Wingman Arrows

La Douleur Est Temporaire, La Victoire Est Toujours

Batuan Sedimen (Pettijohn, 1975): Bab 6. GRAVEL, KONGLOMERAT, DAN BREKSI

1 Comment

BAB 6

GRAVEL, KONGLOMERAT, DAN BREKSI

6.1 TINJAUAN UMUM

Gravel merupakan akumulasi fragmen-fragmen membundar berukuran lebih besar daripada pasir yang belum terkonsolidasi. Para ahli belum memperoleh kesepakatan mengenai limit besar butir terkecil dari fragmen penyusun gravel, meskipun umumnya diletakkan pada nilai diameter 2 mm (Wentworth, 1922a, 1935) atau 5 mm (Cayeux, 1929). Material yang memiliki diameter 2 hingga 4 mm dinamakan gravel granul (granule gravel) (Wentworth, 1922a) atau gravel sangat halus (very fine gravel) (Lane dkk, 1947). Para ahli juga belum sepakat mengenai persentase minimal partikel gravel, relatif terhadap persentase total endapan, untuk menyatakan suatu endapan sebagai gravel. Analisis aktual menunjukkan bahwa para ahli geologi lapangan cenderung untuk menamakan suatu endapan sebagai gravel meskipun proporsi partikel gravel dalam endapan itu kurang dari setengahnya. Sebagian batuan, misalnya tilit (tillite) yang mengandung partikel gravel kurang dari 10% tetap dinamakan konglomerat. Willman (1942) mengusulkan definisi-definisi berikut untuk digunakan dalam penamaan lapangan: gravel mengandung partikel gravel 50–100%; gravel pasiran (sandy gravel) mengandung partikel gravel 25–50% dan mengandung partikel pasir 50–75%; pasir gravelan (gravelly sand) mengandung partikel gravel kurang dari 25%; sedangkan pasir hendaknya mengandung partikel pasir 75–100% (gambar 6-1). Folk (1954) menggunakan istilah gravel untuk menamakan endapan yang mengandung partikel gravel paling tidak 30%, sedangkan pasir atau lumpur yang mengandung gravel 5–30% berturut-turut dinamakan pasir gravelan dan lumpur gravelan. Usulan-usulan yang berbeda pernah diajukan oleh Wentworth (1922a) dan Krynine (1948).

Istilah konglomerat (conglomerate) diterapkan pada gravel yang telah mengalami kompaksi. Sebagaimana pada kasus gravel, kita dapat mempergunakan istilah konglomerat bongkah (boulder conglomerate), konglomerat kerakal (cobble conglomerate), dan konglomerat kerikil (pebble conglomerate) untuk menamakan konglomerat yang berturut-turut didominasi oleh partikel bongkah, kerakal, dan kerikil.

Istilah rubble digunakan untuk menamakan akumulasi fragmen-fragmen menyudut yang ukurannya lebih besar daripada pasir. Istilah scree dapat digunakan untuk endapan sejenis rubble, namun disusun oleh bongkah-bongkah berukuran besar. Breksi (Inggris: breccia; Jerman: Bresche; Perancis: breche) adalah ekivalen dari rubble yang telah terkonsolidasi. Istilah breksi juga digunakan untuk batuan lain selain batuan sedimen, misalnya breksi sesar (fault breccia) dan breksi vulkanik (volcanic breccia). Berbagai istilah telah diusulkan untuk menamakan beberapa ukuran fragmen yang menyusun rubble dan breksi (Woodford, 1925).

Hingga sejauh mana derajat pembundaran partikel penyusun suatu batuan sedemikian rupa sehingga batuan itu dinamakan gravel atau konglomerat dan bukannya rubble atau breksi? Dalam hal ini para ahli belum memperoleh kesepakatan. Walau demikian, kebanyakan ahli akan menggunakan istilah konglomerat untuk menamakan batuan yang disusun oleh partikel yang paling tidak membundar tanggung. Istilah breksi umumnya hanya diterapkan pada batuan yang disusun oleh partikel menyudut. Istilah roundstone (Fernald, 1929) dan istilah sharpstone digunakan untuk membedakan membedakan partikel membundar dengan partikel yang menyudut. Karena itu, istilah roundstone conglomerate dan sharpstone conglomerate pernah diusulkan berturut-turut untuk menggantikan istilah konglomerat sedimen dan breksi sedimen.

Istilah konglomerit (conglomerite) (Willard, 1930) pernah diusulkan untuk menamakan konglomerat yang mencapai tingkat kekompakkan seperti kuarsit. Walau demikian, istilah itu jarang digunakan. Konglomerat yang telah terdeformasi atau konglomerat yang telah terubah oleh proses-proses metamorfisme biasanya disebut metakonglomerat (metaconglomerate).

6.2 GRAVEL MASA KINI

Gravel dapat terakumulasi dan diendapkan sebagai endapan akuatis di bawah massa air permanen oleh aksi gelombang pada pesisir berbatu (rocky shore). Gravel juga dapat terbentuk di daratan sebagai akibat pelapukan dan aliran air jika relief dan curah hujan memadai untuk memberikan daya dorong terhadap partikel gravel. Gravel, yang merupakan produk erosi yang paling kasar, diangkut pada jarak yang lebih pendek dan pada daerah yang lebih terbatas dibanding pasir, lempung, atau material lain yang larut dalam air.

Menurut tempat akumulasinya, gravel dapat dibedakan menjadi dua kategori: (1) gravel terestris (terrestrial gravel) dan gravel subakuatis (subaqueous gravel). Gravel subakuatis mencakup gravel pesisir (shoreline gravel) serta tipe-tipe gravel yang khusus gravel seperti endapan rakit es (ice-rafted deposits) yang mengandung dropstone dan resedimented gravel, yakni gravel yang terangkut dari zona pesisir menuju wilayah perairan yang lebih dalam oleh nendatan dan longsoran subakuatis serta arus turbid. Sebagian gravel juga diendapkan dalam massa air dimana aksi gelombang relatif kurang efektif, milsanya estuarium dan danau kecil. Gravel dalam danau besar pada dasarnya memiliki karakter yang mirip dengan gravel yang diendapkan di laut.

Gravel terestris mencakup endapan lokal yang tidak atau hanya sedikit mengalami pengangkutan, misalnya talus, coarse rock glacier, atau scree, solifuction deposits, material morena yang berbutir kasar, gravel dari esker dan kame, serta kipas gravel yang diendapkan oleh sungai hasil pelelehan es. Tipe gravel terestris yang paling penting adalah gravel sungai (stream gravel).

Menurut Barrell (1925), gravel pesisir tersebar mulai dari elevasi sekitar 1,8 m di atas level pasang tertinggi hingga kedalaman sekitar 9 m. Gravel pesisir biasanya tersebar relatif terbatas di sekitar pesisir dan jarang diantaranya yang tersebar hingga jarak 1,6–4,8 km dari garis pantai. Arus bawah (undertow) yang luar biasa mampu menyapu gravel menuju wilayah perairan dengan kedalaman 36 atau 54 m serta tersebar hingga jarak sekitar 16 km dari garis pantai. Gravel yang sekarang ditemukan di lepas pantai pada kedalaman lebih dari 54 m atau pada daerah terletak lebih dari 16 km dari garis pantai mungkin merupakan sisa-sisa endapan pantai zaman es, sebelum terjadinya penaikan muka air laut yang relatif cepat setelah berakhir-nya jaman es terakhir. Gravel itu juga mungkin merupakan endapan sisa (lag deposits) erosi bawahlaut terhadap til atau endapan lain yang banyak mengandung kerikil. Endapan yang disebut terakhir ini dinamakan pavement kerakal. Kerakal penyusun pavement itu terlalu besar untuk dapat tersapu ke arah darat (Hough, 1932). Secara umum, laut “menolak” material rombakan yang berasal dari daratan (termasuk didalamnya material rombakan yang kasar). Pada profil pesisir yang rata, gravel akan bermigrasi ke arah darat, sedangkan material harus akan tersapu menuju wilayah perairan yang lebih dalam. Karena itu, gravel cenderung untuk berada dekat dengan pesisir dan terakumulasi pada suatu zona yang relatif dekat dengan pesisir.

