partikel yang disebut terakhir ini dikontrol oleh permukaan partikel yang luas dan datar. Nilai pendekatan untuk posisi bidang itu (yakni bidang a–b) dapat dinyatakan dengan azimuth dan inklinasi garis yang tegak lurus terhadap bidang tersebut. Arah itu pada dasarnya merupakan orientasi diameter terpendek (sumbu-c) dari kerikil itu.

Jika suatu kerikil dapat dikeluarkan dari matriksnya, dan diberi tanda, maka posisinya dapat diorientasikan kembali di laboratorium. Kemudian, dengan bantuan sebuah goniometer, azimuth dan sudut kemiringan sumbu panjang kerikil itu atau orientasi garis yang tegak lurus terhadap bidang proyeksi maksimumnya akan dapat diukur (Karlstrom, 1952). Jika, strata dimana kerikil itu berada telah terangkat, maka efek pengangkatan itu sudah barang tentu harus diperhitungkan sedemikian rupa sehingga data orientasi yang diperoleh sudah bebas dari pengaruh tektonik. Para pembaca yang tertarik untuk mengetahui lebih jauh teknik-teknik pengambilan sampel dan prosedur-prosedur pengukuran itu hendaknya membaca karya-karya tulis Potter & Pettijohn (1963) serta Bonham & Spotts (1971).

Data pengamatan terhadap sekitar 100 atau lebih kerikil dapat diringkaskan secara grafis dengan beberapa cara. Sebagai contoh, untuk mengetahui arah aliran es, kita dapat mengukur dan menganalisis sekian data azimuth sumbu panjang till stone. Nilai-nilai bacaan azimuth dapat dikelompokkan ke dalam kategori-kategori tertentu (dengan memakai interval yang sesuai, misalnya saja 20o). Setelah itu kita cari kelas modus atau nilai rata-rata hitungnya. Metoda-metoda itu mencakup analisis distribusi frekuensi “sirkuler” (“circular” frequency distribution) itu telah dibahas panjang lebar oleh Jizba (1971). Kita juga dapat menyajikan nilai-nilai bacaan dalam sebuah histogram sirkuler (circular histogram). Nilai-nilai kemiringan partikel itu dapat ditangani dengan cara yang sama.

Diagram yang memperlihatkan azimuth dan inklinasi sumbu panjang suatu unsur kemas disebut “petrofabric diagram” (Knopf & Ingerson, 1938). Posisi setiap sumbu panjang direpresentasikan oleh suatu titik dalam kertas koordinat kutub (polar coordinate paper), dalam jaring kutub sama-luas Lambert (Lambert equiarea polar net), atau dalam jaring Schmidt (Schmidt net) (gambar 3-29A). Ada tidaknya pengkonsentrasian titik-titik data dalam jaring seperti itu mengindikasikan ada tidaknya pengarah-an unsur kemas tersebut. Diagram seperti itu dapat dengan mudah dipahami apabila kita membayangkan bahwa setiap kerikil itu ditempatkan pada bagian tengah suatu bola sesuai dengan posisinya pada singkapan. Sumbu panjang (atau sumbu lain) dari kerikil itu kemudian diperpanjang hingga sumbu itu berpotongan dengan permukaan bola. Titik perpotongan antara sumbu itu dengan permukaan bola bagian bawah (“belahan selatan”) kemudian dirajahkan pada peta “kutub” dari belahan bola itu. Jadi, dalam diagram itu, orientasi suatu garis dalam ruang (misalnya saja sumbu panjang suatu kerikil) akan direpresentasikan oleh suatu titik. Sebuah bidang juga dapat direpresentasikan oleh suatu titik. Caranya adalah dengan merajahkan posisi suatu garis yang tegak lurus terhadap bidang itu. Jadi, kita dapat merajahkan orientasi suatu lapisan silang-siur dengan sebuah titik pada petrofabric diagram. Dengan cara itu pula, orientasi dari sekian banyak lapisan silang-siur dapat ditampilkan pada satu diagram.

Jika unsur-unsur linier memiliki penyebaran random, maka titik-titik yang mererpesentasikan unsur-unsur itu juga akan tersebar secara random dalam petrofabric diagram. Jika unsur-unsur itu memperlihatkan pengarahan, maka titik-titik yang me-representasikannya akan terkonsentrasi pada tempat-tempat tertentu. Untuk memperlihatkan penyebaran atau densitas titik-titik tersebut, kita dapat menyajikan data itu dengan garis-garis kontur. Setiap daerah yang dibatasi oleh kontur tertentu kemudian dapat diberi simbol tersendiri. Dengan demikian, dalam petrofabric diagram, kontur digunakan untuk menunjukkan jumlah titik data dalam setiap satuan luas (gambar 3-29B). Para ahli biasanya tidak menyatakan angka aktual dari densitas titik-titik tersebut, melainkan jumlah relatifnya (persentasenya). Satuan luas yang digunakan biasanya 1% luas keseluruhan diagram.

Titik-titik yang merepresentasikan sumbu unsur-unsur kemas yang berbentuk garis atau titik-titik yang merepresentasikan garis yang tegak lurus terhadap unsur-unsur kemas yang berbentuk bidang dapat membentuk zona atau sabuk dengan konsentrasi titik proyeksi yang beragam. Zona-zona seperti itu disebut girdle.

Meskipun konsep kemas dimensi dapat diterapkan pada semua sedimen klastika, termasuk beberapa tipe batugamping, namun pengukuran unsur-unsur kemas dalam batuan klastika yang kompak sukar untuk dilakukan. Imbrikasi kerikil-kerikil pipih dalam suatu konglomerat dapat dengan relatif mudah dilihat, namun apabila kita tidak dapat menandai, memindahkan, dan melakukan reorientasi kerikil-kerikil seperti itu, maka analisis kemas tidak mungkin dapat dilaksanakan pada konglomerat itu. Bidang-bidang perlapisan mungkin dapat memberikan informasi penting. Pada bidang perlapisan itu kita dapat melihat orientasi kerikil memanjang, fosil berbentuk kerucut atau fosil memanjang, serta material rombakan tumbuhan.

Orientasi partikel pasir dalam suatu batupasir tidak mudah untuk ditentukan. Sayatan-sayatan tipis pada arah yang tegak lurus terhadap bidang perlapisan biasanya memperlihatkan bahwa sumbu panjang partikel sejajar dengan bidang perlapisan atau, pada kasus-kasus tertentu, terimbrikasi. Sayatan pada arah yang sejajar dengan bidang perlapisan umumnya memper-lihatkan pengarahan partikel-partikel memanjang. Beberapa teknik telah dikembangkan untuk mempelajari kemas batupasir (Martinez, 1963; Nanz, 1955; Bonham & Spotts, 1971).

3.4.4 Konsep Simetri dan Tipe-Tipe Kemas

Apabila orientasi unsur-unsur kemas dalam suatu batuan tidak beraturan, maka batuan itu dikatakan memiliki kemas isotrop (isotropic fabric). Namun, apabila unsur-unsur kemas dalam suatu batuan memperlihatkan preferred orientation, maka dikatakan bahwa batuan itu memiliki kemas anisotrop (anisotropic fabric). Meskipun pola kemas sangat beragam, namun endapan sedimen hanya memperlihatkan beberapa aturan-susunan yang sederhana. Karena orientasi suatu unsur kemas tergantung pada bentuk unsur itu, maka akan terasa bermanfaat apabila pada saat ini kita meninjau secara singkat pola-pola umum yang diperlihatkan oleh kategori-kategori utama dari bentuk butir.

Pola-pola umum yang diperlihatkan oleh kategori-kategori utama bentuk butir paling baik dicandra dengan merujuk pada dua bidang. Pertama, bidang horizontal yang lebih kurang mendekati bidang pengendapan (surface of deposition). Kedua, bidang vertikal yang sejajar dengan arah aliran. Hal yang sangat penting artinya adalah orientasi suatu unsur kemas dan hubungan antara pola yang dihasilkan oleh populasi unsur-unsur tersebut dengan bidang-bidang rujukan tersebut.

Unsur kemas yang berbentuk bola sudah barang tentu tidak dapat memperlihatkan pola kemas tertentu.

Unsur kemas yang berbentuk batang dicandra dengan menyatakan orientasi sumbu panjangnya. Pola kemas yang dihasilkan dapat random atau isotrop (gambar 3-30A). Unsur-unsur itu juga dapat tersebar secara terbatas pada bidang horizontal tertentu, namun pola penyebaran horizontalnya bersifat random dan kutub-kutubnya membentuk suatu girdle (gambar 3-30B). Unsur-unsur itu juga dapat memperlihatkan kemas arus (current fabric) yang disebabkan oleh penyusunan-ulang pada bidang horizontal dengan kutub-kutub terletak tegak lurus terhadap arus pembentuknya (gambar 3-30C) atau sejajar dengan arus pembentuknya (gambar 3-30D). Selain itu, unsur berbentuk batang masih dapat membentuk kemas lain, namun kemas-kemas itu jarang ditemukan, misalnya saja sebagai suatu kutub tunggal di bagian tengah diagram (sumbu panjang sebagian dropstones yang vertikal akan memperlihatkan kemas seperti itu).

Orientasi unsur berbentuk cakram dapat dicandra berdasarkan pola kemas yang diperlihatkan oleh sumbu pendek yang pada dasarnya terletak tegak lurus terhadap bidang cakram. Cakram dapat terletak pada bidang perlapisan dimana sumbu pendek cakram itu terletak tegak lurus terhadap bidang perlapisan (gambar 3-30E). Unsur-unsur kemas berbentuk cakram juga dapat tersusun-ulang oleh arus dan memperlihatkan kemas imbrikasi yang miring ke hulu. Pada kasus ini, sumbu pendek tidak akan terletak di tengah diagram (gambar 3-30F).

3.4.5 Kemas Sedimen

3.4.5.1 Kemas Gravel

Preferred orientation dalam beberapa gravel telah diketahui sejak lama. Pola susunan kerikil pipih yang seperti susunan genting dalam beberapa gravel dan konglomerat dinamakan “struktur imbrikasi” (“imbricate structure”) (Becker, 1893). Lihat gambar 3-32. Cailleux (1945) mempelajari kemiringan sekitar 4000 kerikil dalam formasi-formasi yang umurnya berkisar mulai dari Paleozoikum hingga resen. Hasilnya menunjukkan bahwa imbrikasi merupakan jenis kemas yang paling sering ditemukan. Dalam formasi bahari, imbrikasi itu memperlihatkan arah yang agak bervariasi, sedangkan dalam endapan sungai sudut kemiringan imbrikasi sangat seragam. Inklinasi partikel-partikel gravel endapan sungai, ke arah hulu, rata-rata berharga 15–30o; endapan bahari memperlihatkan inklinasi 2–15o. Secara umum, kerikil pipih memiliki inklinasi yang lebih kecil dibanding kerikil yang tidak terlalu pipih; partikel-partikel yang relatif besar memiliki orientasi yang lebih baik dibanding partikel yang relatif kecil. Kerikil-kerikil yang saling bersentuhan memiliki orientasi yang lebih baik dibanding kerikil-kerikil terisolir. Menurut Unrug (1957), sudut inklinasi cenderung berkurang ke arah hilir. Hal itu dinisbahkan oleh Unrug (1957) pada “pemilahan gravel yang lebih buruk ke arah hilir”. Johansson (1965b), yang melakukan penelitian paling komprehensif terhadap kemas gravel setelah Cailleux (1945), menyatakan bahwa imbrikasi merupakan indikator arus yang paling dapat diandalkan dalam endapan sungai masa kini. Inklinasi pada endapan sungai masa kini bervariasi mulai dari sekitar 10o hingga sekitar 30o. Inklinasi sebesar itu memiliki kaitan dengan kepipihan dan “kondisi-kondisi hidrodinamika”. Inklinasi yang tinggi (sekitar 40o) dalam konglomerat Keweenawan (Prakambrium) ditafsirkan oleh White (1952) sebagai akibat terkonsentrasinya kerikil pipih pada sayap-sayap lubang kerukan. Karena itu, kemiringan itu merupakan sebuah ukuran dari sudut henti (angle of repose).

Orientasi sumbu panjang kerikil berbentuk batang tidak terlalu dipahami sebagaimana orientasi kerikil berbentuk cakram. Bahkan, para ahli menemukan fakta-fakta yang kontroversial. Kesejajaran sumbu panjang dengan arah arus telah dikemukakan oleh banyak ahli seperti Krumbein (1940, 1942a), Schlee (1957), serta Dumitriu & Dumitriu (1961). Walau demikian, Twenhofel (1932), Unrug (1957), Doeglas (1962), Sedimentary Petrology Seminar (1965), serta Rust (1972) melaporkan adanya orientasi sumbu panjang yang tegak lurus terhadap arah arus. Pendapat itu ditunjang oleh hasil penelitian eksperimental yang dilakukan oleh Sarkisian & Klimova (1955) serta Kelling & Williams (1967). Fakta-fakta yang berlawanan itu mungkin dipengaruhi oleh beberapa faktor. Johansson menyatakan bahwa kerikil yang ketika diangkut selalu bersentuhan dengan substrat cenderung untuk diendapkan sedemikian rupa sehingga sumbu panjang kerikil itu tegak lurus terhadap arah arus. Di lain pihak, kerikil yang diangkut dalam medium pengangkut—misalnya dalam es gletser, aliran lumpur, dsb—cenderung sejajar dengan arah aliran karena adanya pengaruh shearing stress medium yang bergerak. Menurut Rust (1972), orientasi yang tegak lurus terhadap arah arus paling jelas terlihat apabila kerikil-kerikil yang terorientasi itu terisolasi pada bidang batas sedimen-fluida yang disusun oleh pasir. Orientasi itu akan menghilang sejalan dengan makin bertambah banyaknya kerikil sedemikian rupa sehingga akhirnya terbentuk orientasi yang sejajar dengan arah aliran. Kecepatan aliran tampaknya merupakan salah satu faktor yang menentukan orientasi kerikil. Torrential flow menyebabkan terbentuknya orientasi yang sejajar dengan arah aliran.

3.4.5.2 Kemas Till

Preferred orientation dari till stone telah lama digunakan sebagai kriterion arah aliran es (Richter, 1932, 1936; Krumbein, 1939; Holmes, 1941; Karlstrom, 1952; Harrison, 1957; Virkkala, 1960; Seifert, 1954; West & Donner, 1956; Kauranne, 1960; dll). Seperti yang dapat diinferensikan dari glacial striation, chatter mark, dan kriteria pergerakan es yang lain, partikel berbentuk batang dalam ground morainal till cenderung sejajar dengan arah pergerakan es. Pada beberapa kasus, ditemukan adanya partikel yang terletak lebih kurang tegak lurus terhadap arah pergerakan es, meskipun frekuensinya jauh lebih rendah dibanding partikel yang sejajar dengan arah pergerakan es. Pada morainal till lain, kemas yang terlihat mungkin kompleks. Kemas till secara umum merupakan alat yang bermanfaat untuk menentukan arah pergerakan es, khususnya pada saat tidak ditemukan kriteria lain (Lindsey, 1966; Halbach, 1962).

3.4.5.3 Kemas Pasir

Kemas pasir dan batupasir kurang begitu dipahami dibanding kemas gravel. Hal itu terutama terjadi karena adanya berbagai kesulitan dalam pemelajaran kemas material yang relatif halus. Banyak usaha telah dilakukan oleh para ahli untuk mengukur posisi sumbu panjang (Schwarzacher, 1951) dan sumbu panjang semu (Griffiths, 1949; Griffiths & Rosenfeld, 1950) partikel membatang serta orientasi sumbu-c kristal (Rowland, 1946) yang didasarkan pada premis bahwa sumbu panjang partikel memiliki hubungan yang erat dengan sumbu-c kristal.

Wayland (1939) menyatakan bahwa orientasi sumbu panjang kristal kuarsa cenderung sama dengan orientasi sumbu-c kristal itu. Ramisch (1942) mendukung hasil-hasil penelitian Wayland (1939). Karena itu, jika partikel kuarsa yang tidak ber-bentuk bola diarahkan oleh arus dasar pada saat diendapkan, maka batupasir itu kemungkinan besar akan memperlihatkan kemas kristalografi. Analisis petrofabric yang dilakukan Wayland terhadap St. Peter Sandstone (Ordovisium) menunjukkan bahwa sumbu optik c dari kuarsa memang memperlihatkan orientasi seperti itu. Rowland (1946) mencoba untuk mengeksplorasi lebih jauh hubungan antara arah dimensi dengan arah kristalografi dalam kuarsa klastika, namun hasil-hasil penelitiannya agak kurang konklusif. Kesulitan agaknya sebagian muncul dari fakta bahwa kuarsa memiliki belahan rhombohedra dan, meskipun tidak sempurna, belahan itu cenderung menyebabkan terbentuknya fragmen-fragmen memanjang yang sumbu panjangnya sejajar dengan sumbu kristal c (Bloss, 1957; Bonham, 1957; Zimmerle & Bonham, 1962). Hubungan antara orientasi dimensi dengan orientasi kristalografi memungkinkan kita untuk menentukan orientasi dimensi dengan menggunakan suatu fotometer pada sayatan tipis yang dipotong pada arah yang sejajar dengan bidang perlapisan (Martinez, 1958; 1963).

Secara umum, kemas dimensi dari kuarsa yang berkaitan dengan aliran adalah kemas yang terlihat pada sayatan yang sejajar dengan bidang perlapisan, khususnya sayatan batupasir yang bidang perlapisan horizontalnya tidak terganggu (gambar 3-32). Rajahan dari sumbu panjang semu yang terlihat pada sayatan itu umumnya memperlihatkan bahwa arah rata-rata sumbu itu sejajar atau hampir sejajar dengan arah aliran sebagaimana yang terlihat dari hasil analisis struktur bidang perlapisan bawah (Sestini & Pranzini, 1965). Kesesuaian seperti itu juga ditemukan antara kemas partikel dengan dielectric anisotropy (McIver, 1970). Lihat gambar 3-33. Walau demikian, adanya pengecualian dari itu telah dilaporkan oleh beberapa ahli (Onions & Middleton, 1968; Parkash & Middleton, 1970).

Hubungan antara sumbu panjang semu dengan arah arus didukung oleh hasil-hasil penelitian eksperimental (Dapples & Rominger, 1945). Ujung yang relatif besar dari partikel yang tidak setangkup cenderung mengarah ke hulu. Pemelajaran ter-hadap sedimen gisik, sungai, dan gumuk masa kini menunjukkan adanya kemas dimensi yang jelas pada bidang yang sejajar dengan bidang perlapisan (Nanz, 1955; Curray, 1956).

Sayatan tipis batupasir yang dipotong pada arah yang tegak lurus terhadap bidang perlapisan dan sejajar dengan arah arus memperlihatkan bahwa imbrikasi partikel pasir umumnya, meskipun tidak selalu, miring ke arah hulu (Sestini & Pranzini, 1965).

Kemas pasir diketahui memiliki kaitan yang sangat erat dengan permeabilitas vektoral (Griffiths, 1949; Griffiths & Rosenfeld, 1950, 1953).