Gravel gisik (beach gravel) merupakan akumulasi lokal, biasanya ditemukan dalam kantung-kantung gisik dimana gravel terjebak diantara dua tanjung berbatu (rocky headland) yang menjadi pemasok detritus. Pada beberapa kasus, gravel berpindah-pindah pada arah yang sejajar dengan pantai dan terakumulasi dalam beach ridge dan gosong (bar). Pada pantai yang tersingkap, gravel cenderung sangat kasar. Gravel umumnya terpilah sangat baik dan sangat membundar; pembundaran pada awalnya berlangsung cepat, sejalan dengan bermigrasinya gravel dari daerah sumber (Grogan, 1945; Wentworth, 1922b).

Contoh-contoh penelitian sedimentologi yang menyeluruh terhadap gravel gisik masa kini adalah penelitian yang dilakukan oleh Krumbein & Griffiths (1938) terhadap gravel batugamping di Little Sister Bay, Danau Michigan, penelitian Bluck (1967) terhadap gravel di selatan Wales, penelitian Humbert (1968) terhadap shingle complex di Bridgewater Bay, pantai Somerset. Emery (1955) meneliti gravel bahari masa kini.

Gravel pesisir memiliki volume yang rendah serta tersebar secara terbatas pada sabuk-sabuk linier. Walau demikian, sejalan dengan berubahnya muka air laut, tempat akumulasi gravel dapat berpindah dari satu tempat ke tempat lain. Dengan naiknya muka air laut dan transgresi, gravel pesisir akan meluas sedemikian rupa sehingga hasilnya berupa suatu lapisan tipis gravel yang menindih batuan tua secara tidak selaras. Dengan menurunnya muka air laut, gravel beach ridge akan tampak sebagai onggokan yang terletak di darat. Karena itu, beach ridge tersebut akan dikenai oleh proses-proses erosi.

Sungai, di lain pihak, mampu mengangkut gravel hingga jarak puluhan kilometer (bahkan ratusan kilometer) dari tempat pembentukannya hingga tempat pengendapannya. Gravel fluvial tersebar luas, membentuk piedmont fan berukuran besar dan mengalasi lembah-lembah sungai besar di daerah berelief tinggi. Ketebalan endapan gravel itu beberapa kali lebih besar dibanding ketebalan endapan gravel pesisir.

Kipas aluvial memiliki penyebaran yang luas, khususnya kipas aluvial yang berkembang di daerah kering dan berelief tinggi. Mungkin lebih dari setengah negara bagian Nevada dan sebagian besar Utah, New Mexico, Arizona, California, dan Mexico ditutupi oleh endapan kipas aluvial. Endapan kipas merupakan salah satu endapan aluvial yang paling kasar dan pemilahannya paling buruk. Endapan itu terletak pada tempat-tempat dimana sungai yang berasal dari wilayah pegunungan memasuki suatu cekungan terbuka. Sungai itu kemudian terbagi-bagi ke dalam sejumlah cabang dan melepaskan sebagian besar bebannya; material paling kasar diendapkan di dekat puncak, kemudian makin lama makin halus ke arah pinggir kipas (dalam banyak kasus, penurunan ukuran itu berlangsung secara eksponensial). Ke arah ujung kipas, komposisi gravel tidak banyak berubah, meskipun kebundarannya makin baik. Perlapisan bervariasi mulai dari perlapisan berskala besar (5–6 m) hingga perlapisan berskala kecil (beberapa cm) dalam pasir yang menyisip diantara lapisan-lapisan gravel. Imbrikasi juga sering ditemukan dalam kipas. Kipas di daerah iklim kering atau agak-kering dicirikan oleh perselingan endapan aliran lumpur dengan gravel endapan arus biasa. Gravel kipas berjari-jemari ke arah hilir dengan sedimen danau dan aluvium. Di daerah iklim kering, gravel kipas umumnya tersemenkan oleh caliche. Jika sudah terlitifikasi, gravel itu dinamakan fanglomerat (fanglomerate) (Lawson, 1925). Mereka yang ingin menelaah lebih jauh endapan kipas aluvial masa kini dipersilahkan untuk melaah karya tulis Blissenbach (1952, 1954), Bluck (1964), dan Denny (1965). Lawson (1925) membahas tentang peranan kipas aluvial dalam tatanan geologi masa kini dan dalam rekaman geologi.

Sungai pengangkut gravel dapat mengairi daerah yang luas dan dapat membentuk endapan gravel yang tersebar luas. Disini kita tidak menujukan perhatian pada gravel yang ditemukan di bagian hulu sungai yang bergradien tinggi. Gravel itu bukan endapan dalam arti kata sebenarnya, melainkan endapan sementara yang tersimpan dalam gosong atau tersingkap dalam sisa-sisa teras. Apa yang menjadi bahan kajian kita disini adalah cekungan interior (interior basin), di tempat mana aluviasi berperan dominan dan akumulasi gravel mencapai ketebalan ratusan bahkan ribuan meter. Cekungan seperti itu ditemukan di daerah iklim kering dengan relief tinggi, misalnya Great Basin (Amerika Serikat), dan di daerah yang dikenai sesar normal, misalnya Rhine Graben. Gravel aluvial seperti itu umumnya kasar dan berselingan dengan pasir kasar dan pasir halus serta memper-lihatkan penurunan besar butir serta peningkatan kebundaran ke arah hilir. Komposisi gravel ke arah hilir sedikit banyaknya juga berubah akibat abrasi selektif dan penghilangan kecur-kecur yang relatif kurang resisten. Imbrikasi berkembang baik pada arah yang sejajar dengan arah aliran sungai. Perlapisan dan pemilahan umumnya lebih baik dibanding perlapisan dan pemilahan pada gravel kipas aluvial. Aliran lumpur yang merupakan gejala khas dari kipas aluvial jarang (bahkan tidak) ditemukan dalam gravel yang berkembang dalam cekungan tersebut. Banyak penelitian dilakukan oleh para ahli terhadap gravel aluvial masa kini. Sebagai contoh, Krumbein (1940, 1942) meneliti endapan banjir yang luar biasa besarnya; Plumley (1948) meneliti gravel teras dari beberapa sungai kecil yang berasal dari Black Hills, Dakota Selatan; Unrug (1957) meneliti gravel sungai Dunajec yang berasal dari Pegunungan Tatra, Polandia; Dal Cin (1967) meneliti Sungai Piave di bagian utara Itali; serta Teruggi dkk (1971) meneliti Rio Sarmiento di Argentina. Karya tulis Conkling dkk (1934) serta makalah klasik dari Udden (1914) mengandung sejumlah besar hasil analisis besar butir gravel aluvial masa kini. Penelitian-penelitian sedimentologi terhadap gravel sungai antara lain pernah dilakukan oleh Potter (1955) dan Schlee (1957).