3.4.5.4 Kemas Lempung dan Serpih

Partikel-partikel lempung, khususnya mineral lempung, memiliki perawakan seperti mika dan umumnya pipih (Marshall, 1941; Bates, 1958). Meskipun partikel-partikel itu diendapkan secara random, namun tekanan gravitasi dan kompaksi yang ditimbulkan oleh tekanan gravitasi itu pada akhirnya akan menyebabkan partikel-partikel terputar dan terletak pada satu bidang yang sama sedemikian rupa sehingga partikel-partikel itu akan terletak sejajar atau terletak hampir sejajar satu sama lain. Orientasi seperti itu menyebabkan porositas serpih atau lempung menjadi berkurang serta menyebabkan terbentuknya anisotropi kemas dan penyubanan (fissility). Hal itu terlihat dengan jelas dari hasil-hasil analisis sinar-X yang dilakukan terhadap kemas kaolinit dari serangkaian sampel yang diambil dari suatu nodul siderit secara berturut-turut mulai dari pusat hingga bagian tepi nodul itu (Oertel & Curtis, 1972). Tampaknya konkresi itu merekam sejarah kompaksi serpih yang melingkupinya. Konkresi itu sendiri terbentuk sebelum serpih yang melingkupinya terkompaksi dan pertumbuhan konkresi terus berlanjut hingga kompaksi hampir selesai. Kemas kaolinit memperlihatkan perubahan progresif, mulai dari kemas yang hampir random di bagian tengah konkresi, hingga kemas yang sangat terarah pada permukaan konkresi. Pembahasan yang lebih mendalam mengenai faktor-faktor kimia dan mekanis yang mengontrol kemas lempung disajikan oleh Meade (1964).

Pengamatan terhadap sayatan tipis serpih yang dipotong pada arah yang tegak lurus terhadap bidang perlapisan menunjuk-kan adanya efek-efek “kepunahan massa” di bawah nikol bersilang. Hal itu mengindikasikan bahwa lempeng-lempeng mineral lempung terletak sejajar dengan bidang perlapisan. Walau demikian, Keller (1946) menunjukkan bahwa sebagian fire clay disusun oleh lempeng-lempeng mineral yang tersebar secara random. Dia berkeyakinan bahwa hal itu terjadi sebagai akibat pertumbuhan lempeng-lempeng itu dalam suatu gel lempung setelah lempung itu sendiri diendapkan. Lempung seperti itu memiliki bidang belahan konkoidal hingga tidak beraturan.

3.4.5.5 Kemas Batugamping dan Dolomit

Kemas primer dari batugamping dan dolomit telah diteliti oleh Sander (1936) dan Hohlt (1948). Kemas kristalografi yang berkembang baik telah dilaporkan oleh Hohlt. Pola-pola yang diperlihatkan oleh Sander sebagian besar merupakan kemas pertumbuhan (growth fabric) dalam ruang pori dan bukaan lain. Kemas itu terbentuk akibat tumbuhnya deretan kristal pada dinding lubang tersebut. Kemas kristalografi kemungkinan besar tidak akan ditemukan dalam batugamping dan dolomit yang tidak dikenai stress.

Kemas dimensi juga sering ditemukan dalam batugamping dan dolomit. Kemas itu berkaitan dengan pengarahan berbagai unsur rangka yang datar (atau berbentuk seperti batang) atau cekung-cembung (Dunham, 1962). Kemas itu akan dibahas lebih jauh pada 3.4.5.6. Kemas diagenetik akan dibahas pada bagian akhir dari bab ini dan dalam Bab 10.

3.4.5.6 Orientasi Fosil

Benda organik juga memberikan tanggapan terhadap aliran. Cangkang organisme berbentuk cekung-cembung dapat ter-letak demikian rupa sehingga cekung ke atas atau cembung ke atas. Walau demikian, apabila cangkang seperti itu diangkut oleh arus, orientasinya cenderung seragam, dalam hal ini cembung ke atas. Dengan demikian, pengarahan cangkang seperti itu merupakan indeks kecepatan arus sekaligus indeks posisi stratigrafi (Shrock, 1948). Walau demikian, ada ahli yang melaporkan bahwa pada beberapa endapan yang ditafsirkan sebagai turbidit, cangkang itu cekung ke atas (Cromwell dkk, 1966). Orientasi seperti itu memang dapat dihasilkan oleh arus turbid (Middleton, 1967).

Fosil yang memperlihatkan pengarahan juga dapat berperan sebagai indeks arah arus. Sebagaimana dikemukakan oleh para ahli sejak lama, Tentaculite, koloni-koloni graptolit (Ruedemann, 1897; Moors, 1969), dan fosil lain yang bentuknya mirip dengan itu memperlihatkan gejala pengarahan pada bidang perlapisan. Chenowith (1952) menunjukkan bahwa orthoceracone cephalopods dan high-spired gstropods memperlihatkan orientasi yang baik dalam Formasi Trenton di Negara Bagian New York. Fosil-fosil itu cenderung sejajar dan tegak lurus terhadap pararipples yang ada dalam lapisan itu. Chenowith berkeyakinan bahwa orientasi fosil-fosil itu, yakni tegak lurus terhadap gelembur dan sejajar dengan arah arus, muncul karena terpindahkan-nya pusat gravitasi fosil-fosil itu. Untuk mendukung gagasannya itu, dia merajahkan posisi sumbu panjang dan puncak (apex) fosil-fosil itu (gambar 3-34). Menurut Seilacher (1960), diagram mawar yang memperlihatkan pengarahan yang berlawanan (pola “dasi kupu-kupu”) merepresentasikan orientasi cangkang detritus tegak lurus terhadap arah arus, sedangkan pola yang cenderung mengarah ke satu arah mengindikasikian orientasi yang sejajar dengan arah arus (gambar 3-35).

Salah satu kriteria arus purba yang paling sering ditemukan adalah “lineasi arang kayu” (“charcoal lineation”). Berdasarkan asosiasinya dengan struktur sedimen lain, diketahui bahwa lineasi arang kayu itu dapat sejajar (Colton & DeWitt, 1959) maupun tegak lurus (Pelletier, 1958) terhadap arah arus. Orientasi yang normal kemungkinan sejajar dengan arah arus. Walau demikian, sebagaimana kasus partikel berbentuk batang (Ingerson, 1940) dan banyak fosil berbentuk batang (Seilacher, 1960), kesejajar-an arang kayu dapat dikontrol oleh gelembur. Pada kasus itu, sumbu panjang arang kayu akan sejajar dengan arah lembah gelembur.

3.4.6 Evaluasi Kemas Sedimen

Sebagaimana kasus besar butir, para ahli telah banyak melakukan penelitian terhadap kemas sedimen, namun hasil-hasil penelitian itu masih belum sebanding dengan tenaga, waktu, dan biaya yang selama ini dikeluarkan. Selain itu, sebagaimana kasus besar butir, keterbatasan hasil-hasil penelitian kemas antara lain disebabkan oleh fakta bahwa teknik-teknik yang dapat diterapkan secara langsung pada gravel dan pasir masa kini tidak dapat diterapkan pada batuan yang telah terlitifikasi dengan baik. Kemas dimensi pasir juga cenderung terganggu atau terhapus oleh nendatan, deformasi, atau bioturbasi. Pergerakan-pergerakan tektonik menyebabkan tertutupnya kemas primer dan kemudian menutupinya dengan kemas deformasi. Pemelajar-an kemas terutama ditujukan pada penentuan arah arus purba. Kriteria lain yang digunakan untuk menafsirkan arus purba—lapisan silang-siur, gelembur, dan struktur bidang perlapisan bawah—lebih mudah untuk dilihat dan diukur sehingga para ahli umumnya hanya akan melakukan analisis kemas yang banyak memakan tenaga dan waktu itu apabila dia tidak menemukan kriteria lain yang dapat digunakan untuk menentukan arah arus purba.

Manfaat terbesar dari kemas, terutama kemas pasir, adalah membantu seseorang dalam menentukan orientasi tubuh pasir yang ditemukan dalam lubang bor. Jika ada korelasi antara kemas dengan bentuk tubuh pasir, dan jika kemas suatu oriented core dapat diketahui, maka manfaat kemas dalam memprediksikan trend tubuh pasir dari satu lubang tunggal sangat besar. Pengetahuan mengenai kemas sedimen juga membantu kita dalam memahami sifat-sifat geofisika yang berkatain dengan anisotropi tubuh pasir.

3.4.7 Geometri Rangka dari Sedimen Detritus

3.4.7.1 Pembandelaan

Pembandelaan (packing) berkaitan dengan aturan-susunan unsur-unsur rangka, dimana setiap unsur didukung dan tertahan oleh unsur lain yang berada dalam kontak tangensial (tangential contact; point contact) dengannya (Graton & Fraser, 1935).

Ada beberapa alasan yang menyebabkan pentingnya pemelajaran pembandelaan. Pembandelaan tertutup (close packing) menyebabkan menurunnya volume dan ukuran ruang pori batuan. Karena itu, pembandelaan tertutup menyebabkan terubahnya porositas dan permeabilitas batuan. Pembandelaan “terbuka” (“open” packing; “loose” packing) memiliki efek yang berlawanan dengan pembandelaan tertutup. Pertanyaan mengenai proses dan agen apa yang bertanggungjawab terhadap pemunculan pembandelaan yang beragam dalam endapan gisik (sebagian terbuka dan sebagian lain tertutup) telah menjadi bahan kajian para ahli yang mempelajari endapan itu (Kindle, 1936). Meskipun kontak antar partikel pada mulanya berupa kontak noktah, namun kontak itu dapat terubah kemudian karena terjadinya pelarutan intrastrata sedemikian rupa sehingga partikel-partikel penyusun batuan menjadi makin berdekatan. Pemelajaran tentang hubungan antar partikel mampu memberikan informasi yang bermanfaat mengenai khuluk perubahan-perubahan diagenetik pasca-pengendapan.

Pemelajaran pembandelaan memerlukan adanya suatu definisi yang lebih cermat dari istilah pembandelaan itu sendiri. Definisi itu antara lain diperlukan untuk mengukur “ketertutupan” pembandelaan serta untuk melihat perubahan-perubahan apa yang terjadi pada pembandelaan akibat proses-proses pasca-pengendapan. Pemelajaran itu dapat diarahkan pada analisis teoritis atau eksperimental terhadap pembandelaan partikel-partikel berbentuk bola serta pengamatan yang mendetil terhadap pembandelaan agregat alami, baik dengan cara melakukan pengamatan langsung terhadap endapan alami maupun dengan melakukan penelitian eksperimental. Pembahasan yang lebih mendetil mengenai berbagai ancangan untuk meneliti pem-bandelaan dapat ditemukan dalam berbagai karya tulis ilmiah, khususnya dalam monograf yang disusun oleh Graton & Fraser (1935), Fraser (1935), serta Kahn (1956a, 1956b, 1959).

Unsur-unsur rangka sedimen klastika kasar (gravel dan pasir) ialah butiran-butiran kerikil dan pasir yang menjadi penyusun endapan itu. Unsur-unsur klastika itu tidak berbentuk seperti bola dan memiliki ukuran yang tidak seragam. Walau demikian, pemahaman mengenai fenomenon pembandelaan dan efeknya terhadap porositas dan permeabilitas dapat diperoleh dengan mengasumsikan bahwa suatu batuan disusun oleh partikel-partikel berbentuk bola yang ukurannya seragam (pada kebanyakan sedimen klastika kasar, partikel penyusunnya memiliki bentuk yang hampir mendekati bentuk bola; sebagai contoh, pada pasir tertentu, partikel-partikel penyusunnya memiliki kebolaan rata-rata 0,80, bahkan lebih). Karena itu, penelaahan pertama hendak-nya dilakukan terhadap agregat yang disusun oleh partikel-partikel yang ukurannya seragam. Setelah itu, baru dilakukan penelaahan terhadap agregat yang disusun oleh partikel-partikel yang ukurannya tidak seragam.

Pembandelaan partikel-partikel berbentuk bola yang ukurannya seragam mungkin tidak beraturan, namun mungkin pula repretitif dan sistematis. Hasil penelaahan terhadap hal itu menunjukkan bahwa meskipun pada dasarnya ada enam pola pembandelaan sistematis yang berbeda, namun hanya ada satu pola pembandelaan yang paling tertutup dan paling ketat, yakni pola rhombohedra (Slichter, 1899). Pembandelaan itu memiliki porositas paling rendah. Karena pola itu juga merupakan pola pembandelaan yang paling stabil dan alami, maka agregat alami yang disusun oleh partikel-partikel yang ukurannya hampir sama pada umumnya memiliki pembandelaan rhombohedra. Sebagian besar endapan alami memperlihatkan pembandelaan yang tidak beraturan, meskipun dalam setiap endapan itu dapat ditemukan beberapa “koloni” atau “zona” dimana pembandela-annya tertutup. Pembandelaan rhombohedra dicirikan oleh suatu unit cell yang terdiri dari enam bidang yang melewati pusat-pusat bola yang terletak pada sudut-sudut rhombohedron; setiap sisi bidang itu memiliki panjang 2R (gambar 3-36). Pem-bandelaan rhombohedron jauh berbeda dengan pembandelaan kubus yang merupakan tipe pembandelaan sistematis yang paling “terbuka”. Pembandelaan kubus disusun oleh unit cell yang terdiri dari enam bidang yang sudut-sudutnya merupakan pusat-pusat bola (gambar 3-36). Dalam pembandelaan rhombohedra, porositas berharga 25,95%, sedangkan pada pem-bandelaan kubus porositas berharga 47,64%.

Setiap bidang yang diletakkan secara random pada bola-bola yang terbandelakan secara sistematis akan memperlihatkan adanya zona-zona zat padat dan zona-zona ruang pori. Walau demikian, ruang-ruang pori itu bukan merupakan ukuran yang sebenarnya dari luas ruang total yang memungkinkan mengalirnya fluida karena sebagian ruang pori tertutup dan tidak ber-hubungan dengan ruang pori lain. Namun, jika bidang potong itu melewati pusat-pusat bola yang ada dalam satu lapisan rhombohedra, maka zona-zona ruang pori pada bidang itu merupakan ukuran luas penampang minimal sebenarnya dari ruang pori yang yang dapat dilalui oleh fluida. Ukuran itu dapat disebut sebagai “porositas yang bermanfaat” (“useful porosity”). Pada pembandelaan rhombohedra, meskipun porositasnya berharga 25,95%, namun porositas efektifnya hanya 9,30%. Perbedaan antara porositas dengan porositas efektif itu tidak mempengaruhi kapasitas sistem ruang pori untuk menyimpan fluida, namun akan mempengaruhi pergerakan fluida melalui batuan atau, dengan kata lain, akan mempengaruhi permeabilitasnya.

Jika sejumlah besar bola yang diameternya sama disusun secara sistematis, maka akan ada nilai diameter maksimum yang tidak boleh dilebihi oleh suatu partikel kecil berbentuk bola agar dapat melewati ruang-ruang pori yang terletak diantara partikel-partikel besar itu. Untuk pembandelaan rhombohedra, diameter kritis itu adalah 0,154D (dimana D adalah diameter partikel besar). Demikian pula, ada nilai diameter maksimum yang tidak boleh dilebihi oleh suatu partikel kecil berbentuk bola agar dapat menempati ruang-ruang pori yang terletak diantara partikel-partikel besar. Untuk pembandelaan rhombohedra, diameter kritis itu adalah 0,414D dan 0,225D (diameter kritis itu ada dua karena dalam pembandelaan tersebut ada dua tipe dan ukuran ruang pori). Konsep-konsep teoritis itu tidak dapat diterapkan begitu saja pada endapan alami karena endapan alami tidak disusun oleh partikel-partikel berbentuk bola, karena endapan alami tidak disusun oleh partikel-partikel yang ukurannya seragam, dan karena endapan alami tidak seluruhnya memiliki pembandelaan yang sistematis. Walau demikian, jika material pengisi ruang pori yang terletak diantara partikel-partikel besar memiliki diameter lebih dari 0,154 kali diameter partikel-partikel besar, maka dapat disimpulkan bahwa partikel-partikel “halus” itu tidak diendapkan setelah rangka batuan itu terbentuk, melainkan diendap-kan bersama-sama dengan partikel-partikel besar. Fakta itu akan menyebabkan munculnya distribusi besar butir bimodus seperti yang diperlihatkan oleh beberapa gravel.

Pada endapan baru, partikel-partikel berhubungan dengan kontak tangensial. Karena itu, suatu sayatan random yang melalui endapan itu jarang memotong titik-titik kontak tersebut. Karena itu, pada sayatan seperti itu, banyak partikel tampak tidak berhubungan sama sekali (gambar 3-37). Namun, jika kontak itu terubah sedemikian rupa sehingga luas bidang kontak menjadi bertambah, maka daerah kontak itu akan memiliki probabilitas yang lebih tinggi untuk terlihat pada sayatan random (tabel 3-10). Ketika terubah, kontak tangensial menjadi makin panjang, cekung-cembung, atau memperlihatkan sutura (gambar 3-38). Jane Taylor (1950) mempelajari kontak antar partikel dalam batupasir yang terletak pada kedalaman yang berbeda-beda dalam sumur-dalam di Wyoming. Pasir normal terlihat memiliki 1,6 kontak per butir (kemungkinan besar 0,85 kontak per butir menurut Gaither, 1953). Pada kedalaman 900 meter, pasir memiliki 2,5 kontak per butir, dan pada kedalaman 2570 meter pasir itu memiliki 5,2 kontak per butir. Data tersebut mengindikasikan bahwa batupasir mengalami “kondensasi” yang menyebabkan partikel-partikel penyusunnya lebih dekat satu sama lain dan meningkatnya kontak antar butir. Taylor menisbahkan fakta itu pada pelarutan dan presipitasi intrastrata serta pada aliran partikel-partikel kuarsa dalam wujud padat. Taylor mengajukan beberapa fakta yang diyakininya merupakan bukti adanya tekanan yang, pada gilirannya, memicu terjadinya pelarutan dan presipitasi. Fakta-fakta yang diajukannya antara lain adalah mika yang melengkung dan butiran-butiran kuarsa yang pecah. Walau demikian, aliran zat padat itu sendiri sukar untuk dibuktikan. Selain itu, sebagaimana diperkirakan oleh Waldschmidt (1943), kontak cekung-cembung yang dilihat oleh Taylor mungkin merupakan efek pelarutan. Selain kuarsa, partikel lain yang menyusun batuan mungkin likat. Deformasi partikel-partikel likat dapat menyebabkan menurunnya porositas batuan. Rittenhouse (1971) mengajukan sejumlah estimasi mengenai efek-efek kompaksi mekanik seperti itu.

Banyak ahli telah berusaha untuk mengukur pembandelaan. Jumlah kontak per butir merupakan salah satu ukuran atau indeks pembandelaan. Kahn (1956a) mengusulkan dua ukuran. Pertama, packing proximity, yang pada dasarnya merupakan jumlah kontak per butir (nisbah jumlah kontak antar butir terhadap jumlah total butiran yang terhitung pada suatu sayatan). Kedua, packing density, yakni nisbah panjang kontak partikel terhadap panjang total lintasan pengukuran. Indeks pembandela-an lain pernah diusulkan oleh Smalley (1964a, 1964b), Allen (1962), Emery & Griffiths (1964), serta Melton (1964).

Sayang sekali, pemelajaran terhadap kontak antar partikel serta pengukuran pembandelaan masih agak subjektif. Hal itu antara lain disebabkan oleh ketidakakuratan atau ketidaktepatan pengamatan. Batas-batas asli antar partikel kuarsa dalam beberapa batupasir sebagian atau seluruhnya hilang karena adanya secondary overgrowth kuarsa serta hanya dapat dilihat dengan metoda catholuminescence. Kontak-kontak lain tertutup oleh matriks sedemikian rupa sehingga banyak orang sering ragu apakah pada suatu bagian batuan ada kontak antar partikel atau tidak.

3.4.7.2 Porositas

Porositas didefinisikan sebagai persentase ruang pori dalam volume total batuan. Ruang pori sendiri diartikan sebagai ruang dalam tubuh batuan yang tidak diisi oleh zat padat. Dengan demikian, porositas yang dimaksud di atas adalah ruang pori total, bukan ruang pori efektif. Ruang pori total mencakup semua ruang yang tidak terisi oleh zat padat, baik ruang yang berhubungan maupun ruang yang tidak berhubungan. Ruang pori efektif adalah ruang-ruang pori yang berhubungan satu sama lain.

Berbeda dengan batuan kristalin yang tidak memiliki porositas, sedimen klastika memiliki porositas. Adanya porositas itu dinisbahkan pada fakta bahwa komponen-komponen klastika, sewaktu diendapkan, tidak membentuk kontak menerus satu sama lain. Partikel-partikel penyusun sedimen klastika hanya membentuk kontak tangensial. Sistem ruang pori, selain dapat berperan sebagai tempat penyimpan fluida, juga membentuk jalur-jalur yang dapat dilalui oleh fluida. Karena itu, volume ruang pori dalam suatu batuan, kapasitas batuan itu untuk menyimpan fluida, dan kemampuan batuan itu untuk melewatkan fluida, sangat penting artinya dalam pemelajaran minyakbumi, gasbumi, garam-garam alami, dan air tanah. Karena itu, banyak ahli mencoba untuk memahami porositas dan banyak cara telah dirancang untuk mengukur porositas. Pembahasan mengenai cara-cara untuk mengukur porositas dapat ditemukan dalam berbagai manual laboratorium seperti karya Müller (1967) dan Curtis (1971). Pembahasan yang lebih mendalam mengenai porositas dapat ditemukan dalam karya tulis von Engelhardt (1960).

Khuluk batuan detritus yang sarang merupakan salah satu faktor dan kondisi utama yang menyebabkan terjadinya re-organisasi diagenetik. Porositas, misalnya saja, menyebabkan ketidakhomogenan penyebaran tekanan yang diberikan oleh strata yang terletak di atas suatu batuan; tekanan itu hanya diterima oleh titik-titik kontak antar partikel yang tidak begitu luas apabila dibandingkan dengan luas seluruh batuan. Hal itu pada gilirannya menyebabkan terjadinya pelarutan pada titik-titik kontak dan terjadinya presipitasi pada ruang-ruang pori. Selain itu, fluida yang menempati ruang-ruang pori merupakan medium tempat terjadinya reaksi-reaksi kimia. Fluida itu sendiri dapat bereaksi dengan unsur-unsur padat penyusun batuan. Karena terjadinya pelarutan, presipitasi, pengisian, dan perubahan-perubahan diagenetik lain, porositas suatu sedimen dapat hilang sejalan dengan bertambahnya umur batuan dan kedalaman (Füchtbauer & Reineck, 1963; Füchtbauer, 1967). Makin tinggi derajat diagenesisnya, makin mirip suatu batuan sedimen dengan batuan metamorf atau batuan beku.

Porositas dapat dianggap sebagai sifat primer maupun sifat sekunder (Fraser, 1935). Porositas primer merupakan sebuah sifat inheren dan muncul pada saat sedimen diendapkan. Porositas sekunder terbentuk akibat perubahan-perubahan yang dialami sedimen setelah fasa pengendapan selesai, perubahan-perubahan mana menyebabkan bertambahnya porositas primer. Sedimen karbonat merupakan batuan yang paling rentan terhadap proses-proses pembentukan porositas sekunder, meskipun sebagian batupasir juga memiliki porositas sekunder sebagai hasil pelindian (leaching) semen karbonat yang ada didalamnya.

Porositas primer dari suatu sedimen dipengaruhi oleh keseragaman partikel-partikel penyusunnya, bentuk partikel-partikel itu, cara pengendapannya, pembandelaan partikel-partikel itu, serta kompaksi yang berlangsung selama dan setelah sedimen itu diendapkan.

Secara teoritis, ukuran aktual dari partikel-partikel penyusun batuan tidak mempengaruhi porositas. Walau demikian, fakta menunjukkan bahwa sedimen berbutir halus memiliki porositas yang lebih tinggi dibanding sedimen berbutir kasar (tabel 3-11). Fakta itu tidak mengimplikasikan adanya hubungan sebab akibat antara porositas dengan ukuran partikel penyusun batuan karena pada kasus itu ukuran partikel sendiri sebenarnya lebih berkorelasi dengan bentuk partikel; bentuk partikel itulah yang menyebabkan munculnya fenomena tersebut.

Keseragaman ukuran partikel merupakan faktor yang sangat penting dalam menentukan porositas sedimen (Rogers & Head, 1961). Porositas tertinggi biasanya ditemukan pada sedimen yang disusun oleh partikel-partikel yang ukurannya sama. Masuknya partikel-partikel lain ke dalam sedimen seperti itu, baik yang ukurannya lebih besar maupun lebih kecil, akan menyebabkan turunannya porositas sedimen tersebut. Penurunan itu sendiri, hingga tingkat tertentu, berbanding lurus dengan jumlah partikel yang masuk (Gaither, 1953) hingga campuran itu dibentuk oleh fraksi-fraksi ukuran yang jumlahnya lebih kurang sama. Di lain pihak, penambahan lempung menyebabkan naiknya porositas (Füchtbauer & Reineck, 1963). Walau demikian, hubungan antara distribusi besar butir dengan porositas tidaklah sederhana. Fraser (1935) dan ahli-ahli lain memperlihatkan bahwa campuran yang berbeda-beda dapat memiliki porositas yang sama.

Efek bentuk partikel terhadap porositas belum banyak dipahami. Secara umum, partikel-partikel yang memiliki kebolaan tinggi cenderung untuk terbandelakan dengan membentuk porositas minimum. Sebagai contoh, Fraser (1935) menemukan bahwa keseragaman ukuran pada pasir gisik dan gumuk yang dikompaksikan secara eksperimental berturut-turut memiliki porositas 38% dan 39%, sedangkan kuarsa yang ditumbuk memiliki porositas sekitar 44%. Karena kebolaan kuarsa tumbuk itu berharga sekitar 0,60–0,65 dan bahwa pasir gisik kemungkinan memiliki kebolaan sekitar 0,82–0,84, jelas sudah bahwa bentuk partikel memiliki pengaruh yang sedikit (namun terlihat) terhadap porositas. Fraser menemukan fakta bahwa efek bentuk partikel paling jelas terlihat pada kasus kerikil yang sangat pipih. Batugamping detritus tertentu, misalnya coquina, sangat sarang dan memperlihatkan kemas “kentang goreng” (“potato-chip” fabric). Endapan seperti itu dapat memiliki porositas hingga sekitar 80% (Dunham, 1962). Demikian pula, lempung yang baru diendapkan dapat memiliki porositas hingga sekitar 85%.

Metoda pengendapan dan pembandelaan sangat mempengaruhi porositas. Untuk partikel-partikel berbentuk bola yang ukurannya seragam, nilai porositas pada saat pembandelaannya paling tertutup berharga 26%, sedangkan pada saat pem-bandelaannya paling terbuka berharga 48%. Pasir yang dibandelakan secara eksperimental memiliki porositas 28–36%. Walau demikian, di alam, endapan umumnya mengalami pembandelaan paling ketat dengan ruang pori minimum. Karena itu, pengaruh pembandelaan pada endapan alami cenderung rendah.

Efek kompaksi terhadap porositas akan dibahas pada Bab 8 dan 12. Efek kompaksi terhadap lempung dan serpih sangat besar; porositas tampaknya merupakan fungsi dari kedalaman penguburan sesuai dengan persamaan di bawah ini (Athy, 1930):

clip_image006

dimana P adalah porositas.

p adalah porositas rata-rata permukaan lempung.

b adalah konstanta.

x adalah kedalaman.

Porositas lempung menurun hingga menjadi sekitar 50% atau bahkan 10% setelah terkompaksi. Kompaksi pasir, di lain pihak, dapat diabaikan. Walau demikian, porositas primer dari pasir (35–45%) dapat menurun hingga tinggal beberapa persen saja akibat pelarutan dan presipitasi atau akibat pengisian ruang pori oleh material penyemen. Batupasir rata-rata memiliki porositas 15–20%. Tingginya porositas batupasir tertentu, misalnya batupasir Oriskany (Devon) di bagian tengah Appalachia, dinisbahkan pada pelindian semen karbonat yang semula ada didalamnya (Krynine, 1941).

3.4.7.3 Permeabilitas

Permeabilitas adalah sifat batuan yang memungkinkan lewatnya fluida melalui batuan tanpa menyebabkan rusaknya struktur batuan atau menyebabkan terpindahkannya partikel-partikel penyusun batuan itu. Suatu batuan dikatakan permeabel jika memungkinkan sejumlah besar fluida dapat mengalir melalui batuan itu dalam suatu rentang waktu tertentu. Suatu batuan dikatakan impermeabel jika laju pengaliran fluida melalui batuan itu sangat rendah. Sudah barang tentu laju aliran fluida melalui suatu batuan tidak hanya dipengaruhi oleh batuan itu sendiri, namun juga oleh khuluk fluida serta hydraulic head atau tekanan.

Permeabilitas suatu medium permeabel dapat dinyatakan sebagai kuantitas fluida Q (cm3/det) yang melalui suatu penam-pang melintang C (cm2) dan panjang tertentu L (cm). Kuantitas itu berbanding lurus dengan perbedaan tekanan, P (atm), pada kedua ujung sistem tersebut, dan berbanding terbalik dengan viskositas fluida V (centipoise). Jadi:

clip_image008

Faktor kesebandingan, K, adalah permeabilitas; suatu faktor yang khas untuk batuan. Koefisien permeabilitas itu disebut darcy. Suatu pasir dikatakan memiliki permeabilitas 1 darcy ketika memungkinkan lewatnya 1 cm3 fluida (yang berviskositas 1 centi-poise) per detik melalui penampang batuan yang berukuran 1 cm2 di bawah gradien tekanan 1 atmosfir per cm panjang batuan. Pasir masa kini memiliki permeabilitas 10–100 darcy, bahkan sebagian diantaranya lebih dari 100 darcy (gambar 3-39). Walau demikian, sebagian batupasir memiliki permeabilitas kurang dari 1 atau 2 darcy. Karena itu, permeabilitas batuan biasanya dinyatakan dalam satuan milidarcy.

Permeabilitas sangat penting artinya dalam pemelajaran migas dan akuifer. Karena itu, tidak mengherankan apabila banyak ahli mencoba untuk merancang berbagai teknik pengukuran permeabilitas serta menentukan faktor-faktor geologi yang mengontrolnya. Teknik-teknik pengukuran permeabilitas telah dibahas secara mendetil oleh Curtis (1971) dan Müller (1967).

Koefisien permeabilitas, K, dari pasir yang tidak terkonsolidasi dipengaruhi oleh besar butir partikel, pemilahan partikel, bentuk partikel, dan pembandelaan. Efek ukuran dan pemilahan partikel telah dipelajari secara eksperimental. Krumbein & Monk (1942), misalnya saja, menggunakan glacial outwash sand yang diayak dan dikombinasikan untuk membentuk campuran-campuran dengan komposisi tertentu. Karena kebanyakan pasir alami memiliki distribusi besar butir log normal, campuran-campuran itu dibuat agar memiliki distribusi log normal. Campuran-campuran itu kemudian dibagi-bagi ke dalam beberapa sampel uji yang memiliki besar butir rata-rata sama, namun simpangan bakunya (pemilahannya) berbeda-beda, atau ke dalam beberapa sampel uji yang memiliki pemilahan sama, namun besar butir rata-ratanya beragam. Krumbein & Monk (1942) menemukan bahwa permeabilitas berbanding lurus dengan pangkat dua diameter partikel serta berbanding terbalik dengan log simpangan baku (gambar 3-40). Dalam batupasir alami, permeabilitas tampaknya memiliki hubungan yang erat dengan besar butir: permeabilitas bertambah dengan bertambahnya ukuran partikel (gambar 3-41).

Bentuk partikel penyusun batuan, yang dinyatakan dengan kebolaannya, hingga tingkat tertentu mempengaruhi permeabili-tas. Hal itu mungkin terjadi karena pasir dengan kebolaan rendah cenderung memiliki porositas yang tinggi dan pembandelaan yang terbuka. Hal itu, pada gilirannya, menyebabkan pasir itu memiliki permeabilitas yang tinggi.

Permeabilitas juga tergantung pada pembandelaan karena, sebagaimana terlihat dalam material yang disusun oleh partikel-partikel berbentuk bola yang ukurannya sama, dimensi ruang pori (yang menentukan permeabilitas) tergantung pada tipe pembandelaan. Karena itu, setiap perubahan pembandelaan, yang akan menyebabkan bertambahnya porositas, juga akan menyebabkan bertambahnya permeabilitas. Kesimpulan yang disebut terakhir ini ditunjang oleh hasil-hasil penelitian eksperimental yang dilakukan oleh von Engelhardt & Pitter (1951).

Secara teoritis, permeabilitas tidak memiliki hubungan apapun dengan porositas, meskipun batuan yang tidak sarang sudah barang tentu tidak permeabel. Di lain pihak, batuan yang sangat sarang belum tentu sangat permeabel. Batuan berbutir halus, meskipun sangat sarang, memiliki permeabilitas yang rendah. Hubungan antara porositas, permeabilitas, dan besar butir telah dipelajari baik secara eksperimental maupun secara teoritis oleh von Engelhardt & Pitter (1951) serta dikaji secara teoritis oleh Scheidegger (1957) dan ahli-ahli lain. Sebagai suatu pendekatan, permeabilitas dapat dikatakan sebanding dengan porositas dan berbanding terbalik dengan pangkat dua luas permukaan partikel (cm2/cm3). Karena itu, makin halus partikel penyusun suatu endapan (dan dengan demikian makin luas permukaan partikel penyusunnya), makin rendah permeabilitas endapan itu. Dalam batupasir, porositas secara umum berkorelasi dengan permeabilitas. Nilai permeabilitas tampak memiliki kisaran yang lebih lebar dibanding porositas (gambar 3-42).

Dalam sedimen berlapis, permeabilitas pada arah yang sejajar dengan bidang perlapisan lebih tinggi dibanding permeabili-tas pada arah yang tegak lurus terhadap bidang perlapisan. Pada pasir tertentu, permeabilitas pada arah yang sejajar dengan bidang perlapisan, namun terletak pada bagian-bagian batuan yang berbeda, juga memperlihatkan perbedaan. Semuanya itu diperkirakan muncul karena adanya ketidakisotropan kemas partikel (Mast & Potter, 1963; Potter & Pettijohn, 1963).

3.5 TEKSTUR KRISTALIN DAN TEKSTUR ENDOGENETIK LAIN

Tekstur endogenetik (endogenetic texture), yakni tekstur yang diperlihatkan oleh presipitat-presipitat larutan atau presipitat-presipitat yang dihasilkan oleh rekristalisasi atau alterasi material yang sebelumnya ada, sangat khas dan jauh berbeda dari tekstur eksogenetik (tekstur batuan klastika). Dalam tekstur endogenetik, mineral-mineral diendapkan pada posisi sebagaimana posisinya pada saat ditemukan; dalam tekstur eksogenetik (exogenetic texture), partikel-partikel yang ada berasal dari tempat lain dan kemudian ditendapkan ke dalam kerangka batuan sebagai partikel-partikel padat.

Kita telah membahas tentang segala sesuatu yang kita ketahui mengenai tekstur primer batuan sedimen klastika. Sekarang kita akan membahas berbagai fakta mengenai tekstur yang dihasilkan oleh proses-proses kimia. Namun, perlu dicamkan bahwa kedua tipe tekstur itu bukannya tidak memiliki hubungan apapun. Banyak batuan sedimen memperlihatkan kedua tipe tekstur itu. Sebuah batupasir, misalnya saja, dapat memiliki tekstur eksogenetik atau tekstur klastika, namun juga mengandung semen endogenetik yang memperlihatkan kemas kristalin. Demikian pula, banyak batugamping memperlihatkan kedua tipe tekstur tersebut. Dalam banyak kasus, pasir karbonat yang diendapkan secara mekanis diikat satu sama lain oleh semen kristalin yang dipresipitasikan dari larutan.

3.5.1 Tekstur Kristalin

Dalam pengertian terbatas, boleh dikatakan bahwa semua batuan sebenarnya merupakan zat kristalin, termasuk lempung. Walau demikian, istilah kristalin (crystalline) biasanya digunakan secara terbatas untuk batuan-batuan yang memperlihatkan agregat kristal yang saling kesit (interlocking aggregate of crystals), misalnya garam batu (rock salt). Batuan seperti itu disebut batuan granuler kristalin (crystalline granular rocks) atau batuan sakaroid (sacharoidal rocks). Arkose yang disemen oleh kalsit merupakan sebuah agregat kristalin (crystalline aggregate), meskipun tidak dinyatakan seperti itu. Batuan yang disusun oleh unsur-unsur rangka yang berupa partikel-partikel felspar dan kuarsa, yang masing-masing jelas terlihat bersifat kristalin, tidak dikatakan memiliki tekstur kristalin melainkan memiliki tekstur klastika. Semen karbonat, di lain pihak, memiliki kemas kristalin.

Tata peristilahan yang diterapkan pada tekstur dan kemas kristalin dari batuan sedimen belum dibakukan. Masalah-masalah yang berkaitan dengan tata peristilahan itu telah dibahas oleh Friedman (1965) yang menyatakan bahwa banyak ahli mengguna-kan istilah yang beragam untuk menyatakan tipe kemas kristalin dalam batuan sedimen dan bahwa banyak diantara istilah-istilah itu berasal dari tata peristilahan batuan beku dan batuan metamorf. Kondisi yang memprihatinkan itu kemudian mendorong Friedman (1965) untuk mengusulkan digunakannya sekumpulan istilah khusus untuk mencandra tekstur dan kemas kristalin pada batuan sedimen. Banyak diantara istilah-istilah yang diusulkannya khusus dirancang untuk batuan karbonat. Pembatasan seperti itu tidak menguntungkan karena tekstur kristalin juga dapat ditemukan dalam gipsum, anhidrit, dan sedimen kristalin lain.