Sebagai ringkasan, kita dapat menyatakan bahwa tidak diragukan lagi bahwa gravel lebih banyak tersebar di permukaan bumi pada masa sekarang dibanding masa lalu. Bentuklahan yang muda dan matang sering ditemukan; bentuklahan yang tua jarang ditemukan. Gelombang yang kuat dan sungai memasok gravel dalam jumlah maksimum. Selain itu, endapan kasar hasil aktivitas gletser Plistosen masih banyak yang berada pada tempat pengendapannya. Diantara gravel yang sekarang sedang diendapkan dalam berbagai lingkungan pengendapan, sebagian besar diantaranya merupakan endapan hasil kerja agen-agen kontinental: sungai dan gletser. Erosi laut (marine erosion) menghasilkan gravel dalam jumlah yang relatif sedikit (Gregory, 1915; Barrell, 1925). Pada masa sekarang, nisbah volume sedimen yang dihasilkan (dan, oleh karena itu, volume gravel) oleh sungai sekitar 50 kali lebih banyak dibanding volume sedimen yang dihasilkan oleh erosi laut. Efisiensi agen-agen tersebut mungkin tidak terlalu berbeda pada masa-masa geologi sebelumnya.

6.3 KEMAS DAN KOMPOSISI GRAVEL

Sebagian besar gravel disusun oleh rangka (framework) dan ruang antar unsur rangka (void). Rangka disusun oleh material berukuran gravel. Material yang dinamakan fenoklas (phenoclast) itu dapat berupa bongkah, kerakal, atau kerikil. Unsur-unsur rangka biasanya saling bersentuhan dan membentuk struktur yang stabil di bawah medan gravitasi bumi. Ruang antar unsur rangka jarang yang kosong; ruang itu umumnya diisi oleh detritus, pasir, atau material lain yang lebih halus sejalan dengan masuknya material penyemen. Gravel yang tidak mengandung material pengisi ruang antar unsur rangka disebut gravel rangka terbuka (operwork gravel). Pembentukan gravel rangka terbuka itu dinisbahkan pada “aksi vorteks pada sisi hilir dari suatu gosong gravel atau delta” (Cary, 1951). Pada kebanyakan gravel, matriks menutupi semua ruang antar unsur rangka. Dengan demikian, matriks itu menempati sekitar 1/3 volume total sedimen tersebut. Dalam konglomerat tertentu, khususnya konglomerat yang matriksnya berupa material yang banyak disusun oleh lempung, volume matriks lebih dari 1/3 volume total batuan. Dalam konglomerat seperti itu, unsur-unsur rangka tidak saling bersentuhan, melainkan terisolasi atau terkungkung oleh matriks.

6.3.1 Tekstur Gravel dan Konglomerat

Distribusi besar butir dari gravel sangat bervariasi. Gravel rangka terbuka, misalnya gravel gisik yang kasar, hanya disusun oleh kerikil atau kerakal serta tidak mengandung material halus. Gravel seperti itu unimodus. Gravel dengan matriks pasir cenderung bimodus. Gravel aluvial atau gravel sungai umumnya bimodus. Kebergandaan modus itu bahkan sering muncul meskipun kita telah berusaha untuk mengambil sampel gravel tersebut secara hati-hati dari satu lapisan tunggal. Gravel bimodus memiliki modus utama yang terletak pada salah satu kelas besar butir gravel, sedangkan modus sekundernya terletak pada salah satu kelas besar butir pasir (gambar 6-2). Kedua modus itu umumnya terpisahkan oleh 4–5 kelas besar butir. Dengan demikian, modus utama memiliki diameter 16–32 kali lebih besar dibanding modus sekunder. Dalam gravel aluvial, kuantitas material dalam kelas modus relatif rendah. Sembilan puluh dua persen gravel di California (Conkling dkk, 1934) memiliki distribusi bimodus. Dalam gravel-gravel itu, material yang termasuk ke dalam kelas modus hanya 15–20% saja. Hal itu berbeda dengan gravel gisik yang unimodus, dimana pada gravel itu material yang termasuk ke dalam kelas modus mencapai 90% atau lebih (Krumbein & Griffiths, 1938). Modus sekunder, yang biasanya terletak pada kelas besar butir pasir, mengandung proporsi yang lebih rendah lagi, kira-kira setengah nilai kelas modus atau sekitar 5–10% dari jumlah total material penyusun batuan. Gravel umumnya memiliki kisaran besar butir yang lebar, sekitar 9–10 kelas besar butir, bahkan sampai 12 kelas besar butir, namun banyak diantara kelas-kelas besar butir itu hanya memiliki frekuensi 1%. Gravel masa kini di Sungai San Gabriel dan Arroyo Seco, California, misalnya saja, memiliki 9–11 kelas besar butir dengan kelas modus berharga 15–35% (rata-rata 20%). Delapan puluh lima persen sampel yang diteliti (atau sebanyak 35 sampel) memiliki lebih dari satu modus (Krumbein, 1940, 1942). Glacial outwash gravel, meskipun berasal dari satu lapisan, memiliki 7–12 kelas besar butir dan sebagian besar diantaranya memiliki distribusi bimodus (Kurk, 1941). Kuantitas modus utama berkisar mulai dari 14 hingga 35 persen (rata-rata 28%). Tiga puluh enam dari 37 sampel Lafayette Gravel (?Pliosen) yang berasal dari bagian barat Kentucky memiliki distribusi bimodus (Potter, 1955). Dalam 23 sampel diantaranya, modus utama terletak pada fraksi gravel. Jumlah kelas besar butir (dengan nilai frekuensi > 1%) berkisar mulai dari 7 hingga 11; kuantitas kelas modus bervariasi, mulai dari 19 hingga 40 persen (rata-rata 26). Brandywaine upland gravel di bagian selatan Maryland memperlihatkan sifat-sifat yang sama (Schlee, 1957).

Gravel gisik masa kini, sebagaimana pasir gisik, dicirikan oleh pemilahan yang baik. Gravel gisik umumnya terpilah lebih baik dibanding gravel fluvial (Emery, 1955). Lihat tabel 6-1. Berbeda dengan gravel sungai, gravel gisik hampir semuanya memiliki distribusi unimodus. Gravel gisik memiliki 2–9 kelas besar butir yang mengandung material lebih dari 1%. Gravel gisik umumnya memiliki 4–5 kelas besar butir, meskipun 2–3 kelas diantaranya dapat mengandung 90% distribusi. Lima puluh hingga 60 persen distribusi total biasanya jatuh pada kelas modus, bahkan pada kasus-kasus tertentu jumlah kelas modus mencapai 90%.

Analisis besar butir sukar dilakukan pada gravel yang telah tersemenkan dengan baik. Karena itu, untuk memudahkan, kita biasanya mencandra “besar butir maksimum” sebagai ganti dari besar butir rata-rata sewaktu meneliti konglomerat purba. Secara umum, lapisan konglomerat cenderung tersingkap. Selain itu, lapisan konglomerat yang paling kasar juga cenderung paling tebal. Karena itu, biasanya tidak sukar bagi kita untuk memilih lapisan mana yang kemungkinan besar mengandung fragmen paling besar. Agar nilai “ukuran maksimum” yang diperoleh lebih handal, maka digunakan nilai rata-rata dari 10 kerikil atau kerakal terbesar yang ada dalam gravel itu sebagai nilai “ukuran maksimum”. Ukuran kecur terbesar memiliki kaitan langusng dengan besar butir rata-rata dari gravel. Hal itu dibuktikan oleh berbagai hasil analisis terhadap gravel masa kini (Kurk, 1941; Schlee, 1957). Lihat gambar 6-3. Baik ukuran maksimum maupun ukuran rata-rata dari gravel yang diangkut oleh sungai menurun ke arah hilir. Penurunan seperti itu berlangsung secara eksponensial (Sternberg, 1875; Barrell, 1925; Unrug, 1957; Bradley dkk, 1972). Dalam endapan purba, penurunan besar butir seperti itu telah dipetakan untuk menafsirkan arah aliran (Bluck, 1965) dan untuk memperkirakan jarak lokasi pengendapan dari tepi cekungan (Pelletier, 1958; Yeakel, 1962). Hal ini dibahas lebih jauh pada Bab 3 dan 14.

Bentuk, kebundaran, dan tekstur permukaan dari partikel gravel dapat membantu kita dalam menentukan agen pengangkut dan pengendap gravel. Bentuk dan tekstur permukaan kerikil yang khas antara lain faceted dan snubbed ice-shaped cobbles, wind-faceted ein- dan dreikanter, striation dan scar yang dihasilkan oleh aksi es, chink facet pada kerikil gisik, percussion marks dan potongan kerikil sungai beraliran cepat, dsb. Walau demikian, dalam konglomerat yang terlitifikasi dengan baik, kerikil penyusun konglomerat sukar untuk diambil sehingga gejala-gejala tersebut jarang terlihat dalam konglomerat seperti itu.

Bentuk partikel kerikil lebih tergantung pada bentuk asal dari partikel tersebut, bukan pada agen dan sejarah pengangkutan. Bentuk asal partikel merupakan fungsi dari perlapisan, kekar, dan belahan yang ada dalam batuan sumber. Karena itu, kepipih-an partikel kerikil sebagian besar merupakan fungsi dari litologi (Cailleux, 1945); sabak dan batuan berlapis tipis menghasilkan kerikil pipih; batuan masif, seperti granit, menghasilkan partikel ekuidimensional. Efek-efek agen pengangkut atau lingkungan pengendapan tidak terlalu jelas. Dahulu sebagian ahli mengatakan bahwa kerikil gisik lebih pipih dibanding kerikil sungai. Pernyataan itu ditunjang oleh hasil-hasil pengamatan Landon (1930), Cailleux (1945), dan Lenk-Chevitch (1959), namun ditolak oleh Gregory (1915), Wentworth (1922b), Kuenen (1964), dan Grogan (1945).

Kebundaran kerikil dalam gravel dan konglomerat relatif mudah diamati dan dapat diperkirakan dengan mudah, termasuk dalam batuan yang telah terkonsolidasi dengan baik. Hingga tingkat tertentu, kebundaran merupakan fungsi dari karakter material penyusun kerikil atau kerakal. Sebagian batuan, misalnya rijang, rentan terhadap pemecahan di bawah kondisi tertentu, sedangkan material lain (misalnya kuarsit) tidak terlalu rentan di bawah kondisi seperti itu. Jika terangkut pada jarak yang sama, kebundaran partikel rijang lebih rendah dibanding kebundaran partikel kuarsit atau kuarsa urat (Sneed & Folk, 1958).

Seberapa jauh suatu kerikil harus diangkut agar dapat membundar? Fragmen batugamping dalam suatu tumbling barrel akan membundar baik setelah “terangkut” pada jarak sekitar 11 km (Krumbein, 1941). Dengan memakai nilai taksiran Daubree mengenai penghilangan berat per kilometer pengangkutan untuk kerikil granit, yang nilainya berkisar mulai dari 0,001 hingga 0,004, maka dapat disimpulkan bahwa kerikil granit akan membundar setelah terangkut pada jarak 84–333 km. Angka-angka taksiran itu masih kasar, namun agaknya tidak terlalu jauh berbeda dengan kenyataan.

Hasil-hasil penelitian lapangan mendukung nilai-nilai taksiran tersebut. Kerikil batugamping di Rapid dan Battle Creek, South Dakota, menjadi membundar setelah berturut-turut terangkut hingga jarak 17,6 dan 36,8 km (Plumley, 1948). Kerikil kuarsit dalam Brandywine upland gravels, Maryland, membundar dengan baik. Lokasi terdekat yang menjadi daerah sumber untuk kerikil itu terletak sekitar 72 km dari lokasi ditemukannya gravel itu. Dengan mengetahui bahwa proses pembundaran terutama berlangsung pada beberapa kilometer pertama pengangkutan, maka dapat disimpulkan bahwa kerikil sungai yang menyudut atau agak menyudut tidak akan terangkut lebih dari 1,6 atau 3,2 km dari daerah sumbernya.

Gravel dan konglomerat memiliki kemas internal yang beragam. Unsur-unsur klastika yang relatif besar cenderung memper-lihatkan orientasi yang terarah. Para ahli sejak lama telah mengetahui bahwa batu pipih dalam gravel sungai miring ke hulu. Gejala itu dapat dengan mudah terlihat dalam gravel purba apabila posisi singkapannya sesuai. Dahulu sebagian ahli berpendapat bahwa sudut inklinasi partikel dalam gravel sungai, yang besarnya 15–30o, lebih besar dibanding sudut inklinasi gravel laut yang besarnya 2–12o (Cailleux, 1945). Sebagian ahli lain melaporkan bahwa inklinasi kerikil dalam endapan fluvial tidak sesuai dengan angka-angka tersebut (White, 1952). Sumbu panjang kerikil terorientasi pada arah yang sejajar dengan arah aliran (Krumbein, 1939, 1940, 1942; Johansson, 1965) atau terletak tegak lurus terhadap arah aliran (Lane & Carlson, 1954; Fraser, 1935; Twenhofel, 1947). Bahkan til yang diendapkan oleh es pun cenderung memiliki orientasi terarah, dimana till stone memanjang cenderung sejajar dengan arah aliran es (Richter, 1932; Krumbein, 1939; Holmes, 1941).

Orientasi kerikil dalam konglomerat purba memungkinkan kita untuk menentukan arah aliran dan initial dip (White, 1952; Bluck, 1965). Orientasi kecur memanjang dalam tilit memungkinkan kita untuk merekonstruksikan pola pergerakan es di masa lalu (Lindsey, 1969). Pembahasan yang lebih mendetil mengenai hal ini disajikan oleh Potter & Pettijohn (1963).

6.3.2 Komposisi Gravel dan Konglomerat

Komposisi gravel atau konglomerat dapat ditaksir berdasarkan hasil penghitungan kerikil yang menjadi komponennya. Karena sebagian tipe batuan hanya menghasilkan kerikil besar dan sebagian lain hanya menghasilkan kerikil kecil, maka penghitungan (counting) tidak akan memberikan hasil yang sama sebagaimana yang dihasilkan oleh metoda yang didasarkan pada lintasan Rosiwal (Rosiwal traverse) atau point-count (Donaldson & Jackson, 1965; Boggs, 1969). Komposisi gravel atau konglomerat dapat direpresentasikan oleh tipe-tipe kecur penyusunnya: kecur batuan beku ekstrusif (E), batuan beku plutonik (P), batuan sedimen (S), dan batuam metamorf (M). Tipe-tipe kecur itu biasanya dirajahkan ke dalam diagram segitiga, dimana kecur batuan sedimen disatukan dengan kecur batuan metamorf. Sebagaimana pada kasus batupasir, sebaiknya kita mem-bedakan batuan beku ekstrusif dari batuan beku intrusif. Pembedaan seperti itu hingga tingkat tertentu merupakan ukuran dari pengangkatan dan kedalaman erosi di daerah sumber. Kedua hal itu, pada gilirannya, merupakan fungsi dari tektonisme.