Disini kita akan menggunakan tata peristilahan yang biasa digunakan dalam penelitian batuan metamorf. Hal itu dilakukan karena penulis tidak ingin membebani pembaca dengan istilah-istilah baru dan terutama sekali karena diagenesis—rekristalisasi, penggantian, dan reorganisasi internal (neomorfisme)—pada hakekatnya merupakan transformasi metamorfik. Berbeda dengan definisi yang biasa dijadikan pegangan oleh para ahli petrologi, sebenarnya tidak ada batasan yang tegas antara diagenesis dengan metamorfisme. Selain itu, sebenarnya semua bentuk transformasi yang berlangsung pada fasa padat dianggap sebagai transformasi metamorfik dalam arti luas, baik yang berlangsung pada temperatur dan/atau tekanan normal maupun pada kondisi temperatur dan/atau tekanan tinggi. Tekstur yang dihasilkannya pun pada dasarnya sama karena proses-proses yang menyebabkan pembentukannya pun lebih kurang sama.

3.5.1.1 Unsur-Unsur Kristal

Komponen dasar dari kemas kristalin adalah individu-individu kristal. Jika individu-invididu kristal itu besar, maka teskturnya dinamakan tekstur makrokristalin (macrocrystalline texture); jika individu-individu kristal itu kecil, maka teksturnya dinamakan tekstur mikrokristalin (microcrystalline texture); jika invididu-individu kristalnya berukuran sedang, maka teksturnya dinamakan tekstur mesokristalin (mesocrystalline texture). Tekstur kristalin yang demikian halus, sehingga sukar diamati sekalipun di bawah mikroskop, disebut tekstur kriptokristalin (cryptocrystalline texture). Sebagian ahli telah berusaha untuk mengkuantifikasikan istilah-istilah tersebut (tabel 3-12). Beberapa istilah—misalnya saja mikrit (micrite), mikrospar (microspar), dan sparry—dipakai untuk memerikan kristalinitas batugamping. Istilah-istilah itu akan dijelaskan pada Bab 10.

Disini kita tidak hanya menujukan perhatian pada ukuran kristal, namun juga pada keseragaman ukuran kristal. Jika ukuran kristalnya seragam, maka kita dapat menerapkan istilah ekuigranuler (equigranular) untuk memerikan tekstur kristalin; jika ukuran kristalnya tidak seragam, maka kita dapat menerapkan istilah anekuigranuler (inequigranular). Pada beberapa kasus, ukuran kristal tidak memperlihatkan kesinambungan (maksudnya kristal-kristal penyusun suatu batuan kristalin memperlihatkan perbedaan ukuran paling tidak satu orde) sehingga tampak adanya “komponen” dan “matriks”, dimana “komponen itu lebih besar paling tidak 1 orde dibanding “matriks”. Kristal-kristal berukuran besar seperti itu homolog dengan porfiroblas (porphyroblast) dalam garnet atau dengan staurolit dalam sekis sehingga dapat disebut porfiroblas atau staurolit. Perlu diketahui bahwa Friedman (1965) menamakan kristal seperti itu sebagai porfirotop (porphyrotope) dan Phemister (1956) menamakan kemas itu sebagai kemas porfirokristalik (porphyrocrystallic fabric). Sebagian lapisan anhidrit, misalnya saja, mengandung kristal-kristal gipsum berukuran besar yang tertanam dalam matriks kristal anhidrit.

Ketika kristal-kristal berukuran besar tertanam dalam matriks yang disusun oleh kristal-kristal lain, maka teksturnya disebut tekstur poikiloblastik (poikiloblastic texture). Friedman (1965) menamakannya sebagai tekstur poikilotopik (poikilotopic texture), sedangkan Phemister (1956) menamakannya tekstur poikilokristalik (poikilocrystallic texture). Kemas seperti itu dapat ditemukan dalam sebagian batupasir, ketika semen kalsit memiliki orientasi kristal yang seragam dan menyelubungi banyak butiran pasir. Kristal-kristal barit juga dapat mengelilingi butir-butir pasir seperti itu.

Bentuk unsur-unsur kristal dapat dicandra berdasarkan kesempurnaan muka kristal eksternal dan kesimetriannya. Kristal-kristal yang tidak memperlihatkan muka kristal disebut kristal anhedral; kristal-kristal yang memperlihatkan muka kristal yang sempurna disebut kristal euhedral; sedangkan kristal-kristal yang tidak memperlihatkan muka kristal secara lengkap disebut kristal subhedral.

Aspek lain yang penting untuk dicandra adalah khuluk batas antar kristal dalam agregat kristalin. Batas-batas antar unsur kristal dapat lurus (straight), melengkung (curved), seperti teluk (embayed), berbentuk bulan sabit (scalloped; cuspate), atau sutura (sutured). Kebenaan batas-batas kristal itu telah dibahas oleh Spry (1969) dan pembahasan batas-batas kristal dalam kaitannya dengan kemas kristalin telah disajikan oleh Bathurst (1971) dan Folk (1965a). Karakter batas kristal dapat memberi petunjuk mengenai umur relatif mineral atau dapat digunakan sebagai kriterion pelarutan timbal balik (batas-batas mikrostilolitik), replacement, korosi (corrosion; embayment), dsb.

3.5.1.2 Kemas Semen

Kemas semen (cement fabric) adakan kemas pengisi ruang pori. Dalam kaitannya dengan hal inilah kemas kristalin dari sedimen berbeda dengan kemas kristalin batuan metamorf. Ada dua kasus yang mungkin muncul. Pada kasus pertama, kerangka bersifat lembam (inert) dan tidak bereaksi dengan semen atau dengan larutan yang menjadi material asal dari semen. Pada kasus kedua, rangka bereaksi dengan semen dan rangka itu sendiri ikut terubah. Pada kasus rangka lembam, akan terjadi presipitasi mineral pada permukaan partikel. Mineral itu tumbuh secara bebas ke arah ruang pori. Secara umum, material yang dipresipitasikan membentuk deretan kristal yang tumbuh pada dinding ruang pori. Kristal-kristal itu cenderung tumbuh ke arah luar, menuju bagian tengah ruang pori; sebagian kristal tumbuh lebih baik dan menahan pertumbuhan kristal lain (gambar 3-43). Kristal-kristal yang tumbuh pada permukaan partikel yang berbeda-beda akhirnya akan saling bertemu dan ruang pori akan terisi seluruhnya oleh material penyemen. Pada kasus lain, mineral penyemen (kalsit atau barit) membentuk satuan-satuan kristal berukuran besar yang tidak berhubungan dengan sistem ruang pori dan semen itu kemudian mendapatkan orientasi optik dan kristal yang seragam pada suatu wilayah yang relatif luas dan yang menutupi partikel-partikel detritus. Tekstur yang dibentuk pada kasus yang disebut terakhir ini disebut tekstur poikiloblas (poikiloblastic texture).

Ketika butiran-butiran rangka bersifat reaktif, akan terbentuk kemas semen yang berbeda. Pada beberapa kasus, butiran-butiran rangka tumbuh atau bertambah besar akibat dipresipitasikannya meterial baru pada partikel-partikel itu dari larutan pengisi ruang pori. Pada kasus ini, partikel-partikel rangka itu pada dasarnya merupakan sebuah “bibit kristal” dan menjadi inti dari kristal yang tumbuh. Proses seperti itulah yang menyebabkan terjadinya “secondary enlargement” pada kuarsa dan felspar, bahkan kalsit pada beberapa pasir krinoid. Dengan cara itu, semen menjadi kelanjutan optik dan kristalografi dari partikel-partikel rangka. Produk akhirnya adalah tekstur granuler kristalin. Pada kasus lain, partikel-partikel rangka terkorosi oleh semen dan sebagian diantaranya kemudian digantikan oleh material penyemen. Pada kasus-kasus ekstrim, partikel-partikel rangka yang tidak stabil terdegradasi bahkan terdekomposisi dan kemudian membentuk agregat mikrokristalin. Detritus karbonat pada banyak batugamping memperlihatkan cincin mikrit. Partikel-partikel batuan dalam sebagian batupasir menghasilkan apa yang oleh Dickinson (1970) disebut sebagai epimatriks (epimatrix).

3.5.1.3 Kemas Rekristalisasi

Banyak batuan sedimen mengalami rekristalisasi di bawah kondisi tekanan dan temperatur normal. Hal itu terutama terjadi pada batuan karbonat, meskipun tidak jarang terjadi pula pada gipsum, anhidrit, bahkan pada rijang. Cangkang aragonit dan rangka organisme serta semen mengalami rekristalisasi menjadi kalsit. Perubahan gipsum menjadi anhidrit, atau sebaliknya, merupakan suatu contoh yang baik dari rekristalisasi. Tekstur mikrokristalin pada rijang juga diperkirakan terbentuk akibat neo-kristalisasi gel silika. Pada beberapa kasus, perubahan yang terjadi memang merupakan rekristalisasi murni (misalnya re-kristalisasi aragonit menjadi kalsit). Pada kasus lain, perubahan itu mencakup hidrasi dan dehidrasi (misalnya perubahan dari opal menjadi kalsedon atau perubahan gipsum menjadi anhidrit). Pada kasus yang lain lagi, ada penambahan material baru (misalnya perubahan kalsit menjadi dolomit).

Kristalisasi atau rekristalisasi pada solid state menghasilkan tekstur yang pada dasarnya merupakan tekstur “metamorf” atau tekstur kristaloblastik. Kristal-kristal yang tumbuh dengan cara itu cenderung banyak mengandung inklusi yang terkonsentrasi di bagian tengah kristal atau tersebar membentuk zona-zona tertentu dalam kristal itu. Sebagaimana pada kasus batuan metamorf, batuan yang kristalisasinya terjadi akibat perubahan-perubahan diagenetik akan memperlihatkan sisa-sisa tekstur dan struktur batuan asalnya. Sisa-sisa itu muncul karena tidak seluruhnya hancur oleh proses-proses reorganisasi pasca pengendapan. Laminasi, oolit, fosil, bahkan tekstur klastika mungkin masih dapat ditemukan dalam batuan tersebut.

Rekristalisasi mungkin berlangsung secara selektif (hanya melibatkan komponen-komponen tertentu), namun dapat pula pervasif (melibatkan seluruh komponen batuan). Konversi cangkang aragonit menjadi kalsit merupakan contoh dari rekristalisasi selektif, sedangkan dolomitisasi total merupakan contoh dari rekristalisasi pervasif. Meskipun rekristalisasi dapat menyebabkan berkurangnya ukuran partikel, namun proses itu pada umumnya menyebabkan bertambah kasarnya tekstur batuan.

Para ahli petrologi sedimen dihadapkan pada masalah-masalah yang sukar untuk dipecahkan, misalnya saja masalah per-bedaan antara epimatriks yang terbentuk akibat degradasi unsur-unsur rangka dengan matriks mikrokristalin (microcrystalline matrix) yang terbentuk akibat rekristalisasi lumpur yang terletak diantara partikel-partikel yang relatif besar. Matriks yang disebut terakhir ini dinamakan ortomatriks (orthomatrix) oleh Dickinson (1970). Semen kristalin kasar pada beberapa batugamping merupakan produk presipitasi dalam sistem pori. Walau demikian, produk yang sama juga dapat terbentuk akibat rekristalisasi lumpur yang terletak diantara komponen-komponen batugamping. Dalam kaitannya dengan batuan non-karbonat, pertanyaan-pertanyaan seperti itu telah dikaji oleh Dickinson (1970). Untuk batuan karbonat, pertanyaan-pertanyaan sejenis dikaji oleh Folk (1965a) dan Bathurst (1971). Masalah-masalah itu akan dibahas lebih lanjut pada Bab 7 dan Bab 10.

Pada beberapa batuan, kristal-kristal baru tidak tumbuh secara sempurna. Material baru muncul dalam bentuk porfiroblas (porphyroblast) berukuran besar. Pada kasus lain, mineral-mineral baru tumbuh sebagai sfelurit berukuran renik.

3.5.1.4 Replacement Texture dan Paragenesis

Mineral-mineral yang dipresipitasikan secara kimia dan memperlihatkan tekstur atau kemas kristalin dapat terbentuk baik pada saat berlangsungnya pengendapan sedimen maupun setelah proses pengendapan sedimen itu berakhir. Mineral-mineral yang terbentuk pasca-pengendapan sedimen mungkin tumbuh pada ruang diantara komponen-komponen penyusun batuan, namun mungkin pula merupakan merupakan produk replacement mineral-mineral yang ada sebelumnya, baik mineral detritus maupun mineral kimia. Dengan demikian, jelas bahwa setiap usaha untuk memahami sejarah sedimen mensyaratkan kita untuk: (1) membedakan mineral detritus dengan mineral yang dipresipitasikan secara kimia; (2) menentukan umur relatif beberapa mineral yang dipresipitasikan secara kimia; dan (3) menentukan tempat pembentukan material yang dipresipitasikan secara kimia (apakah terbentuk dalam ruang antar partikel atau merupakan produk replacement). Untuk dapat melakukan hal-hal tersebut, setiap ahli petrologi akan memerlukan kriteria tertentu serta harus menerapkan kriteria itu dalam membaca sejarah batuan (Grout, 1932). Kriteria itu sebagian besar merupakan kriteria tekstur yang berkaitan dengan bentuk kristal, khuluk batas-batas partikel, dll.

Untuk memperoleh pemahaman yang menyeluruh mengenai sejarah suatu batuan, kita harus menentukan umur relatif dan paragenesis mineral-mineral yang ada dalam batuan itu. Masalah paragenesis mineral, dan masalah replacement yang ber-kaitan dengannya, telah menarik perhatian para ahli petrografi dan ahli mineral bijih selama beberapa dasawarsa. Para ahli yang biasa menelaah mineral bijih telah memformulasikan banyak kriteria untuk memecahkan masalah umur relatif dan replacement (Bastin dkk, 1931; Bastin, 1950; Edwards, 1947). Karya-karya tulis para ahli itu sangat bermanfaat bagi kita yang memerlukan adanya kriteria paragenesis untuk menentukan secara tepat paragenesis mineral. Para pembaca disarankan untuk menelaah karya-karya tulis Grout, Bastin, dan beberapa ahli lain yang menyajikan kumpulan kriteria itu dan kemudian mengevaluasinya. Kriteria tersebut akan dapat lebih dipahami apabila kita menerapkannya pada kasus-kasus nyata.

Sebagian besar mikrotekstur dan kontak antar mineral yang ditemukan dalam batuan beku, batuan metamorf, dan bijih juga ditemukan dalam sedimen. Hubungan relatif antara dua mineral yang saling bersentuhan antara lain ditentukan oleh kemas batuan itu. Mineral-mineral dari rangka detritus jelas terbentuk lebih dahulu dibanding mineral-mineral yang terbentuk diantara rangka detritus itu. Walau demikian, sebagian ahli bersikukuh bahwa material penyemen terbentuk bersamaan dengan mineral detritus yang diikatnya (Krynine, 1941). Mineral-mineral pengisi lubang, retakan, dan ruang pori jelas terbentuk belakangan dibanding rangka batuan. Apabila ada beberapa mineral mengisi ruang yang sama, maka umur relatif dari mineral-mineral itu ditentukan berdasarkan kontak antar mineral itu. Secara umum, mineral muda akan menempati ruang yang tidak terisi oleh mineral tua atau mineral muda itu mengantikan posisi mineral tua. Karena mineral paling tua terbentuk pada ruang kosong atau ruang yang terisi oleh fluida, maka perawakannya akan euhedral; mineral-mineral lain yang terbentuk kemudian akan mengisi ruang-ruang yang belum terisi diantara mineral-mineral tua dan, oleh karena itu, akan berbentuk anhedral. Sayang sekali, perawakan mineral bukan merupakan kriterion penentuan umur relatif yang selalu benar. Jika kristal euhedral terbentuk akibat replacement, mineral itu dapat terbentuk kemudian dibanding mineral lain yang ada disekelilingnya. Kuarsa euhedral yang ditemukan dalam beberapa batugamping merupakan contoh terbaik dari kasus yang disebut terakhir ini. Karena itu, kita perlu berhati-hati dalam membedakan euhedra yang terbentuk oleh pertumbuhan dalam suatu medium fluida dengan euhedra yang terbentuk akibat replacement dalam matriks padat.

Banyak kriteria dapat digunakan untuk mengenal mineral yang terbentuk akibat replacement. Kriteria itu antara lain kristal automorf yang memotong struktur lama, misalnya perlapisan, fosil, atau oolit. Mineral yang terbentuk akibat replacement mengandung inklusi material yang digantikannya. Sisa-sisa material lama yang tidak tergantikan itu dapat memperlihatkan satu orientasi kristalografi yang sama atau tersebar dalam suatu pola relik atau ghost pattern. Kontak teluk (embayed contact), serta residu yang terisolasi oleh embayment yang ekstrim, merupakan indikasi dari hubungan replacement. Hal yang agaknya merupakan kriterion terbaik dari replacement adalah pseudomorfisme (pseudomorphism). Pseudomorphic replacement pada struktur organik (fosil kayu, cangkang organisme, dsb) serta pseudomorf kristal (pseudomorf silika pada dolomit, misalnya saja) sering ditemukan dan merupakan bukti konklusif dari replacement. Peneliti yang cerdik akan dapat menemukan kriteria lain dan kemudian memanfaatkannya untuk menentukan umur relatif dan replacement. Kriteria baru itu hendaknya dievaluasi secara hati-hati dan seksama.

3.5.1.5 Kemas Urat

Urat memiliki tekstur dan struktur yang sangat beragam. Urat kuarsa telah dibahas secara mendetil oleh Adams (1920), sedangkan urat karbonat telah dibahas panjang lebar oleh Grout (1946).

Pada beberapa retakan, sebagian wilayahnya terisi oleh material kristalin ekuigranuler, sedangkan sebagian lain berupa lubang-lubang kosong. Urat-urat kuarsa, kalsit, dan gipsum yang seratnya berpotongan sering ditemukan di alam dan disusun oleh kristal-kristal berserat yang terletak tegak lurus terhadap dinding urat. Sebagian diantara urat itu terdeformasi. Struktur sisir (comb structure) mirip dengan struktur tersebut, namun tidak disusun oleh kristal berserat, melainkan oleh kristal prismatik. Di beberapa tempat, kristal itu memperlihatkan pembesaran ke arah luar (relatif dari titik asalnya pada dinding retakan). Gejala itu disebut struktur flamboyan (struktur flamboyant). Struktur itu dapat berkembang lebih jauh membentuk pola radial.

3.5.2 Oolit, Sfelurit, dan Peloid

Banyak sedimen mengandung benda-benda yang bentuknya lebih kurang seperti bola. Benda-benda itu disusun oleh mineral yang beragam serta memiliki struktur internal yang juga bervariasi. Benda-benda yang dimaksud adalah: (1) oolit (oolite) atau kadang-kadang disebut juga oolith, ooid, atau ovulit (ovulite); (2) pisolit (pisolite) yang kadang-kadang disebut juga oolit-semu (pseudo-oolite) atau oolit-palsu (false oolite); (3) peloid; (4) spastolit (spastolith); dan (5) sfelurit (spherulite).