Komposisi gravel atau konglomerat bukan merupakan ekspresi yang eksak dari jenis dan kelimpahan batuan di daerah sumber. Karena batuan memiliki kapasitas yang berbeda-beda dalam menghasilkan bongkah serta memiliki resistansi yang bervariasi terhadap abrasi, maka proporsi batuan tersebut dalam gravel bukan merupakan cerminan langsung dari kelimpahan relatif batuan tersebut di daerah sumber. Di bawah kondisi tertentu, sebagian batuan dengan mudah menghasilkan bongkah; batuan yang lain tidak seperti itu. Kuarsa urat dan rijang, misalnya saja, sering muncul sebagai kerikil. Granit, di lain pihak, cenderung terdisintegrasi dan menjadi pasir arkose (arkosic sand; gruss); batugamping cenderung larut dan tidak menghasilkan detritus berukuran gravel. Gravel batuapi pada beberapa gisik di Inggris berasal dari tebing kapur. Baik granit maupun batu-gamping dapat menghasilkan bongkah jika kondisinya sedemikian rupa sehingga disintegrasi dan pelarutan terhambat atau peranannya tidak terlalu dominan. Kondisi seperti itu dicirikan oleh relief yang tinggi dan iklim yang keras sehingga laju erosi dan frost action di daerah itu tinggi atau, kadang-kadang, oleh kondisi glasial yang meskipun ada pada daerah berelief rendah namun mampu menghasilkan gravel dengan karakter campuran yang kaya akan fragmen batuan metastabil. Sebagaimana ditunjukkan oleh Garner (1959), kelembaban memicu terbentuknya gravel dan kelembaban itu akan menghasilkan gravel dengan karakter campuran. Secara umum, proporsi gravel meningkat sejalan dengan peningkatan ketidakmatangan pasir yang berasosiasinya. Keduanya merupakan fungsi dari relief dan iklim dan, oleh karena itu, tektonisme.

Sebagaimana diperlihatkan oleh banyak penelitian, komposisi gravel dapat terubah banyak selama pengangkutan. Perubahan komposisi gravel sungai ke arah hilir telah diketahui sejak lama. Hochenburger (dalam Grabau, 1913) memaparkan hilangnya tipe-tipe batuan tertentu di Sungai Mur dan mengajukan sejumlah nilai taksiran jarak angkut yang diperlukan untuk menyebabkan terhancurkannya tipe-tipe batuan tertentu secara total. Plumley (1948) meneliti perubahan komposisi gravel sungai di Black Hills (South Dakota) serta memperlihatkan bahwa material itu mengalami perubahan yang berarti ke arah hilir (gambar 6-4). Penghilangan komponen tidak stabil (granit dan dolomit), dan pengayaan spesies stabil, yang berlangsung cepat itu ditunjang oleh hasil-hasil penelitian gravel di Sungai Dunajec yang berasal dari Pegunungan Tatra, Polandia (Unrug, 1957), di Sungai Piave, Itali (Dal Cin, 1967), serta di Sungai Colorado, Texas (Sneed & Folk, 1958). Gravel, berbeda dengan pasir, dapat matang secara komposisional. Maksudnya, gravel dapat tereduksi hingga hanya disusun oleh komponen yang paling stabil saja (kuarsa urat, kuarsit, dan rijang) setelah terangkut untuk jarak yang relatif dekat.

Gravel dengan komposisi yang terbatas (gravel oligomiktik menurut istilah Schwetzoff, 1934) terdiri dari dua tipe. Pertama, gravel yang terbentuk oleh reduksi gravel yang pada awalnya memiliki komposisi yang bervariasi sedemikian rupa sehingga gravel tersebut akhirnya hanya disusun oleh residu stabil yang berupa kuarsa urat dan kuarsit. Kedua, gravel yang berasal dari batuan sumber tunggal. Gravel yang disebut terakhir ini biasanya memiliki penyebaran yang terbatas dan lokal. Gravel dengan komposisi yang bervariasi (gravel petromiktik) mengindikasikan sumber yang lebih bervariasi.

Konglomerat intraformasional (intraformational conglomerate) adalah suatu kategori khusus yang tidak mengikuti “hukum” tersebut di atas.

6.4 STRUKTUR GRAVEL DAN KONGLOMERAT

Gravel umumnya memperlihatkan gejala perlapisan yang kasar, dimana suatu lapisan gravel umumnya agak tebal. Jejak-jejak pembentukan alur sering ditemukan dalam gravel sehingga gravel dapat membentuk tubuh berbentuk pod, lensa, atau alur. Dengan pengecualian untuk imbrikasi yang dapat dengan mudah terlihat dalam singkapan yang sesuai, gravel tidak memiliki struktur internal lain. Kecur penyusun kebanyakan gravel, terutama kecur tabuler, terletak sejajar dengan bidang perlapisan yang membatasinya. Pengecualian dari pembandelaan itu adalah pembandelaan yang terbentuk karena terganggunya gravel oleh nendatan, solifluction, atau frost sedemikian rupa sehingga kerikil penyusun gravel itu terletak secara tidak beraturan. Perlapisan silang-siur jarang ditemukan dalam gravel, kecuali apabila gravel itu berselingan dengan pasir. Grading berskala besar dapat ditemukan dalam gravel endapan sungai (sekuen menghalus-ke-atas) dan dalam gravel turbidit. Sebagian gravel memper-lihatkan perlapisan berskala besar yang miring, dengan sudut kemiringan kurang dari 20o. Struktur seperti itu tidak muncul dalam bentuk lapisan silang-siur sebagaimana yang biasa didefinisikan. Perlapisan seperti itu disebabkan oleh pengendapan pada perenggan delta (delta foreset) atau akibat akresi lateral pada suatu gosong gravel yang bermigrasi.

6.5 PERBEDAAN MENDASAR ANTARA GRAVEL DENGAN PASIR

Meskipun sama-sama merupakan residu setelah batuan sumber terlapukkan serta sama-sama diangkut dan diendapkan secara mekanis, namun gravel memperlihatkan beberapa perbedaan penting dengan pasir.

Gravel (dan konglomerat) didominasi oleh fragmen batuan, termasuk fragmen batuan yang bertekstur kasar dan halus, sedangkan pasir didominasi oleh mineral. Partikel batuan (hanya partikel batuan yang bertekstur halus) banyak ditemukan dalam pasir dan hanya memegang peranan penting pada jenis pasir tertentu (yakni dalam lithic arenit). Proporsi partikel batuan tergantung pada ukuran: proporsinya meningkat sejalan dengan makin besarnya ukuran partikel (gambar 6-5). Puncaknya adalah pada klastika kasar, yakni gravel.

Gravel cenderung memiliki distribusi besar butir bimodus. Pasir sebagian besar berdistribusi unimodus. Hal itu muncul dari pengamatan bahwa gravel rangka terbuka jarang ditemukan; gravel umumnya mengandung pasir diantara partikel-partikel gravel. Di lain pihak, pasir umumnya memiliki rangka terbuka. Pasir yang diendapkan dari sungai yang banyak mengandung lumpur sekalipun cenderung “bersih”. Pasir umumnya memiliki ruang kosong yang terisi oleh fluida. Pasir yang asal-usulnya luar biasanya sekalipun—yakni wackes—mungkin pada mulanya diendapkan dengan rangka terbuka. Matriks yang sekarang ditemukan dalam pasir itu mungkin terbentuk akibat proses-proses diagenesis.

Sebagian besar gravel disusun oleh kecur yang membundar. Pembundaran kecur penyusun gravel dicapai setelah kecur itu terangkut untuk jarak yang relatif dekat. Pasir yang berasoasiasi dengan gravel, di lain pihak, dapat disusun oleh kecur yang agak menyudut atau menyudut. Partikel pasir mengalami pembundaran dalam waktu yang lama dan kemungkinan besar tidak akan mencapai nilai pembundaran yang tinggi apabila diangkut dalam jarak yang relatif dekat. Gravel dapat mencapai kematangan komposisi dalam waktu yang sangat cepat akibat abrasi yang menyebabkan tereliminasinya batuan yang kurang kuat secara selektif. Abrasi selektif berlangsung dengan lambat pada pasir; dalam pasir, banyak mineral yang relatif rentan terhadap abrasi dan mineral lunak masih dapat bertahan setelah terangkut untuk jarak yang jauh (Russell, 1937).

Gravel memperlihatkan penurunan ukuran secara jelas ke arah hilir. Gejala itu dapat dipetakan dan digunakan untuk memastikan arah pengangkutan, bahkan jarak pengangkutan. Pasir hanya memperlihatkan sedikit variasi besar butir setelah terangkut untuk jarak yang jauh, bahkan sebagian diantaranya tidak memperlihatkan sama sekali hal itu.

Pasir umumnya berlapisan silang-siur. Gravel jarang memperlihatkan perlapisan silang-siur yang sebenarnya, namun memperlihatkan imbrikasi kerikil pipih. Imbrikasi juga pernah ditemukan dalam pasir, namun lebih sukar untuk dilihat dan tidak berkembang dengan baik.

Terakhir, gravel jauh kurang melimpah dibanding pasir dan memiliki penyebaran yang lebih terbatas dibanding pasir. Gravel merupakan endapan lokal yang berkaitan dengan alur, gisik, atau gawir. Pasir memliki penyebaran yang lebih luas serta dapat menutupi suatu wilayah yang luas.

6.6 PENGGOLONGAN GRAVEL DAN KONGLOMERAT

Gravel dan konglomerat digolongkan dengan banyak cara. Gravel dapat digolongkan secara deskriptif berdasarkan tekstur [misalnya menjadi konglomerat bongkah (boulder conglomerate) dan konglomerat kerakal (cobble conglomerate)], berdasarkan komposisi [misalnya menjadi konglomerat batugamping (limestone conglomerate) dan konglomerat rijang (chert conglomerate)], atau berdasarkan material penyemennya [misalnya menjadi konglomerat pengandung besi (ferrugineous conglomerate) dan konglomerat gampingan (calcareous conglomerate)]. Gravel dan konglomerat juga sering digolongkan berdasarkan agen atau lingkungan yang bertanggungjawab terhadap pengangkutan dan akumulasinya—misalnya menjadi konglomerat gisik (beach conglomerate), konglomerat sungai (fluviatile conglomerate), atau konglomerat glasial (glacial conglomerate)—atau berdasarkan kategori lingkungan pengendapan utama, misalnya menjadi konglomerat laut (marine conglomerate), konglomerat darat (continental conglomerate), dan konglomerat litoral (litoral conglomerate). Gravel dan konglomerat juga digolongkan berdasar-kan agen atau proses-proses yang bertanggungjawab terhadap fragmentasi material penyusunnya, misalnya menjadi konglomerat epiklastik (epiclastic conglomerate), konglomerat kataklastik (cataclastic conglomerate), dan konglomerat piroklastik (pyroclastic conglomerate). Penggolongan gravel dan konglomerat yang bersifat interpretatif seperti pada kedua kasus yang disebut terakhir menuntut adanya kriteria yang dapat digunakan untuk membedakan kategori-kategori tersebut. Selain itu, perlu disadari bahwa kriteria tersebut bukan tidak dapat keliru.

Untuk menggolongkan gravel, konglomerat, dan breksi, pertama-tama kita perlu menyadari bahwa endapan itu bukan merupakan kelompok homogen (maksudnya tidak memiliki asal-usul tunggal). Karena itu, kita perlu membagi konglomerat ke dalam beberapa kategori yang memiliki arti geologi, meskipun hal itu menyebabkan pengenalan jenis endapan tersebut menjadi sukar untuk dilaksanakan. Konglomerat dan breksi termasuk ke dalam lima kategori utama. Masing-masing kategori itu tidak memiliki kelimpahan dan kebenaan yang sama. Gravel yang paling banyak dan paling sering ditemukan adalah gravel terigen (terrigeneous gravel). Gravel terigen berasal dari hasil penghancuran batuan tua yang terletak di luar cekungan pengendapan. Dengan kata lain, gravel terigen adalah gravel asal darat. Kelompok kedua, yang juga sering ditemukan namun kelimpahannya tidak terlalu tinggi, adalah konglomerat intraformasional (intraformational conglomerate). Proses-proses fragmentasi konglomerat infraformational berlangsung dalam cekungan pengendapan pada waktu yang lebih kurang bersamaan dengan proses sedimen-tasinya. Kelompok ketiga, dengan kelimpahan dan kebenaan yang lebih tinggi dibanding kelompok kedua, adalah konglomerat dan breksi vulkanik (volcanic conglomerate and breccia), termasuk didalamnya aglomerat (agglomerate). Sebagaimana tuf, endapan itu merupakan produk letusan gunungapi. Endapan klastika kasar yang terbentuk akibat pergerakan tanah dan batuan disebut breksi kataklastik (cataclastic breccia). Dalam breksi kataklastik, pasir tidak hadir dalam volume yang berarti. Breksi kataklastik mencakup breksi sesar (fault breccia) dan founder breccia. Founder breccia adalah breksi yang pembentukannya berkaitan dengan pelarutan. Karena itu, founder breccia kadang-kadang disebut juga breksi larutan (solution breccia). Aksi es dan hasilnya yang berupa til dan tilit (keduanya dianggap sebagai endapan klastika kasar) dapat pula dianggap sebagai endapan kataklastik (yakni produk pergerakan tanah—pergerakan suatu tubuh batuan terhadap tubuh batuan lain) sedemikian rupa sehingga til yang terbentuk di bagian bawah ice sheet dapat dianggap sebagai gouge dalam suatu sesar sungkup. Karena itu, til dapat dianggap sebagai suatu spesies dari morena tektonik (tectonic moraine). Walau demikian, karena til berkaitan dengan endapan fluvioglacial dan glaciomarine serta berselingan dengan sedimen biasa, serta karena massa batuan yang terletak di atas sesar sungkup itu (dalam hal ini es) telah hilang, maka til secara tradisional dianggap sebagai gravel terigen.

Hasil penelitian akhir-akhir ini telah menarik perhatian para ahli terhadap tipe breksi yang sangat jarang ditemukan, yakni breksi yang terbentuk akibat tumbukan meteorit. Breksi seperti itu dinamakan fall-back breccia. Meskipun banyak ditemukan di permukaan bulan, namun volume fall-back breccia yang ada di muka bumi ini praktis tidak berarti.

Kelompok dominan, yakni gravel dan konglomerat terigen, dapat dibagi menjadi dua subkelompok. Pertama, orto-konglomerat (orthoconglomerate), yakni gravel yang terbentuk akibat arus air biasa serta memiliki rangka yang didukung-butir. Arti ortokonglomerat itu sendiri adalah konglomerat biasa (ordinary conglomerate; normal conglomerat). Kedua, para-konglomerat (paraconglomerate) atau diamiktit (diamictite), yakni gravel yang diendapkan oleh arus turbid dan longsoran subakuatis, oleh solifluction, serta oleh es glasial atau modus pengangkutan, tidak memiliki rangka yang didukung-butir, serta didominasi oleh material berbutir halus di dalam mana partikel-partikel kasar “mengambang” (“float”) atau terkungkung (embedded) didalamnya. Dalam kata-kata yang sederhana, istilah parakonglomerat adalah argilit atau batulumpur konglomerat-an. Parakonglomerat terpilah buruk atau tidak terpilah sama sekali serta memperlihatkan distribusi polimodus dengan modus utama terletak pada kelas besar butir yang halus. Hal itu berbeda dengan konglomerat biasa yang, apabila polimodus, namun modus utamanya terletak pada kisaran kategori gravel.