3.5.2.1 Oolit dan Pisolit

Suatu batuan dikatakan memiliki tekstur oolitik (oolitic texture) apabila batuan itu terutama disusun oleh oolit. Oolit adalah benda berbentuk bola atau hampir berbentuk bola dengan diameter 0,25–2,00 mm (umumnya berdiameter 0,5–1,0 mm) serta terbentuk akibat akresi. Benda yang bentuk dan asal-usulnya sama dengan oolit, namun diameternya > 2,00 mm disebut pisolit. Meskipun oolit umumnya berbentuk bola, namun ada pula oolit elipsoidal. Oolit yang ada dalam satu batuan biasanya memiliki bentuk dan ukuran yang seragam. Batuan yang mengandung oolit memiliki umur yang beragam, mulai dari Prakambriuim sampai Holosen.

Oolit sejak lama telah menarik perhatian para ahli petrografi dan dewasa ini telah tersedia literatur yang banyak mengenai oolit. Untuk mengetahui lebih jauh mengenai oolit ini, pembaca dipersilahkan untuk menelaah karya tulis Rothpletz (1892), Barbour & Torrey (1890), Linck (1903), Brown (1914), Bucher (1918), Carozzi (1957, 1961a, 1961b, 1963), serta Monaghan & Lytle (1956). Selain itu, perlu juga ditelaah berbagai makalah yang khusus membahas tentang endapan endapan oolit purba atau oolit masa kini, seperti endapan oolit yang ditemukan di Bahama (Newell dkk, 1960). Terakhir, ada beberapa makalah yang perlu dirujuk untuk mengetahui masalah tata peristilahan yang berkaitan dengan oolit (DeFord & Waldschmidt, 1946; Flügel & Kirchmayer, 1962).

Istilah oolit digunakan baik untuk benda konkresioner seperti yang telah disebutkan di atas, sekaligus untuk batuan yang terutama disusun oleh benda-benda konkresioner tersebut. Untuk menghindarkan terjadinya kerancuan, sebagian ahli memakai istilah oolith untuk menamakan benda-benda konkresioner seperti tersebut di atas, sedangkan batuan yang terutama disusun oleh oolith mereka namakan oolite (DeFord & Waldschmidt, 1946). Walau demikian, akhiran –lith digunakan oleh beberapa peneliti untuk menamakan batuan (seperti pada kasus biolith dan calcilithite). Karena itu, istilah oolith juga taksa. Untuk benda yang sama digunakan pula istilah ooid, ooide (Kalkowsky, 1980), dan ovulite (Deverin, 1945). Twenhofel (1950) mencoba untuk menghindarkan masalah kerancuan tersebut dengan menggunakan istilah oolite untuk benda konkresioner tersebut di atas, sedangkan untuk menamakan batuan yang disusun oleh oolit digunakan kata sifat oolitik. Istilah-istilah seperti rijang oolitik (oolitic chert), batugamping oolitik (oolitic limestone), dsb agaknya memang memiliki pengertian yang cukup jelas.

Carozzi (1957) membedakan oolit dari superficial oolite (suatu mineral atau partikel sisa organisme yang diselimuti oleh satu lapisan konsentris). Jika jumlah lapisan konsentris itu paling tidak dua buah, maka benda itu merupakan oolit asli. Superficial oolite dapat tertukar dengan partikel gampingan yang mengandung cincin-cincin mikrit yang tersusun secara ketat. Dalam beberapa kasus, partikel gampingan itu merupakan produk mikritisasi periferal pada suatu butiran asli, bukan akibat penambah-an lapisan-lapisan baru sebagaimana pada kasus oolit.

Oolit palsu (false oolite) atau oolit semu (pseudo-oolite) adalah butiran kalsium karbonat yang tidak memiliki struktur internal. Butiran itu dapat berupa pelet kotoran (fecal pellet) atau degraded oolite yang kehilangan struktur internalnya akibat mikritisasi. Bahkan, sebagian diantaranya merupakan intraklas dari batugamping mikrit yang terhancurkan. Untuk partikel-partikel yang menimbulkan ketaksaan seperti itu McKee & Gutschick (1969) menerapkan istilah peloid. Istilah ini agaknya baik digunakan untuk menamakan partikel yang mirip dengan ooilit, namun asal-usulnya tidak diketahui secara pasti.

Pada penampang melintang, oolit memperlihatkan struktur konsentris, radial, atau gabungan konsentris dan radial. Oolit tampaknya tumbuh dari bagian tengah ke luar. Dalam banyak kasus, pertumbuhan itu dimulai dari sebuah inti, misalnya satu butiran kuarsa atau cangkang organisme berukuran kecil. Dalam kasus lain, tidak terlihat adanya inti. Hal itu mungkin terjadi karena sayatan tidak melalui inti atau karena inti itu memang tidak ada. Dalam beberapa ooid, interupsi struktur konsentris, akibat pemotongan atau akibat erosi tubuh asalnya, dapat diikuti oleh regenerasi atau pertumbuhan baru (Carozzi, 1961a). Hasilnya adalah suatu “ketidakselarasan” antara lapisan-lapisan konsentris luar dengan lapisan-lapisan konsentris dalam. Pada ooid lain, lapisan-lapisan itu berupa material aragonit mikrokristalin yang tidak memperlihatkan pengarahan. Hanya sedikit ooid yang memperlihatkan struktur komposit. Sebagian ooid juga memiliki beberapa pusat pertumbuhan.

Spastolit (spastolith) adalah ooid yang terdistorsi (Rastall & Hemingway, 1941). Sebagian ooid, terutama chamosite ooid, terpipihkan, terpilin, atau terubah bentuknya menjadi tidak beraturan. Sebagian besar ooid itu tebal di bagian tengah, namun menipis dan meruncing ke bagian pinggir (gejala itu disebut delphinformig oleh Berg, 1944). Sebagian kecil diantaranya meng-alami penipisan di bagian tengah dan penebalan di bagian pinggir (gejala itu disebut knockenformig oleh Berg, 1944). Distorsi pada ooid dinisbahkan pada kondisi ooid yang masih lunak sewaktu terkubur (Taylor, 1949), Karena itu, chamosite ooid dipandang merupakan gejala primer. Sebagian ooid gampingan memperlihatkan efek-efek synsedimentary deformation (Cayeux, 1935; Carozzi, 1961b). Ooid sudah barang tentu dapat dikenai pemipihan dan pemanjangan oleh gaya-gaya tektonik yang menyebabkan terdeformasinya batuan dan struktur internalnya (Cloos, 1947). Bentuk paling aneh dari ooid yang terdistorsi adalah ooid yang memperlihatkan arcuate apophyse serta ooid-ooid yang dihubungkan oleh apohyse seperti itu (Cayeux, 1935; Carozzi, 1961b). Asal-usul rantai ooid itu tidak terlalu jelas. Selain itu, rantai ooid agaknya merupakan ciri khas dari ooid non-gampingan, meskipun beberapa ahli melaporkan adanya rantai ooid yang disusun oleh material gampingan.

Diagenesis menyebabkan hilangnya sebagian atau seluruh struktur ooid. Rekristalisasi dapat terjadi dan menyebabkan munculnya tekstur granoblastik (granoblastic texture) yang mungkin mengandung jejak-jejak inklusi yang menandai struktur konsentris asli. Hal itu sering ditemukan jika ooid asal disusun oleh aragonit dan kemudian terekristalisasi menjadi kalsit. Pada kasus istimewa, bagian interior ooid menjadi satu kristal kalsit tunggal yang menempati seluruh bagian interior itu. Pada kasus lain, ooid terkonversi menjadi karbonat mikrokristalin padat (mikrit), dimana hampir seluruh struktur konsentris yang semula ada menjadi terhapus. Ooid seperti itu seringkali tertukar dengan pelet atau intraklas mikrit (micritic intraclast). Salah satu modifikasi diagenetik yang menarik adalah pelarutan sebagian atau seluruh ooid, dimana hasilnya berupa ruang kosong yang kemudian terisi oleh kristal yang tumbuh mulai dari bagian tepi ruang itu ke arah dalam. Pada kasus istimewa, dapat terbentuk ooid tengah-bulan (“half-moon ooid”) yang terbagi atas dua bagian: bagian bawah lebih padat dan disusun oleh mikrit; bagian atas berupa coarse sparry mosaic (Carozzi, 1963). Modifikasi diagenetik lain melibatkan penggantian ooid asli oleh material lain, misalnya silika. Dolomitisasi merupakan tipe modifikasi diagenetik yang paling sering terjadi. Dolomit pada mulanya muncul sebagai euhedra rhombohedral dalam ooid. Rhombohedra seperti itu terletak melintang, relatif terhadap struktur konsentris, bahkan dapat memotong batas-batas ooid.

Sebagian besar ooid yang terbentuk pada masa sekarang disusun oleh aragonit, meskipun sebagian diantaranya terinversi menjadi kalsit sewaktu masih berada dalam lingkungan pengendapannya (Eardley, 1938). Invesi dapat menyebabkan hilangnya struktur asli dari ooid serta menyebabkan terubahnya ooid menjadi benda mikritik yang padat atau, pada kasus tertentu, terubah menjadi mosaik kalsit yang kasar. Lebih umum lagi, ooid terubah menjadi material kalsitik yang berstuktur radial. Hal itu sering ditemukan dalam batugamping oolitik purba. Di bawah nikol bersilang, baik ooid kalsit maupun ooid aragonit sama-sama terlihat padam. Pada kasus ooid aragonit, hal itu merupakan gambaran interferensi semu dari kristal sumbu-satu yang disebabkan oleh orientasi tangensial jarum-jarum aragonit, sedangkan pada kasus ooid kalsit hal itu merupakan gambaran interferensi semu dari kristal sumbu-satu yang disebabkan oleh orientasi radial dari serat-serat kalsit.

“Fosil” oolit juga dapat disusun oleh silika, dolomit, hematit, pirit, dsb. Sebagian diantara oolit itu terbentuk akibat replace-ment oolit gampingan; sebagian lain mungkin merupakan endapan primer. Sebagaimana telah dikemukakan di atas, dolomit merupakan material utama yang dapat menggantikan oolit gampingan. Silika juga dapat menjadi material pengganti oolit gampingan, baik pada saat sebelum maupun sesudah dolomitisasi. Bukti-bukti bahwa oolit silika merupakan endapan sekunder antara lain adalah pseudomorf rijang terhadap rhombohedra dolomit, secondary enlargement inti kuarsa detritus pada beberapa oolit yang memiliki cincin inklusi karbonat tipis pada batas antar butir, serta quartz overlay yang mengindikasikan penjebakan (entrapment) matriks gampingan pada saat berlangsungnya overgrowth. Bukti-bukti lain (Henbest, 1968) mencakup encroach-ment dari kristal-kristal kuarsa dalam struktur ooid dan “hybrid” ooid yang sebagian merupakan material karbonat dan sebagian lain merupakan rijang dengan bidang batas yang memotong struktur konsentris asli. Sejarah diagenetik sebagian oolit silikaan sangat kompleks (Choquette, 1955).

Tidak semua ooid non-gampingan merupakan produk replacement. Meskipun asal-usulnya belum diteliti, namun data petrologi menunjukkan bahwa ooid fosfat (phosphatic ooid) dan batubesi oolit (oolitic ironstone), khususnya chamosite ironstone, merupakan endapan primer.

Banyak teori telah diajukan untuk menjelaskan pembentukan oolit dan pisolit. Sebagian teori menyatakan adanya intervensi organisme, baik secara langsung maupun tidak langsung, khususnya ganggang (Rothpletz, 1892). Teori-teori lain menyatakan perlunya suatu medium gel (Bucher, 1918). Teori-teori yang lain lagi mengasumsikan bahwa pisolit terbentuk akibat penggantian material detritus yang bukan oolit. Sebagian benda yang berstruktur konsentris dan berukuran relatif besar dapat dipastikan merupakan “pisolit ganggang”, suatu tipe onkolit (oncolite). Sebagian benda yang berstruktur konsentris dan berukuran relatif besar, seperti yang ditemukan dalam bauksit pisolit (pisolitic bauxite) dan sebagian feruginous laterite, mungkin merupakan produk penggantian material non-oolit. Walau demikian, sebagian besar oolit gampingan dan kebanyakan oolit non-gampingan agaknya merupakan produk presipitasi langsung dari larutan dalam lingkungan yang memungkinkan partikel-partikel dapat menggelinding dengan bebas. Eratnya asosiasi antara oolit dengan partikel-patikel kuarsa detritus, adanya gejala lapisan silang-siur dalam banyak batugamping oolitik, serta pemilahan endapan seperti itu mengindikasikan akumulasi dalam suatu medium turbulen. Illing (1954), yang membahas masalah oolit gampingan, menyimpulkan bahwa pasir oolit Bahama yang terbentuk pada masa sekarang hanya ditemukan pada tempat-tempat dimana sedimen dikenai oleh aksi arus pasut yang kuat dan bahwa oolit terbentuk pada tempat-tempat dimana air laut yang relatif dingin bergerak ke dalam bank dangkal dan kemudian terpanaskan untuk menjadi lewat jenuh akan kalsium karbonat. Baik ganggang maupun organisme lain tidak memegang peranan apapun dalam pembentukan oolit, namun sebagian ganggang pembor mungkin memegang peranan dalam penghancurannya jika massa oolit itu tersingkap dalam suatu lingkungan “mati”, di tempat mana oolit itu tidak lagi berada dalam keadaan bergerak (Illing, 1954). Hasil-hasil pengamatan Illing dan berbagai kesimpulan yang ditariknya mendapatkan dukungan dari peneliti lain seperti Newell & Rigby (1957) serta Newell dkk (1960).

Meskipun para ahli telah sampai pada suatu konsensus bahwa ooid merupakan produk presipitasi dalam lingkungan turbulen laut-dangkal, namun ada beberapa fakta yang kontradiktif. Freeman (1962), misalnya saja, menyatakan adanya pelet akresi (accretionary pellet), yang dia sebut oolit, memperlihatkan pertumbuhan lapisan-lapisan yang pola pertumbuhannya tidak konsentris terhadap inti partikel itu. Benda yang agak tidak beraturan, tidak berbentuk bola, dan tidak memiliki permukaan licin sebagaimana oolit, namun memiliki pola pertumbuhan asimetris, seperti itu ditemukan pada wilayah-wilayah perairan-dangkal di Laguna Madre, Texas. Sebagian batugamping oolit (oolitic limestone) memperlihatkan kehadiran ooid yang tertanam dalam matriks mikrit. Kehadiran matriks itu jelas tidak sesuai untuk lingkungan turbulen energi-tinggi sebagaimana yang diasumsikan sebagai tempat pembentukan oolit.

3.5.2.2 Sfelurit

Istilah sfelurit (spherulite) digunakan untuk setiap benda berbentuk bola dan memiliki struktur radial. Beberapa benda konkresional merupakan benda sfeluritik. Banyak oolit juga sferulitik. Namun, sebagaimana telah dijelaskan di atas, struktur radial yang ada dalam oolit merupakan gejala pertumbuhan sekunder (Eardley, 1938). Istilah sfelurit dalam tulisan ini digunakan untuk menamakan benda-benda renik berbentuk hampir seperti bola dan memiliki struktur radial in situ. Benda-benda itu agak mirip dengan benda sferulitik yang terbentuk akibat devitrifikasi gelas sebagaimana yang biasa ditemukan dalam lava sfeluritik. Dalam batugamping, kita dapat menemukan sfelurit kalsedon dan sfelurit kalsit (Muir & Walton, 1957). Berbeda dengan oolit, sfelurit memiliki permukaan yang agak tidak beraturan. Selain itu, jika pusat-pusat pertumbuhan terlalu berdekatan, maka dapat terjadi interferensi antar benda-benda itu. Jika interferensi seperti itu banyak terjadi, maka sfelurit yang sedang tumbuh itu akan membentuk polihedra dengan pembandelaan tertutup. Oolit dapat pecah, dan pecahan-pecahan itu akan menjadi inti dari oolit baru. Hal seperti itu tidak mungkin terjadi pada sfelurit. Sebagian dari yang disebut sebagai “pisolit polihedra” (“polyhedral pisolite”) sebenarnya merupakan sfelurit (Shrock, 1930).

3.6. KEMAS BIOGENIK

Banyak fosil berperan sebagai bagian integral dari batuan sedimen. Fosil dapat berfungsi sebagai komponen minor dari batuan, namun dapat pula merupakan komponen dominan sebagaimana yang terjadi pada beberapa jenis batugamping. Tugas kita disini bukan menelaah aspek-aspek biologi (taksonomi), bentuk fosil (morfologi), atau kebenaan stratigrafinya, melainkan menelaah fosil sebagai komponen batuan. Setiap ahli petrologi hendaknya mampu mengenal fosil dalam sayatan tipis dan—berdasarkan komposisi, preservasi, dan cara fosil itu hadir dalam batuan—mengambil informasi penting mengenai asal-usul batuan dimana fosil itu berada.

Dalam tulisan ini kita juga tidak menujukan perhatian pada struktur berskala besar yang terbentuk secara organik. Terumbu, misalnya saja, merupakan tubuh batuan sedimen dan akan dibahas pada Bab 5. Disini kita juga tidak akan membahas berbagai jenis track, trail, lubang galian (burrow), modifikasi perlapisan yang disebabkan oleh gangguan bioturbasi, atau bentuk-bentuk lapisan pertumbuhan (stromatolit) yang dinisbahkan pada organisme (struktur sedimen biogenik seperti itu akan dibahas pada Bab 4). Disini perhatian kita akan ditujukan pada fosil dan detritus fosil; pada pengenalan komponen sedimen yang berupa rangka organisme. Kita ingin mengetahui asal-usul rangka organik, yakni organisme yang bertanggungjawab terhadap fragmen-fragmen itu, apakah ganggang, foraminifera, koral, dsb.

Meningkatnya ketertarikan para ahli terhadap petrologi batugamping selama dua dasawarsa terakhir telah memicu banyak pertanyaan mengenai hal-hal tersebut di atas. Meskipun Sorby (1879) merupakan orang pertama yang mengungkapkan khuluk petrografi sisa-sisa organisme, namun topik itu baru menarik perhatian para ahli baru-baru ini. Pada bagian ini akan disajikan sebuah ikhtisar mengenai topik itu. Pembahasan yang lebih mendalam dapat ditemukan dalam karya tulis Majewske (1969) serta Horowitz & Potter (1971).

3.6.1 Komposisi dan Modus Preservasi

Fosil merupakan bukti kehidupan purba. Fosil dapat terkubur sebagai sisa-sisa organisme yang tidak terubah, misalnya sebagai struktur organik yang resisten—tulang, gigi, dan cangkang. Sebagian besar cangkang dan struktur lain pada mulanya merupakan senyawa kalsium karbonat dengan kadar magnesium dan unsur-unsur minor lain yang beragam. Cangkang dan struktur lain merupakan senyawa fosfatik, silikaan, atau chitinoid.

Sisa-sisa organik dapat terubah dengan tingkat perubahan yang beragam. Sebagian cangkang karbonat terlindi (leached); sebagian lain mengalami rekristalisasi dan kehilangan struktur internalnya; tulang dan material sejenis dapat mengalami pengayaan unsur F. Sisa-sisa organik seperti selulosa dapat mengalami degradasi hebat dan dalam batuan tua hanya ditemukan dalam wujud film karbon. Hal itu juga berlaku pada jaringan tumbuhan dan sebagian chitinous materials. Bagian lunak tubuh binatang bahkan dapat mengalami alterasi hebat. Fosil seperti itu tidak lebih dari sekedar film karbon yang tersisa setelah kehilangan unsur-unsur volatil di bawah kondisi anaerob. Fosil tumbuhan yang mengalami karbonisasi banyak ditemukan dalam serpih yang berasosiasi dengan lapisan batubara. Banyak pula kayu yang mengalami karbonisasi ditemukan dalam lapisan serpih dan pasir. Pada beberapa kasus, sebagaimana yang terjadi pada “arang kayu” (charcoal; fusain) dan “bola batubara” (“coal ball”) (Stopes & Watson, 1909), dinding sel-sel tumbuhan mengalami karbonisasi, sedangkan sel-selnya sendiri terisi oleh mineral, biasanya kalsit. Sebagian sisa tumbuhan dapat terawetkan dengan indah. Sebagian fosil graptolit terawetkan sebagai film-film karbon dalam batusabak dan serpih hitam Ordovisium.

Struktur organik mungkin tergantikan seluruhnya sedemikian rupa sehingga komposisi fosil sewaktu ditemukan jauh berbeda dengan komposisi asalnya. Proses penggantian seperti itu (petrifikasi) sebenarnya merupakan segregasi-segregasi mineral minor penyusun batuan sehingga memiliki kebenaan geokimia yang sama dengan konkresi, nodul, dan benda-benda lain yang mirip dengan itu. Silika, karbonat, dan sulfida besi merupakan tipe-tipe material pengganti yang sering ditemukan. Penggantian itu sendiri dapat berlangsung dengan tingkat preservasi yang cukup mendetil.

Dalam banyak kasus, struktur organik asli maupun struktur pengganti tidak ditemukan. Apa yang ditemukan hanya lubang bekas kehadiran struktur organik, yang disebut mold. Mold itu terbentuk akibat hilangnya struktur asal akibat pelarutan. Mold memperlihatkan bentuk dan ornamentasi benda asalnya. Jika mold itu kemudian terisi oleh material lain, maka benda yang dihasilkan oleh pengisian itu disebut cast. Cast juga dapat memperlihatkan bentuk luar (namun tidak bentuk dalam) dari fosil asli. Benda yang terbentuk akibat pengisian lubang di bagian interior fosil sering disebut “cast of interior”. Dalam pengertian terbatas, benda itu merupakan internal mold.

Pelet kotoran (fecal pellet) adalah kotoran (terutama invertebrata) yang ditemukan dalam endapan bahari masa kini dan kadang-kadang juga dalam endapan purba, dimana pelet itu telah mengalami litifikasi (Moore, 1939; Dapples, 1942). Sebagian besar pelet merupakan produk organisme pemakan lumpur sehingga pelet umumnya disusun oleh partikel-partikel lempung dan lanau yang direkatkan satu sama lain oleh zat organik. Banyak pelet lunak kemudian mengalami disintegrasi, sedangkan sebagian lain termineralisasi dan menjadi bagian integral dari sedimen. Pada beberapa kasus, sebagian besar (30–50%) endapan sedimen disusun oleh pelet. Pelet dapat tertransformasi menjadi glaukonit atau mengalami piritisasi. Pelet juga dapat menjadi bagian dalam dari akumulasi fosfat. Pelet kotoran yang paling sering ditemukan adalah pelet berbentuk telur dan ber-ukuran kecil (panjangnya 1 mm atau kurang dari itu). Pelet seperti itu banyak dilaporkan kehadirannya dalam sedimen purba, terutama batugamping. Walau demikian, benda seperti itu tidak dapat selalu diketahui asal-usulnya sebagai kotoran. Pelet yang lebih jarang ditemukan adalah pelet memanjang dengan ornamen transversal dan/atau longitudinal. Sebagian besar pelet kotoran tidak memiliki struktur internal dan dalam banyak kasus sering teridentifikasikan sebagai benda anorganik.

Koprolit (coprolite) adalah benda berukuran besar yang asal-usulnya mirip dengan pelet kotoran. Orang yang pertama-tama mengenal asal-usul koprolit agaknya Buckland (1835). Dia menemukan koprolit dalam endapan Lias di Inggris (Folk, 1965b). Literatur mengenai koprolit telah dikaji secara mendalam oleh Amstutz (1958).

Koprolit biasanya berwarna coklat muda, coklat tua, atau hitam, bentuknya seperti telur (ovoid) hingga memanjang, panjang-nya 1–15 cm, dengan permukaan yang dicirikan oleh konvolusi anular. Striation longitudinal atau groove jarang ditemukan dalam koprolit. Material berserat yang berwarna coklat dalam koprolit umumnya merupakan material fosfatik dan secara optik bersifat isotrop dengan indeks refraksi mendekati indeks refraksi kolofan (collophane) (1,58–1,62). Bradley (1946) menunjukkan bahwa koprolit dalam Bridger Formation (Eocene) di Wyoming kemungkinan merupakan karbonat-apatit (francolite). Koprolit yang diteliti oleh Amstutz berkomposisi limonitik dengan inti sideritik, dari bagian mana limonit diperkirakan berasal. Jelas bahwa siderit itu menggantikan material asli penyusun koprolit itu. Koprolit merupakan material penyusun batuan sedimen yang relatif jarang ditemukan. Salah satu pengecualiannya adalah endapan terestrial Tersier yang banyak mengandung sisa-sisa mamalia.

3.6.2 Petrologi Fosil

Para ahli petrografi sering menemukan komponen-komponen granuler sedimen yang berupa sisa-sisa invertebrata, terutama dalam batugamping. Sebagian batuan terutama disusun oleh fosil tersebut. Karena itu, setiap ahli petrografi hendaknya mampu mengenal fragmen-fragmen fosil itu dan, jika memungkinkan, menentukan kategori organisme tersebut. Karena masalah ini sangat penting dalam kaitannya dengan batugamping, maka pembahasan yang lebih mendetil tentang petrologi fosil akan disajikan pada Bab 10.

RUJUKAN

Adams, SF. 1920. A microscopic studyh of vein quartz. Econ. Geol. 15:623-664.

Allen, JRL. 1962. Petrology, origin, and deposition of the highest Old Red Sandstone of Shropshire, England. Jour. Sed. Petr. 32:657-697.

Allen, T. 1968. Particle Size Measurement. London: Chapman & Hall. 248 h.

Allen, VT. 1936. Terminology of medium grained sediments. Rept. Comm. Sedimentation 1935-1936, Nat. Res. Council, h. 18-47.

Amstutz, GC. 1958. Coprolites: A review of the literature and a study of specimens from southern Washington. Jour. Sed. Petr. 28:498-508.

Anderson, GE. 1926. Experiments on the rate of wear of sand grains. Jour. Geol. 34:144-158.

Athy, LF. 1930. Density, porosity, and compaction of sedimentary rocks. Bull. AAPG 14:1-24.

Atterberg, A. 1905. Die rationelle Klassifikation der Sande und Kiese. Chem. Zeitschr. 29:195-198.

Bagnold, RA. 1941. The Physics of Blown Sand and Desert Dunes. London: Methuen. 265 h.

Baker, HA. 1920. On the investigation of the mechanical constitution of loose arenaceous sediments, etc. Geol. Mag. 57:321-332, 363-370, 411-420, 463-470.

Barbour, EH dan J Torrey Jr. 1890. Notes on the microscopic structure of oolites, with analyses. Amer. Jour. Sci. Ser. 3. 40:246-249.

Barrell, J. 1925. Marine and terrestrial conglomerates. Bull. GSA 36:279-342.

Bastin, ES. 1950. Interpretation of ore textures. GSA Mem. 45. 101 h.

Bastin, ES dkk. 1931. Criteria of age relations of minerals with special reference to polished sections of ores. Econ. Geol. 26:561-610.

Bates, TF. 1958. Selected electron micrographs of clays and other fine-grained minerals. Pennsylvania State Univ., Min. Ind. Exp. Sta. Circ. 51. 61 h.

Bathurst, RGC. 1971. Carbonate Sediments and Their Diagenesis. Amsterdam: Elsevier. 620 h.

Beal, MA dan FP Shepard. 1956. A use of roundness to determine depositional environments. Jour. Sed. Petr. 26:49-60.

Becker, GF. 1893. Finite homogeneous strain, flow, and rupture of rocks. Bull. GSA 4:13-90.

Berg, G. 1944. Vergleichende Petrographie oolithischer Eisenerze. Archiv. Lagerstättenforschung 76. 128 h.

Berthois, L dan J Portier. 1957. Reserches expérimentales sur le façonnement des grains des sables quartzeux. C. R. Acad. Sci. 245:1152-1154.

Blatt, H dan JM Christie. 1963. Undulatory extinction in quartz of igneous and metamorphic rocks and its significance in provenance studies of sedimentary rocks. Jour. Sed. Petr. 33:559-579.

Bloss, FD. 1957. Anisotropy of fracture in quartz. Amer. Jour. Sci. 255:214-225.

Bokman, J. 1952. Clastic quartz particles as indices of provenance. Jour. Sed. Petr. 22:17-24.

Bond, G. 1954. Surface textures of sand grains from the Victoria Falls area. Jour. Sed. Petr. 24:191-195.

Bonham, LC. 1957. Structural petrology of the Pico Anticline, Los Angeles County, California. Jour. Sed. Petr. 32:251-264.

Bonham, LC dan JH Spots. 1971. Measurement of grain orientation. Dalam: RE Carver (ed.) Procedures in Sedimentary Petrology. New York: Wiley-Interscience. h. 285-312.

Bonorico, FG dan ME Teruggi. 1952. Lexico sedimentológico. Inst. Nac. Invest. Ciencias Nat., Publ. No. 6. 164 h.

Bradley, WC, RK Fahnestock, dan ET Rowenhamp. 1972. Coarse sediment transport by flood flows on Knik River, Alaska. Bull. GSA 83:1261-1284.

Bradley, WH. 1946. Coprolites from the Bridger Formation of Wyoming: Their composition and microorganisms. Amer. Jour. Sci. 244:215-239.

Bretz, JH. 1929. Valley deposits immediately east of the channeled scablands of Washington II. Jour. Geol. 37:505-541.

Briggs, LI, DS McCulloch, dan F Moser. 1962. The hydraulic shape of sand particles. Jour. Sed. Petr. 32:645-646.

Brown, TC. 1914. Origin of oolites and the oolitic texture in rocks. Bull. GSA 25:745-780.

Bryan, K. 1931. Wind-worn stones or ventifacts—A discussion and bibliography. Rept. Comm. Sedimentation 1929-1930, Nat. Res. Council, Reprint and Circular Ser. No. 98, h. 29-50.

Bucher, WH. 1918. On oolites and spherulites. Jour. Geol. 26:593-609.

Bull, WB. 1962. Relation of textural (CM) patterns to depositional environment of alluvial fan deposits. Jour. Sed. Petr. 32:211-217.

Buller, AT dan J McManus. 1972. Simple metric sedimentary statistics used to recognize different environments. Sedimentology 18:1-21.

Calliex, A. 1942. Les actions eoliennes periglacial en Europe. Bull. Geol. Soc. France, Ser. 5, 6:495-505.

Calliex, A. 1945. Distinction des galets marins et fluviatiles. Bull. Geol. Soc. France, Ser. 5, 15:375-404.

Carozzi, A. 1957. Contribution a l’étude des propriétés géomètrique des oolithes—L’example du Grand Lac Sale, Utah, U.S.A. Bull. Inst. Nat. Genevois 58:3-52.

Carozzi, A. 1961a. Oolithes remainées, brisées et regenerées dans le Mississippien des chaines frontales, Alberta central, Canada. Arch. des Sciences, Soc. Phys. Hist. Nat. de Geneve 14:281-296.

Carozzi, A. 1961b. Distorted oolites and pseudoolites. Jour. Sed. Petr. 31:262-274.

Carozzi, A. 1963. Half-moon oolites. Jour. Sed. Petr. 33:633-645.

Carver, RE (ed.) 1971. Procedures in Sedimentary Petrology. New York: Wiley-Interscience. 653 h.

Cayeux, L. 1935. Les Roches Sédimentaires de France—Roches carbonatées. Paris: Masson. 447 h.

Chenowith, PA. 1952. Statistical methods applied to Trentonian stratigraphy in New York. Bull. GSA 63:521-560.

Choquette, PW. 1955. A petrographic study of the “State College” siliceous oolite. Jour. Geol. 63:337-347.

Clifton, HE. 1965. Tectonic polish of pebbles. Jour. Sed. Petr. 35:867-873.

Cloos, E. 1947. Oolite deformation in the South Mountain fold, Maryland. Bull. GSA 68:843-918.

Colton, GW dan W DeWitt Jr. 1959. Current oriented structures in some Upper Devonian rocks in western New York (abstract). Bull. GSA 70:1759-1760.

Conkling, H, R Eckis, dan PLK Gross. 1934. Groundwater storage capacity of valley fill. California Div. Water Resources Bull. 45. 279 h.

Crook, KAW. 1968. Weathering and roundness of quartz sand grains. Sedimentology 11:171-182.

Crowell, JR. RA Hope, JE Kahle, AT Ovenshiren, dan RH Sams. 1966. Deep-water sedimentary structures Pliocene Pico Formation, Santa Paula Creek, Ventura Basin, California. California Div. Mines Geol., Spec. Rept. 89. 40 h.

Curray, JR. 1956. Dimensional grain orientation studies of Recent coastal sands. Bull. AAPG 40:2440-2456.

Curray, JR. 1960. Tracing sediment masses by grain size modes. Rept. 21st Int. Geol. Congr. Norden. h. 119-130.

Curtis, BF. 1971. Measurement of porosity and permeability. Dalam: RE Carver (ed.) Procedures in Sedimentary Petrology. New York: Wiley-Interscience. h. 335-364.

Dake, CL. 1921. The problem of the St. Peter Sandstone. Bull. Univ. Missouri School of Mines Metall., Tech. Ser. 6. 158 h.

Dal Cin, R. 1967. Le Ghiaie del Piave. Mem. Mus. Tridentino Sci. Nat., Ann. Rept. 29-30, 1966-1967. 16(3):1-177.

Dalla Valle, JM. 1943. Micromeritics: The Technology of Fine Particles. 2nd ed. New York: Pitman. 555 h.

Dapples, EC. 1942. The effects of macro-organisms upon near-shore sediments. Jour. Sed. Petr. 12:118-126.

Dapples, EC, WC Krumbein, dan LL Sloss. 1953. Petrographic and lithologic attributes of sandstones. Jour. Geol. 61:291-317.

Dapples, EC dan JF Rominger. 1945. Orientation analysis of fine-grained clastic sediments—A report of progress. Jour. Geol. 53:246-261.

Daubrée, A. 1879. Études Synthétiques de Géologies Expérimentale. Paris: Dunod. 828 h.

DeFord, RK dan WA Waldschmidt. 1946. Oolite and oolith. Bull. AAPG 30:1587-1588.

Deverin, L. 1945. Étude pétrographique de minerals de fer oolithique du Dogger des Alpes suisses. Beitr. Geol. Schweiz, Lieferung 13, v. 2. 115 h.

Dickinson, WR. 1970. Interpreting detrital modes of greywacke and arkose. Jour. Sed. Petr. 40:695-707.

Dobkins, JE Jr. dan RL Folk. 1970. Shape development on Tahiti-Jui. Jour. Sed. Petr. 40:1167-1203.

Doeglas, DJ. 1946. Interpretation of results of mechanical analyses. Jour. Sed. Petr. 16:19-40.

Doeglas, DJ. 1962. The structure of sedimentary deposits of braided rivers. Sedimentology 1:167-190.

Doeglas, DJ. 1968. Grain-size indices, classification and environment. Jour. Sed. Petr. 28:83-100.

Dumitriu, M dan C Dumitriu. 1961. Analize de orientare texturala si directii de transport ale sedimentelor (sari Bahasa Perancis). Acad. Republ. Pop. Romine, Inst. Geol. Geogr., Stud. Cercetari Geol., 6:709-717.

Dunham, RJ. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. Dalam: WE Ham (ed.) Classification of Carbonate Rocks. AAPG Mem. 1, hlm. 108-121.

Eardley, AJ. 1938. Sediments of Great Salt Lake, Utah. Bull. AAPG 22:1359-1387.

Edwards, AB. 1947. Textures of the Ore Minerals and Their Significance. Melbourne: Australian Inst. Min. Metall. 185 h.

Einstein, HA, AG Anderson, dan JW Johnson. 1940. A distinction between bed load and suspended load in natural streams. AGU Trans., 21st Ann. Mtg., Pt. II, h. 628-633.

Emery, JR dan JC Griffiths. 1954. Reconnaissance investigation into relationships between behavior and petrographic properties of some Mississippian sediments. Pennsylvania State Univ., Min. Ind. Expt. Sta. Bull. 62:67-80.

Von Engelhardt, W. 1960. Der Porenraum der Sedimente. New York: Springer. 207 h.

Von Engelhardt, W dan H Pitter. 1951. Über die Zusammenhänge zwischen Porosität, Permeabilität, und Korngrösse be Sand und Sandsteinen. Heidelberger Beitr. Min. Pet. 2:477-491.

Fernald, FA. 1929. Roundstone, a new geologic term. Science 70:240.

Fitzpatrick, KT dan CH Summerson. 1971. Some observations on electron micrographs of quartz sand grains. Ohio Jour. Sci. 71:106-119.

Flemming, NC. 1965. Form and function of sedimentary particles. Jour. Sed. Petr. 35:381-391.

Flint, RF, J Sanders, dan J Rodgers. 1960a. Symmictite, a name for nonsorted terrigeneous sedimentary rocks that contain a wide range of particle sizes. Bull. GSA 71:507-510.

Flint, RF, J Sanders, dan J Rodgers. 1960a. Diamictite, a substitute term for symmictite. Bull. GSA 71:1809.

Flügel, E dan M Kirchmayer. 1962. Zur Terminologie der Ooide, Onkoide und Pseudooide. Neues Jahrb. Geol. Paläont. Mh. 3:113-123.

Folk, RL. 1954. The distinction between grain size and mineral composition in sedimentary rock nomenclature. Jour. Geol. 62:344-356.

Folk, RL. 1955. Student operator error in determination of roundness, sphericity, and grain size. Jour. Sed. Petr. 25:297-301.

Folk, RL. 1960. Petrogaphy and origin of the Tuscarora, Rose Hill, and Keefer formations, Lower and Middle Silurian of eastern West Virginia. Jour. Sed. Petr. 30:1-58.