Ortokonglomerat dapat disusun oleh satu tipe batuan, misalnya saja kuarsa urat, karena material rombakan lain telah tereliminasi oleh pelapukan atau pengangkutan pada jarak yang jauh. Konglomerat yang sangat matang seperti itu, yang hanya disusun oleh satu tipe komponen, disebut konglomerat oligomiktik (oligomictic conglomerate) oleh Schwetzoff (1934) dan disebut konglomerat monogenetik (monogenetic conglomerate) oleh Hatch & Rastall (1971, h. 76). Konglomerat lain yang disusun oleh dua atau lebih tipe komponen, termasuk komponen yang tidak stabil (misalnya granit, basal, dan batugamping), disebut konglomerat polimiktik (polymictic conglomerate) atau konglomerat poligenetik (polygenetic conglomerate). Beberapa kategori konglomerat dan breksi diperlihatkan pada tabel 6-2.

Untuk mengetahui berbagai skema lain yang diusulkan sebagai skema penggolongan konglomerat dan breksi, para pembaca dipersilahkan untuk menelaah karya-karya tulis Norton (1917), Field (1916), Reynolds (1928), Fisher (1960), dan Maslov (1938).

6.7 ORTOKONGLOMERAT

Ortokonglomerat memiliki rangka ketat serta disusun oleh kerikil dan pasir kasar yang digabungkan satu sama lain oleh semen mineral tertentu. Ortokonglomerat diendapkan dari massa air yang sangat turbulen, baik yang berupa sungai berkecepatan tinggi atau oleh gelombang limpasan (surf). Ortokonglomerat dapat dibagi menjadi dua sub-kelompok: (1) konglomerat ortokuarsit (orthoquarzitic conglomerate) yang matang serta terutama disusun oleh kuarsa urat dan rijang; dan (2) konglomerat petromik (petromictic conglomerate) yang tidak matang dan disusun oleh berbagai tipe fragmen batuan metastabil.

6.7.1 Konglomerat Ortokuarsit

Konglomerat ortokuarsit memiliki komposisi yang sederhana. Kerikil penyusun konglomerat ini merupakan material yang sangat resisten terhadap penghancuran dan dekomposisi, misalnya kuarsa urat, beberapa tipe kuarsit, dan rijang. Material itu merupakan konsentrat—residuum yang berasal dari hasil penghancuran batuan yang volumenya lebih besar daripada kerikil. Rijang, misalnya saja, terkonsentrasikan dari suatu tubuh batugamping berukuran besar yang mengandung nodul rijang secara tidak merata. Kuarsa urat mengimplikasikan penghancuran sejumlah besar batuan beku dan batuan metamorf yang terkerat-kerat oleh urat kuarsa yang relatif jarang. Karena itu, konglomerat ortokuarsit tidak terbentuk dari endapan yang sangat besar. Konglomerat ortokuarsit muncul sebagai kerikil-kerikil sporadis atau sebagai lapisan kerikil dan lensa kerikil yang terkungkung dalam pasir berlapisan silang-siur. Lapisan kerikil itu muncul pada bagian dasar tubuh batupasir atau pada beberapa level dalam suatu formasi. Secara umum, konglomerat ortokuarsit tidak berbutir kasar. Kerikil dengan diameter beberapa centimeter sering ditemukan dalam konglomerat ortokuarsit, namun partikel penyusun batuan itu umumnya berukuran sekitar 1 cm. Kerikil itu, termasuk didalamnya rijang, terhancurkan dengan baik dan membundar. Material itu pada dasarnya tidak dapat terhancurkan serta dapat reworked dan terendapkan kembali pada beberapa siklus sedimentasi. Beberapa varietas rijang, teruama rijang yang mengandung fosil, dapat memberikan petunjuk mengenai sumber gravel.

Konglomerat ortokuarsit sering ditemukan dalam rekaman geologi. Hampir di setiap tempat, bagian bawah endapan Kambrium dicirikan oleh lapisan konglomerat ortokuarsit yang tebalnya beberapa centimeter, bahkan kadang-kadang beberapa meter. Walau demikian, konglomerat alas (basal conglomerate) seperti itu kemungkinan besar terkontaminasi secara lokal oleh material metastabil yang berasal dari material di sekitar lapisan konglomerat itu. Material kontaminan itu dapat ditemukan pada level yang lebih tinggi dalam formasi dimana konglomerat alas itu berada. Kerikil yang tersebar secara sporadik dalam kuarsit Mississagi dan kuarsit Lorrain (Huronian) di Ontario merupakan contoh dari konglomerat alas Prakambrium. Kuarsit Lorrain mengandung konglomerat yang disusun oleh jaspis merah. Konglomerat pengandung emas di Witwatersand, Afrika Selatan, merupakan tebing gravel yang relatif tipis serta disusun oleh kerikil kuarsa urat. Sebagian besar kerikil itu memiliki diameter kurang dari 3 cm serta terkompresi sehingga penampang melintangnya berbentuk elips. Gravel ortokuarsit yang tersebar sering ditemukan dalam beberapa formasi Paleozoikum di bagian tengah Appalachia. Bagian-bagian tertentu dari kuarsit Tuscarora Silur mengandung kerikil kuarsa yang tersebar secara sporadik; di beberapa tempat, kuarsit itu mengandung lapisan tipis gravel kuarsa yang membundar baik (Yeakel, 1962). Formasi Chemung (Devon) mengandung beberapa lensa konglomerat yang disusun oleh kerikil kuarsa berbentuk cakram dan membundar baik; hal itu berbeda dengan Formasi Catskill yang disusun oleh kerikil yang bentuknya hampir membulat dengan pembundaran yang rendah (McIver, 1961). Formasi Ponoco (Karbon Awal) banyak mengandung konglomerat (Pelletier, 1958). Konglomerat, yang menyusun 3–10% formasi itu, merupakan gravel kuarsa urat yang tersemenkan oleh kuarsa; komponen-komponen kuarsa itu memiliki diameter 1–8 cm. Ketebalan lapisan konglomerat itu berkisar mulai dari mulai kurang dari 1 m hingga sekitar 3 m. Demikian pula, sejumlah lapisan konglomerat kuarsa yang lebih tebal dan lebih kasar menjadi penciri dari Formasi Pottsville (Karbon Awal) di Anthracite Coal Basin (Meckel, 1967). Gravel dengan sifat dan umur yang ekivalen dengan itu ditemukan di bagian barat New York (Olean Conglomerate) dan di bagian timur Ohio (Sharon Conglomerate). Kedua konglomerat yang disebut terakhir ini didominasi oleh kuarsa urat yang membundar baik dengan diameter umumnya 2–3 cm. Dengan pengecualian untuk Formasi Chemung, semua material ortokuarsitik tersebut di atas merupakan endapan sungai.

Gravel yang lebih muda, namun dengan komposisi yang mirip dengan konglomerat-konglomerat tersebut di atas, antara lain adalah Brandywine gravel di Maryland (Schlee, 1957) dan Lafayette gravel di bagian barat Kentucky (Potter, 1955). Brandywine gravel membentuk selimut tipis dengan ketebalan hingga sekitar 10 m serta disusun oleh rijang, kuarsa urat, dan kuarsit yang membundar baik. Lafayette gravel, dengan ketebalan yang lebih kurang sama dengan Maryland gravel, terutama disusun oleh rijang. Kedua konglomerat tersebut berumur Tersier dan diasumsikan sebagai endapan fluvial. Brandywine gravel merupakan endapan Sungai Potomac, sedangkan Lafayette gravel merupakan endapan Sungai Tennessee.