Folk, RL. 1965a. Some aspects of recrystallization in recent limestones. Dalam: LC Pray dan RC Murray (ed.) Dolomitization and Limestone Diagenesis: A Symposium. SEPM Spec. Pub. 13. Hlm. 14-48.

Folk, RL. 1965b. On the earliest recognition of coprolites. Jour. Sed. Petr. 35:272-273.

Folk, RL. 1966. A review of grain size parameters. Sedimentology 6:73-93.

Fraser, HJ. 1935. Experimental study of the porosity and permeability of clastic sediments. Jour. Geol. 43:910-1010.

Freeman, T. 1962. Quiet water oolites from Laguna Madre, Texas. Jour. Sed. Petr. 32:475-483.

Friedman, GM. 1961. Distribution between dune, beach, and river sands from their textural characteristics. Jour. Sed. Petr. 31:514-529.

Friedman, GM. 1962. On sorting, sorting coefficients, and the log-normality of the grain-size distribution of clastic sandstones. Jour. Geol. 70:737-753.

Friedman, GM. 1965. Terminology of crystallization textures and fabrics in sedimentary rocks. Jour. Sed. Petr. 35:643-655.

Friedman, GM. 1967. Dynamic processes and statistical parameters compared for size frequency distribution of beach and river sands. Jour. Sed. Petr. 37:327-354.

Füchtbauer, H. 1967. Influence of different types of diagenesis on sandstone porosity. Proc. 7th World Petrol. Congr., Mexico. Vol. 2. Hlm. 353-369.

Füchtbauer, H dan HE Reineck. 1963. Porosität und Verdichtung rezenter, mariner Sedimente. Sedimentology 2:294-306.

Gaither, A. 1953. A study of porosity and grain relationships in experimental sands. Jour. Sed. Petr. 23:180-195.

Gees, RA. 1965. Moment measures in relation to the depositional environments of sands. Eclogae Géol. Halvetiae 56:209-213.

Grabau, AW. 1904. On the classification of sedimentary rocks. Amer. Geol. 33:228-247.

Grabau, AW. 1960. Principles of Stratigraphy. New York: Dover.

Graton, LC dan HJ Fraser. 1935. Systematic packing of spheres—with particular relation to porosity and permeability. Jour. Geol. 43:785-909.

Gregory, HE. 1915. The formation and distribution of fluviatile and marine gravels. Amer. Jour. Sci., Ser. 4, 39:487-508.

Griffiths, JC. 1949. Directional permeability and dimensional orientation in Bradford sand. Bull. Pennsylvania State Coll., Min. Ind. Expt. Stat. 54:138-163.

Griffiths, JC. 1953. A further test of dimensional orientation of quartz grains in Bradford Sand. Amer. Jour. Sci. 251:192-214.

Grogan, R. 1945. Shape variation of some Lake Superior beach pebbles. Jour. Sed. Petr. 15:3-10.

Grout, FF. 1932. Petrography and Petrology. New York: McGraw-Hill. 522 h.

Grout, FF. 1946. Microscopic characters of vein carbonates. Econ. Geol. 41:475-502.

Halbach, IW. 1962. On the morphology of the Dwyka Series in the vicinity of Loeriesfontein, Cape Province. Ann. Univ. Stell. Ser. A, vol. 37, no. 2. 162 h.

Hares, CJ. 1917. Gastroliths in the Cloverly Formation. Jour. Washington Acad. Sci. 7:429.

Harris, SA. 1958a. Differentiation of various Egyptian aelian microenvironments by mechanical composition. Jour. Sed. Petr. 28:164-174.

Harris, SA. 1958b. Probability curves and the recognition of adjustment to depositional environment. Jour. Sed. Petr. 28:151-163.

Harrison, PW. 1957. A clay-till fabric—Its character and origin. Jour. Geol. 65:275-308.

Hatch, FH, RH Rastall, dan M Black. 1938. The Petrololgy of Sedimentary Rocks. edisi-3. London: Murby. 383 h.

Helmbold, R. 1952. Beitrag zur Petrographie der Tanner Grauwacken. Heidelberger Beitr. Min. Pet. 3:253-288.

Henbest, LG. 1968. Diagenesis in oolitic limestones of Morrow (Early Pennsylvanian) age in northwestern Arkansas and adjacent Oklahoma. USGS Prof. Paper 594-H. 22 h.

Hirschwald, J. 1912. Handbuch der Bautechnischen Gesteinsprüfung. Berlin: Gebruder Borntraeger. Hlm. 511-512.

Hohlt, RB. 1948. The nature and origin of limestone porosity. Colorado School of Mines Quart. vol. 43, no. 4. 51 h.

Holmes, CD. 1941. Till fabric. Bull. GSA 52:1299-1354.

Horowitz, AS dan PE Potter. 1971. Introductory Petrography of Fossils. New York: Springer. 302 h.

Hough, JL. 1942. Sediments of Cape Cod Bay, Massachusetts. Jour. Sed. Petr. 12:10-30.

Howell, JV. 1921. Notes on the pre-Permian Paleozoic of the Wichita Mountains area. Bull. AAPG 6:413-425.

Humbert, FL. 1968. Selection and Wear of Pebles on Gravel Beaches. Disertasi PhD. Groningen. 144 h.

Hunt, CB. 1954. Desert vanish. Science 120:183-184.

Illing, LV. 1954. Bahaman calcareous sands. Bull. AAPG 38:1-95.

Ingerson, E. 1940. Fabric criteria for distinguishing pseudo-ripple marks from ripple marks. Bull. GSA 51:557-570.

Ingerson, E dan JL Ramisch. 1942. Origin of shapes of quartz sand grains. Amer. Mineral. 27:595-606.

Inman, DL. 1949. Sorting of sediments in the light of fluid mechanics. Jour. Sed. Petr. 19:51-70.

Inman, DL. 1952. Measures for describing the size distribution of sediments. Jour. Sed. Petr. 22:125-145.

Irani, RR dan CF Callis. 1963. Particle Size: Measurement, Interpretation, and Application. New York: Wiley. 165 h.

Jamieson, TF. 1860. On drift and rolled gravel of the north of Scotland. Quart. Jour. Geol. Soc. London 16:347-371.

Jizba, ZV. 1971. Mechanical analysis of grain orientation. Dalam. RE Carver (ed.) Procedures in Sedimentary Petrology. New York: Wiley-Interscience. Hlm. 313-334.

Johansson, CE. 1965a. Structural studies of sedimentary deposits (orientation analysis, literature digest, and field investigations). Lund Stud. Geogr. Ser. A. Phys. Geogr. No. 32. 61 h.

Johansson, CE. 1965b. Orientation of pebbles in running water. Geol. Fören. Stockholm Förh. 87:3-61.

Judson, S dan RE Barks. 1961. Microstriations on polished pebbles. Amer. Jour. Sci. 259:371-381.

Kahn, JS. 1956a. The analysis and distribution of the properties of packing in sand-size sediments. 1. On the measurement of packing in sandstones. Jour. Geol. 64:385-395.

Kahn, JS. 1956b. Analysis and distribution of the properties of packing in sand-size sediments. 2. The distribution of the packing measurements and an example of packing analysis. Jour. Geol. 64:578-606.

Kahn, JS. 1959. Anisotropic sedimentary parameters. Trans. New York Acad Sci. Ser. 2. 21:373-386.

Kalkowsky, E. 1908. Oolith und Stromatolith im norddeutschen Bundsandstein. Zeitschr. Deutsche Geol. Ges. 60:68-125.

Karlstrom, TNV. 1952. Improved equipment and techniques for orientation studies of large particles in sediments. Jour. Geol. 60:489-493.

Kauranne, LK. 1960. A statistical study of stone orientation in glacial till. Bull. Comm. Geol. Finlande No. 188. Hlm. 87-97.

Keller, WD. 1945. Size distribution of sand in some dunes, beaches, and sandstones. Bull. AAPG 29:215-221.

Keller, WD. 1946. Evidence of texture on the origin of the Cheltenham fireclay of Missouri and associated shales. Jour. Sed. Petr. 16:63-71.

Kelling, G dan PF Williams. 1967. Flume studies of the reorientation of pebbles and shells. Jour. Geol. 75:243-267.

Kindle, EM. 1936. Dominant factors in the formation of firm and soft sand beaches. Jour. Sed. Petr. 6:16-22.

Kittleman, LR, Jr. 1964. Application of Rosin’s distribution to size-frequency analysis of clastic rocks. Jour. Sed. Petr. 34:483-502.

Klein, G deV. 1963. Boulder surface markings on Quaco Formation (Upper Triassic), St. Martin’s, New Brunswick, Canada. Jour. Sed. Petr. 33:49-52.

Klovan, JE. 1966. The use of factor analysis in determining depositional environments from grain-size distributions. Jour. Sed. Petr. 36:115-125.

Knopf, EB dan E Ingerson. 1938. Structural Petrology. GSA Mem. 6. 270 h.

Kolduk, WS. 1968. On environment-sensitive grain-size parameters. Sedimentology 10:57-69.

Kolmogorov, AN. 1941. Über das logarithmische Verteilungsgesetz der Teichen bei Zerstückelung. Dokl. Akad. Nauk. SSSR 31:99-101.

Konzewitsch, N. 1961. La Forma de los clastos. Serv. Hidrografia Naval Publ. vol. 626. 113 h. [dengan abstrak Bahasa Inggris]

Köster, E. 1964. Granulometrische und Morphometrische Messmethoden an Mineralkörnen, Steinen, und Snstigen Stoffen. Stuttgart: Enke. 336 h.

Krinsley, DH. 1973. Atlas of Sand Surface Textures. Cambridge Earth Sci. Series. 91 h.

Krinsley, DH dan J Donahue. 1968. Environmental interpretation of sand grain surface texture by electron microscopy. Bull. GSA 79:743-748.

Krinsley, DH dan B Funnell. 1965. Environmental history of sand grains from the Lower and Middle Pleistocene of Norfolk, England. Quart. Jour. Geol. Soc. London 121:435-461.

Krinsley, DH dan S Margolis. 1969. A study of quartz sand grain surface textures with scanning electron microscope. Trans. New York Acad. Sci. Ser. II. 31:457-477.

Krinsley, DH dan T Takahashi. 1962a. The surface textures of sand grains: An application of electron microscopy. Science 138:923-925.

Krinsley, DH dan T Takahashi. 1962b. The surface textures of sand grains: An application of electron microscopy. Glaciation. Science 138:1262-1264.

Krinsley, CH dan T Takahashi. 1962c. Applications of electron microscopy to geology. Trans. New York Acad. Sci. Ser. II. 25:3-22.

Krumbein, WC. 1934. Size frequency distribution of sediments. Jour. Sed. Petr. 4:65-77.

Krumbein, WC. 1938. Size frequency distribution of sediments and the normal phi curve. Jour. Sed. Petr. 8:84-90.

Krumbein, WC. 1939. Preferred orientation of pebbles in sedimentary deposits. Jour. Geol. 47:673-706.

Krumbein, WC. 1940. Flood gravel of San Gabriel Canyon, California. Bull. GSA 51:636-676.

Krumbein, WC. 1941a. Measurement and geologic significance of shape and roundness of sedimentary particles. Jour. Sed. Petr. 11:64-72.

Krumbein, WC. 1941b. The effects of abrasion on the size, shape, and roundness of rock fragments. Jour. Geol. 49:482-520.

Krumbein, WC. 1942a. Flood deposits of Arroyo Seco, Los Angeles County, California. Bull. GSA 53:1355-1402.

Krumbein, WC. 1942b. Settling velocity and flame-behaviour of non-spherical particles. Trans. Amer. Geophys. Union 1942. Hlm. 621-633.

Krumbein, WC dan GD Monk. 1942. Permeability as a function of size parameters of unconsolidated sand. Amer. Inst. Min. Metall. Eng., Tech. Pub. 1492. 11 h.

Krumbein, WC dan FJ Pettijohn. 1938. Manual of Sedimentary Petrography. New York: Plenum. 549 h.

Krumbein, WC dan FW Tisdel. 1940. Size distributions of source rocks of sediments. Amer. Jour. Sci. 238:296-305.

Krynine, PD. 1941. Petrographic studies of variations in cementing material in the Oriskany sand. Bull. Pennsylvanian State Coll. 33:108-116.

Krynine, PD. 1942. Critical velocity as a controlling factor in sedimentation (abstract). Bull. GSA 52:1805.

Krynine, PD. 1946. Microscopic morphology of quartz types. Proc. 2nd Pan Am. Congr. Min. Eng. Geol. Vol. 2, 2nd Comm. Hlm. 35-49.

Krynine, PD. 1948. The megascopic study and field classification of sedimentary rocks. Jour. Geol. 56:130-165.

Kuenen, PH. 1942. Pitted pebbles. Leidse Geol. Meded. 13:189-201.

Kuenen, PH. 1955. Experimental abrasion of pebbles. 1. Wet sandblasting. Leidse Geol. Meded. 20:131-137.

Kuenen, PH. 1956. Experimental abrasion of pebbles. 2. Rolling by current. Jour. Geol. 64:336-368.

Kuenen, PH. 1958. Some experiments on fluviatile rounding. Proc. Koninkl. Nederl. Akad. Wetensch. Ser. B. 61:47-53.

Kuenen, PH. 1959. Experimental abrasion. 3. Fluviatile action on sand. Amer. Jour. Sci. 237:172-190.

Kuenen, PH. 1960a. Experimental abrasion of sand grains. 21st Sess. Int. Geol. Congr., Norden. Pt. 10. Hlm. 50-53.

Kuenen, PH. 1960b. Experimental abrasion 4. Eolian action. Jour. Geol. 68:427-449.

Kuenen, PH. 1964. Experimental abrasion 6. Surf action. Sedimentology 3:29-43.

Kuenen, PH. 1969. Origin of quartz silt. Jour. Sed. Petr. 39:1631-1633.

Kuenen, PH dan WG Perdock. 1961. Frosting on quartz grains. Proc. Koninkl. Nederl. Akad. Wetensch. Ser. B. 64:343-345.

Kuenen, PH dan WG Perdock. 1962. Experimental abrasion 5. Frosting and defrosting of quartz grains. Jour. Geol. 70:648-658.

Landon, RE. 1930. An analysis of beach pebble abrasion and transportation. Jour. Geol. 38:437-446.

Lane, EW dkk. 1947. Report of the subcommittee on sediment terminology. Trans. Amer. Geophys. Union 28:936-938.

Laudermilk, JD. 1931. On the origin of desert varnish. Amer. Jour. Sci. Ser. 5. 21:51-66.

Lenk-Chevitch, P. 1959. Beach and stream pebbles. Jour. Geol. 67:103-108.

Linck, G. 1903. Die Bildung der Oolithe und Rogensteine. Neues Jahrb. Mn. B.B. 16:495-513.

Lindsley, DA. 1966. Sediment transport in a Precambrian ice age—The Huronian Gowganda Formation. Science 154:1442-1443.

McBride, EF. 1971. Mathematical treatment of size distribution data. Dalam: RE Carver (ed.) Procedures in Sedimentary Petrology. New York: Wiley-Interscience. Hlm. 109-127.

McIver, NL. 1970. Appalachian turbidites. Dalam: GW Fisher, FJ Pettijohn, JC Read, dan KN Weaver (ed.) Studies of Appalachian Geology: Central and Southern. New York: Wiley-Interscience. Hlm. 69-81.

McKee, ED dan RC Gutschick. 1969. History of Redwall Limestone of northern Arizona. GSA Mem. 114. 726 h.

Majewske, OP. 1969. Recognition of Invertebrate Fossil Fragments in Rocks and Thin Section. London: Brill. 102 h.

Margolis, SV. 1968. Electron microscopy of chemical solution and mechanical abrasion features on quartz sand grains. Sed. Geol. 2:243-256.

Marshall, CE. 1941. Studies in the degree of dispersion of clays IV. The shapes of clay particles. Jour. Phys. Chem. 41:81-93.

Marshall, PE. 1927. The wearing of beach gravels. Proc. New Zealand Inst. 58:507-532.

Martinez, JD. 1958. Photometer method for studying quartz grain orientation. Bull. AAPG 42:588-608.

Martinez, JD. 1963. Rapid methods for dimensional grain orientation measurements: Discussion. Jour. Sed. Petr. 33:483-484.

Mason, CC dan RL Folk. 1958. Differentiation of beach, dune, and aeolian flat environments by size analyses, Mustang Island, Texas. Jour. Sed. Petr. 28:211-226.

Mast, RF dan PE Potter. Sedimentary structures, sand shape fabrics, and permeability. Pt. 2. Jour. Geol. 71:548-565.

Mazzoni, MM dan LA Spalletti. 1972. Sedimentológia de las areas del Rio Grande de Jujuy. Rev. Mus. La Plata (ms.). Sec. Geol. 8:35-117.

Meade, RH. 1964. Removal of Water and Rearrangement of Oarticles During Compaction of Clayey Sediments—A Review. USGS Prof. Paper 497-B. 23 h.

Mellon, GB. 1964. Discriminatory analysis of calcite- and silicate-cemented phases of the Mountain Park sandstone. Jour. Geol. 72:786-809.

Middleton, GV. 1967. The orientation of concavo-convex particles deposited from experimental turbidity currents. Jour. Sed. Petr. 37:229-232.

Moiola, RJ dan D Weiser. 1968. Textural parameters: An evaluation. Jour. Sed. Petr. 38:45-53.

Moiola, RJ dan D Weiser. 1969. Environmental analysis of ancient sandstone bodies by discriminant analysis (abstract). Bull. AAPG 53:733.

Monaghan, PH dan MA Lytle. 1956. The origin of calcareous ooliths. Jour. Sed. Petr. 26:111-118.

Moore, BN. 1934. Deposits of possible nuee ardente origin in the Crater Lake Region, Oregon. Jour. Geol. 42:358-375.

Moore, HB. 1939. Faecal pellets in relation to marine deposits. Dalam: PD Trask (ed.) Recent Marine Sediments. Tulsa: American Association of Petroleum Geologists. Hlm. 516-524.

Moors, HT. 1969. The position of graptolites in turbidites. Sed. Geol. 3(4):241-261.

Moors, HT. 1970. Current orientation of graptolites: Its significance and interpretation. Sed. Geol. 4(2):117-134.

Moss, AJ. 1962. The physical nature of common sandy and pebbly deposits. Pt. 1. Amer. Jour. Sci. 260:337-373.

Moss, AJ. 1963. The physical nature of common sandy and pebbly deposits. Pt. 2. Amer. Jour. Sci. 261:297-343.

Moss, AJ. 1966. Origin, shaping, and significance of quartz sand grains. Jour. Geol. Soc. Australia 13:97-136.

Moss, AJ. 1972. Bed-load sediments. Sedimentology 18:157-219.

Muir, RO dan EK Walton. 1957. The East Kirton limestone. Trans. Geol. Soc. Glasgow 22:157-168.

Müller, G. 1967. Methods in Sedimentary Petrology. Stuttgart: E. Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung. 283 h.

Nanz, RH. 1955. Grain orientation in beach sands—A possible means for predicting reservoir trend (abstract). Jour. Sed. Petr. 25:130.

Newell, ND, EG Purdy, dan J Imbrie. 1960. Bahamian oolitic sand. Jour. Geol. 68:481-497.

Newell, ND dan JK Rigby. 1957. Geological studies on the Great Bahama Bank. Dalam: RJ Le Blanc dan JG Breeding (ed.) Regional Aspects of Carbonate Deposition. SEPM Spec. Pub. 5. Hlm. 15-72.

Niggli, P. 1934. Die Charakterisierung der klastischen Sedimente nach Kornsusammensetzujng. Schweiz. Min. Pet. Mitt. 15:31-38.

Oertal, G dan CD Curtis. 1972. Clay-ironstone concretions preserving fabrics due to progressive compaction. Bull. GSA 83:2597-2606.

Onions, D dan GV Middleton. 1968. Dimensional grain orientation of Ordovician turbidite graywackes. Jour. Sed. Petr. 38:164-174.

Otto, GH. 1939. A modified logarithmic probability graph for interpretation of mechanical analyses of sediments. Jour. Sed. Petr. 9:62-76.

Parkash, B dan GV Middleton. 1970. Down-current textural changes in Ordovician turbidite graywackes. Sedimentology 14:259-293.

Passega, R. 1957. Texture as a characteristic of clastic deposition. Bull. AAPG 41:1952-1984.

Passega, R. 1964. Grain size representation of CM patterns as a geological tool. Jour. Sed. Petr. 34:830-847.

Pelletier, BR. 1958. Pocono paleocurrents in Pennsylvania and Maryland. Bull. GSA 69:1033-1064.

Pettijohn, FJ. 1930. Imbricate arrangement of pebblesd in a pre-Cambrian conglomerate. Jour. Geol. 38:568-573.

Pettijohn, FJ. 1940. Relative abundance of size grades of clastic sediments (abstract). Program SEPM 1940 Meeting.

Pettijohn, FJ dan AC Lundahl. 1943. Shape and roundness of Lake Erie beach sands. Jour. Sed. Petr. 13:69-78.

Pettijohn, FJ, PE Potter, dan R Siever. 1972. Sand and Sandstone. New York: Springer. 618 h.

Phemister, J. 1955. Petrography. Dalam: The Limestones of Scotland. Mem. Geol. Surv., Spec. Repts. Min. Res. Great Britain. vol. 37, h. 66-74.

Plumley, WJ. 1948. Black Hills terrace gravels: A study in sediment transport. Jour. Geol. 56:526-577.

Porter, JJ. 1962. Electron microscopy of sand surface texture. Jour. Sed. Petr. 32:124-135.

Potter, PE dan FJ Pettijohn. 1963. Paleocurrents and Basin Analysis. New York: Springer. 295 h.

Powers, MC. 1953. A new roundness scale for sedimentary particles. Jour. Sed. Petr. 23:117-119.

Pryor, WA. 1971. Grain shape. Dalam: RE Carver (ed.) Procedures in Sedimentary Petrology. New York: Wiley-Interscience. Hlm. 131-150.

Raleigh, L. 1943. The ultimate shape of pebbles, natural and artificial. Proc. Roy. Soc. London 181:107-118.

Raleigh, L. 1944. Pebbles, natural and artificial: Their shape under various conditions of abrasion. Proc. Roy. Soc. London 182:321-335.

Rastall, RH dan JE Hemingway. 1940. The Yorkshire Dogger, I. The coastal region. Geol. Mag. 67:177-197.

Rastall, RH dan JE Hemingway. 1941. The Yorkshire Dogger, II. Lower Eskdale. Geol. Mag. 78:351-370.

Ricci Lucchi, F dan GD Casa. 1970. Surface textures of desert quartz grains: A new attempt to explain the origin of desert frosting. Ann. Museo. Geol. Bologna, Ser. 2A. 36:751-766.

Richter, K. 1932. Die Bewegungsrichtung des Inlandeises, rekonstruiert aus dem Kritzen und Längsachsen der Geschiebe. Zeitschr. Geschieberforsch. 8:62-66.

Richter, K. 1936. Ergebnisse und Aussichten der Gefügeforschung im pommereschen Diluvium. Geol. Rundsch. 27:196-206.

Rittenhouse, GR. 1943. Sedimentation near junction of Maquoketa and Mississippi Rivers—A discussion. Jour. Sed. Petr. 13:40-42.

Rittenhouse, GR. 1949. Petrology and paleogeography of Greenbriar Formation. Bull. AAPG 33:1704-1730.

Rittenhouse, GR. 1971. Mechanical compaction of sands containing different percentages of ductile grains; A theoretical approach. Bull. AAPG 55:92-96.

Robinson, GW. 1949. Soils: Their Origin, Constitution and Classification. edisi-3. London: Murby. 573 h.

Rogers, JJW dan WB Head. 1961. Relationships between porosity, median size, and sorting coefficients of synthetic sands. Jour. Sed. Petr. 31:467-470.

Rogers, JJW, WC Krueger, dan M Krog. 1963. Sizes of naturally abraded materials. Jour. Sed. Petr. 33:628-632.

Roller, PS. 1937. Law of size distribution and statistical description of particulate materials. Jour. Franklin Inst. 223:609-633.

Roller, PS. 1941. Statistical analysis of size distribution of particulate materials with special reference to bimodal frequency distribution. Jour. Phys. Chem. 45:241-281.

Rosin, PO dan E Rammler. 1934. Die Kornzusammensetzung des Mahlgutes im Lichte der Wahrscheinlichkeitslehre. Kolloid Zeitsch. 67:16-26.

Roth, R. 1932. Evidence indicating the limits of Triassic in Kansas, Oklahoma, and Texas. Jour. Geol. 40:718-719.

Rothpletz, A. 1892. On the formation of oolite. Amer. Geol. 10:279-282.

Rowland, RA. 1946. Grain-shape fabrics of clastic quartz. Bull. GSA 57:547-564.

Ruedemann, R. 1897. Evidence of current action in the Ordovician of New York. Amer. Geol. 19:367-391.

Russell, RD dan RE Taylor. 1937a. Bibliography on roundness and shape of sedimentary rock particles. Rept. Comm. on Sedimentation 1936-1937, Nat. Res. Council. Hllm. 65-80.

Russell, RD dan RE Taylor. 1937b. Roundness and shape of Mississippi River sands. Jour. Geol. 45:225-267.

Russell, RJ. 1968. Where most grains of very coarse sand and grabel are deposited? Sedimentology 11:31-38.

Rust, BR. 1972. Pebble orientation in fluvial sediments. Jour. Sed. Petr. 42:384-388.

Sahu, BK. 1964a. Depositional mechanisms from the size analysis of clastic sediments. Jour. Sed. Petr. 34:73-83.

Sahu, BK. 1964b. Significance of the size-distribution statistics in the interpretation of depositional environments. Res. Bull. Punjab Univ. (n.s.) vol. 15, Pts. 3-4, Hlm. 213-219.

Sander, B. 1936. Beiträge zur Kenntniss der Anlagersgefüge (Rhytmische Kalke und Dolomite aus der Triass). Min. Pet. Mitt. 48:27-139.

Sarkisian, SG & LT Klimova. 1955. Orientation of Pebbles and Methods of Studying Them for Paleogeographic Construction. Akad. Nauk. SSSR, Isvestia. 164 h.

Scheidegger, AE. 1957. The Physics of Flow through Porous Media. New York: Macmillan. 236 h.

Schermerhorn, LJG. 1966. Terminology of mixed coarse-fine sediments. Jour. Sed. Petr. 36:831-835.

Schlee, J. 1957. Upland gravels of southern Maryland. Bull. GSA 68:1371-1410.

Schlee, J, E Uchupi, dan JVA Trumbull. 1965. Statistical Parameters of Cape Cod Beach and Eolian Sands. USGS Prof. Paper 501-D. Hlm. 118-122.

Schoklitsch, A. 1933. Ueber die Verkleinung der Geschiebe in Flussläufen. Sitzber. Akad. Wiss. Wien. Math.-Natur. Kl. Sec. II2. 142(8):343-366.

Schwarzacher, W. 1951. Grain orientation in sands and sandstones. Jour. Sed. Petr. 21:162-172.

Scott, HW. 1947. Solution sculpturing in limestone pebbles. Bull. GSA 58:141-152.

Scott, KM & GC Gravlee Jr. 1968. Flood Surge on the Rubicon River, California—Hydrology, Hydraulics and Boulder Transport. USGS Prof. Paper 422-M. 40 h.

Sedimentary Petrology Seminar. 1965. Gravel fabric in Wolf Run. Sedimentology 4:273-283.

Seifert, GV. 1954. Das mikroskopische Korngefüge des Eisabbaues in Fehmarn, Ost-Wagrien und dem dänischen Wohld. Mayniana 2:126-189.

Seilacher, A. 1960. Strömungsanzeichen im Hunsrückschiefer. Notizbl. Hessischen Landesanst. Bodenforsch., Wiesbaden 88:88-106.

Sestini, G dan G Pranzini. 1965. Correlation of sedimentary fabric and sole marks as current indicators in turbidites. Jour. Sed. Petr. 35:100-108.

Shepard, FP. 1954. Nomenclature based on sand-silt-clay ratios. Jour. Sed. Petr. 24:151-158.

Shrock, RR. 1930. Polyhedral pisolites. Amer. Jour. Sci. Ser. 5. 19:368-372.

Shrock, RR. 1948a. Sequence in Layered Rocks. New York: McGraw-Hill. 507 h.

Shrock, RR. 1948b. A classification of sedimentary rocks. Jour. Geol. 56:118-129.

Sindowski, K-H. 1957. Die synoptische Methode des Kornkurben-Vergleiches zur Ausdeutung fossiler Sedimentaitionsraume. Geol. Jahrb. 73:235-275.

Slicher, CS. 1899. Theoretical investigation of the motion of ground water. USGS 19th Ann. Rept. Pt. II. h. 305.

Smalley, IJ. 1964a. Representation of packing in a clastic sediment. Amer. Jour. Sci. 262:242-248.

Smalley, IJ. 1964b. A method for describing the packing texture of clastic sediments. Nature 203:281-284.

Smalley, IJ. 1966. Origin of quartz sand. Nature 211:476-479.

Smalley, IJ dan C Vita-Vinzi. 1968. The formation of fine particles in sandy deserts and the nature of “desert” loess. Jour. Sed. Petr. 38:766-774.

Sneed, ED dan RL Folk. 1958. Pebbles in the lower Colorado River, Texas—A study in particle morphogenesis. Jour. Geol. 66:114-150.

Solohub, JT dan JE Klovan. 1970. Evaluation of grain-size parameters in lacustrine environments. Jour. Sed. Petr. 40:81-101.

Sorby, HC. 1863. Ueber Kalkstein-Geschiebe mit Eindrücke. Neues Jahrb. Min. Hlm. 801-907.

Sorby, HC. 1879. The strucutre and origin of limestones. Proc. Geol. Soc. London 35:56-95.

Spencer, DW. 1963. The interpretation of grain size distribution curves of clastic sediments. Jour. Sed. Petr. 33:180-190.

Spry, A. 1969. Metamorphic Textures. London: Pergamon. 350 h.

Stauffer, CR. 1945. Gastrolihs from Minnesota. Amer. Jour. Sci. 243:336-340.

Stieglitz, RD. Surface textures of quartz and heavy mineral grains from fresh-water environments: An application of scanning electron microscopy. Bull. GSA 80:2091-2094.

Stopes, MC dan DMS Watson. 1909. On the present distribution and origin of the calcareous concretions in coal-seams, known as coal balls. Trans. Roy. Phil. Soc. London. Ser. B. 200:167-218.

Swensen, FA. 1942. Sedimentation near junction of Maquoketa and Mississippi Rivers. Jour. Sed. Petr. 12:3-9.

Swett, K, GdeV Klein, dan DM Smith. 1971. A Cambrian tidal sand body—The Eriboll sandstone of northwest Scotland: An ancient-recent analog. Jour. Geol. 79:400-415.

Tanner, WF. 1958. The zig-zag nature of Type I and Type IV curves. Jour. Sed. Petr. 28:372-375.

Tanner, WF. 1959. Sample components obtained by the method of differences. Jour. Sed. Petr. 29:408-411.

Taylor, JH. 1949. Petrology of the Northampton Sand Ironstone Formation. Mem. Geol. Surv. Great Britain. 111 h.

Taylor, JM. 1950. Pore-space reduction in sandstones. Bull. AAPG 34:701-716.

Thiel, GA. 1940. The relative resistance to abrasion of mineral grains of sand size. Jour. Sed. Petr. 10:102-124.

Todd, DK. 1960. Ground Water Hydrology. New York: Wiley. 336 h.

Trefethen, JM. 1950. Classification of sediments. Amer. Jour. Sci. 248:55-62.

Trowbridge, AC dan FJ Shepard. 1932. Sedimentation in Massachusetts Bay. Jour. Sed. Petr. 2:3-37.

Truesdell, PE dan DJ Varnes. 1950. Chart Correlating Various Grain-size Definitions of Sedimentary Materials. USGS.

Turnau-Morawska, M. 1955. Optical orientation of elongated quartz sand grains. Arch. Min. 18:293-302.

Twenhofel, WH. 1932. Treatise on Sedimentation. edisi-2. Baltimore: Williams and Wilkens. 926 h.

Twenhofel, WH. 1937. Terminology of the fine-grained mechanical sediments. Rept. Comm. on Sedimentation 1936-1037, Nat. Res. Council. Hlm. 81-104.

Twenhofel, WH. 1950. Prinnciples of Sedimentation. New York: McGraw-Hill. 673 h.

Tyrell, GW. 1921. Some points in petrographic nomenclature. Geol. Mag. 58:501-502.

Udden, JA. 1898. Mechanical composition of wind deposits. Augustana Library Pub. 1. Hlm. 1-69.

Udden, JA. 1914. The mechanical composition of clastic sediments. Bull. GSA 25:655-744.

Unrug, R. 1956. Preferred orientation of pebbles in Recent gravels of the Dunajec River in the Western Carpathians. Bull. Acad. Polonaise Sci. Ch. 3, 14:469-473.

Unrug, R. 1957. Recent transport and sedimentation of gravels in the Dunajec Valley (western Carpathians). Acta Geol. Polonica 7:217-257.

Virkkala, K. 1960. On the striations and glacier movements in the Tampere region, southern Finland. Bull. Comm. Geol. Finlande 188:161-176.

Visher, GS. 1969. Grain size distribution and depositional processes. Jour. Sed. Petr. 39:1074-1106.

Vita-Vinzi, C dan IJ Smalley. 1970. Origin of quartz silt: Comments on a note by P. H. Kuenen. Jour. Sed. Petr. 40:1367-1368.

Von Engelen, OD. 1930. Type form of faceted and striated glacial pebbles. Amer. Jour. Sci. Ser. 5. 19:9-16.

Wadell, H. 1932. Volume, shape, and roundness of rock particles. Jour. Geol. 40:443-451.

Wadell, H. 1935. Volume, shape, and roundness of quartz particles. Jour. Geol. 42:250-280.

Waldschmidt, WA. 1943. Cementing materials in sandstones and their influence on the migration of oil. Bull. AAPG 25:1839-1879.

Walker, TR. 1957. Frosting of quartz grains by carbonate replacement. Bull. GSA 68:267-268.

Waskom, JD. 1958. Roundness as an indicator of environment along the coast of panhandle Florida. Jour. Sed. Petr. 28:351-360.

Wayland, RG. 1939. Optical orientation in elongate clastic quartz. Amer. Jour. Sci. 237:99-109.

Wentworth, CK. 1919. A laboratory and field study of cobble abrasion. Jour. Geol. 27:507-521.

Wentworth, CK. 1922a. A field study of the shapes of river pebbles. Bull. USGS 730-C. Hlm. 114.

Wentworth, CK. 1922b. The Shapes of Beach Pebbles. USGS Prof. Paper 131-C. Hlm. 75-83.

Wentworth, CK. 1922c. A scale of grade and class terms for clastic sediments. Jour. Geol. 30:377-392.

Wentworth, CK. 1931a. The mechanical composition of sediments in graphic form. Univ. Iowa Studies Nat. Hist. 14(3):1-127.

Wentworth, CK. 1931b. Pebble wear on Jarvis Island beach. Washington Univ. Studies, Sci. and Tech., n.s. No. 5. Hlm. 11-37.

Wentworth, CK. 1932. The geologic work of ice jams in subarctic rivers. Washington Univ. Stuides, Sci. and Tech. No. 7. Hlm. 49-80.

Wentworth, CK. 1933. Fundamental limits to the sizes of clastic grains. Science 77:633-634.

Wentworth, CK. 1935. The terminology of coarse sediments. Bull. Nat. Res. Council 98:225-246.

Wentworth, CK. 1936a. An analysis of the shapes of glacial cobbles. Jour. Sed. Petr. 6:85-96.

Wentworth, CK. 1936b. The shapes of glacial and ice jam cobbles. Jour. Sed. Petr. 6:97-108.

Wentworth, CK dan H Williams. 1932. The classification and terminology of the pyroclastic rocks. Bull. Nat. Res. Council 89:19-53.

West, RC dan JJ Donner. 1956. The glaciation of East Anglia and the East Midlands: A differentiation based on stone orientation measurement of tills. Quart. Jour. Geol. Soc. London 112:69-91.

White, WS. 1952. Imbrication and initial dip in a Keweenawan conglomerate bed. Jour. Sed. Petr. 22:189-199.

Whitney, ML dan RV Dietrich. 1973. Ventifact sculpture by windblown dust. Bull. GSA 84:2561-2581.

Willman, HB. 1942. Geology and mineral resources of the Marseilles, Ottawa, and Streater quadrangles. Bull. Illinois Geol. Surv. 66:343-344.

Wolfe, MJ. 1967. An electron microscope study of the surface texture of sand grains from a basal conglomerate. Sedimentology 8:239-247.

Wolff, RG. 1964. The dearth of certain sizes of materials in sediments. Jour. Sed. Petr. 34:320-327.

Woodford, AO. 1925. The San Onofre Breccia. Bull. Univ. California Dept. Geol. Sci. 15:159-280.

Zimmerle, W dan LC Bonham. 1962. Rapid methods for dimensional grain orientation measurements. Jour. Sed. Petr. 32:751-763.

Zingg, Th. 1935. Beiträge zur Schotteranalyse. Min. Petrog. Mitt. Schweiz. 15:39-140.

About these ads

Author: MualMaul

leaving as a legend!!!

Leave a Reply

Fill in your details below or click an icon to log in:

WordPress.com Logo

You are commenting using your WordPress.com account. Log Out / Change )

Twitter picture

You are commenting using your Twitter account. Log Out / Change )

Facebook photo

You are commenting using your Facebook account. Log Out / Change )

Google+ photo

You are commenting using your Google+ account. Log Out / Change )

Connecting to %s

Follow

Get every new post delivered to your Inbox.

Join 658 other followers