Ringkasnya, gravel ortokuarsit tampaknya merupakan akumulasi material yang sangat resisten, sangat matang, dan mem-bundar baik. Konglomerat ortokuarsit membentuk lapisan yang relatif tipis dan biasanya hanya membentuk suatu bagian kecil dari formasi dimana konglomerat itu berada. Pasangan dari konglomerat ini biasanya berupa pasir kerikilan yang kasar dan berstruktur silang-siur. Konglomerat ortokuarsit dapat terakumulasi oleh sungai atau gelombang serta dapat terbentuk baik pada gisik maupun sungai. Sebagian besar gravel yang telah disebutkan di atas merupakan endapan sungai. Konglomerat ortokuarsit merupakan konsentrat—suatu residuum hasil “penyaringan” sejumlah besar material. Konglomerat ortokuarsit Paleozoikum yang ditemukan di Appalachia terutama disusun oleh kuarsa urat yang berasal dari apa yang sekarang dikenal sebagai Piedmont metamorphic complex.

Perlu dicamkan bahwa, meskipun semua gravel tersebut di atas sangat matang, namun pasir yang berasosiasi dengannya tidak matang. Dalam gravel yang ditemukan di Appalachia, pasir yang berasosiasi dengannya sebagian besar berupa lithic sandstone.

6.7.2 Konglomerat Petromik

Tubuh konglomerat yang berukuran besar umumnya termasuk ke dalam kategori konglomerat petromik. Secara umum, konglomerat petromik merupakan akumulasi yang tebal, berbentuk seperti baji, terbentuk pada tepi cekungan, dan berasal dari daerah tinggian yang elevasinya jauh lebih tinggi dibanding cekungan dimana dia diendapkan. Gravel ini menjadi bagian yang relatif besar dalam paket endapan dimana dia berada, membentuk tebing dan tonjolan yang menakjubkan atau membentuk punggungan yang menonjol. Konglomerat petromik dapat terletak di bagian bawah dari paket endapan seperti itu atau muncul pada beberapa level stratigrafi yang berbeda.

Konglomerat petromik merupakan ekivalen dengan lithic sandstone dan arkosic sandstone, namun butirannya lebih kasar. Meskipun komposisinya bervariasi, namun semua konglomerat petromik dicirikan oleh fakta bahwa material penyusun utama dari konglomerat itu berupa batuan metastabil, umumnya beberapa jenis. Tipe yang paling umum merupakan campuran kerikil dan kerakal batuan plutonik, batuan ekstrusif, atau batuan sedimen dan batuan metamorf. Walau demikian, dalam banyak kasus, satu atau beberapa tipe batuan berperan sebagai material penyusun dominan.

Kerakal granit dalam sedimen berbutir kasar memegang peranan yang sama sebagaimana peranan yang dijalankan oleh felspar dalam pasir. Dengan demikian, konglomerat pengandung granit lebih kurang ekivalen dengan arkose. Karena itu, tidak mengherankan apabila konglomerat pengandung granit umumnya berasoasiasi dengan arkose. Karena granit memiliki kapasitas yang terbatas dalam menghasilkan bongkah, maka konglomerat pengandung granit kemungkinan besar berupa arkose dengan partikel-partikel granit tersebar didalamnya. Baik konglomerat pengandung granit maupun arkose sama-sama merekam erosi basement kristalin yang berlangsung cepat. Karena itu, kenampakan konglomerat pengandung granit mengimplikasikan pengangkatan yang cukup besar.

Konglomerat pengandung batugamping merekam kondisi yang luar biasa sehingga memungkinkan tererosinya batugamping sebagai gravel, bukan sebagai larutan yang pada akhirnya menyebabkan terakumulasinya gravel rijang. Hal itu mengimplikasi-kan laju pengangkatan yang tinggi dan relief yang secara lokal sangat tinggi—hal mana terutama terjadi pada gawir sesar—sebagaimana yang berkembang pada saat terakumulasikannya konglomerat batugamping Kapur Awal di Maryland dan Pennsylvania. Gravel batugamping yang melimpah merupakan produk glasiasi, sebagaimana terlihat dalam outwash gravel Plistosen di Illinois dan Wisconsin. Gravel itu berasal dari es yang semula menutupi dolomit Niagara yang berumur Silur.

Di daerah vulkanisme aktif, lava dapat menghasilkan gravel dalam jumlah yang besar. Secara umum, gravel itu cenderung disusun oleh fragmen-fragmen lava felsik, meskipun sebagian besar gravel itu berasosiasi dengan aliran lava yang lebih basa. Gravel lava felsik agaknya memiliki kapasitas yang lebih tinggi dalam menghasilkan bongkah dibanding lava basa. Prinsip itu terlukiskan dengan baik oleh konglomerat Keweenawan (Prakambrium) di Minnesota dan Michigan, dimana konglomerat itu terutama disusun oleh fragmen batuan felsik, bukan oleh fragmen lava basaltik yang jauh lebih banyak. Gravel vulkanik bisa sangat tebal (1000 m atau lebih) dan lebih kurang seumur dengan aliran lava yang berasosiasi dengannya. Berbeda dengan gravel pengandung granit, konglomerat pengandung fragmen lava tidak merekam pengangkatan yang relatif besar atau erosi yang terlalu dalam.

Semua konglomerat tersebut di atas dicirikan oleh kekasarannya. Lapisan yang paling tebal cenderung disusun oleh konglomerat yang paling kasar (gambar 6-6). Meskipun banyak bongkah memiliki diameter hingga 1 meter atau lebih, namun ukuran rata-rata dari komponen itu sekitar 10–20 cm, sekitar 1/5 ukuran maksimum (gambar 6-3). Konglomerat petromik juga memperlihatkan penurunan besar butir ke arah hilir. Karena itu, pemetaan ukuran kerikil maksimum pada suatu daerah akan mencerminkan sistem arus purba yang mengendapkannya (lihat gambar 14-5). Konglomerat petromik memiliki pemilahan sedang sampai buruk, karena ruang-ruang antar partikel gravel terisi oleh material berukuran pasir.

Secara umum, pembundaran gravel ini sedang hingga baik, meskipun ada beberapa pengecualian—misalnya partikel yang dekat dengan sumber—pembundarannya sangat buruk dan batuan itu sebaiknya disebut breksi. Pembundaran kerakal kasar jauh berbeda dengan pembundaran partikel penyusun pasir yang berasosiasi dengan konglomerat tersebut. Partikel penyusun pasir itu umumnya menyudut.

Kerikil dapat memperlihatkan efek pelarutan pada titik-titik kontak antar partikel. Pada beberapa kasus, kontak itu memper-lihatkan interpenetrasi stilolitik, terutama pada gravel batugamping (Bastin, 1940). Pada kasus lain, terlihat adanya lekukan-lekukan hasil pelarutan pada titik kontak (Kuenen, 1942). Kerikil pada beberapa konglomerat terpecah-pecah dan memperlihat-kan sesar mikro (microfault) yang menganga.

Perlapisan konglomerat petromik cenderung berskala besar dan lentikular serta dicirikan oleh kesejajaran kecur pipih (pada kasus lain, imbrikasi terlihat jelas pada penampang yang sejajar dengan arah aliran pengendap). Perlapisan silang-siur tidak ditemukan, kecuali dalam gravel paling halus serta pada pasir yang berselingan dengannya.

Sebagaimana telah dikemukakan di atas, ortokonglomerat petromik merupakan konglomerat yang paling banyak ditemukan dalam rekaman geologi. Karena itu, banyak contoh endapan ini telah dicandra dengan baik. Contoh-contoh yang paling baik antara lain konglomerat Arkean di berbagai perisai di seluruh belahan dunia. Misalnya saja konglomerat Danau Abram di baratlaut Ontario (Pettijohn, 1934, 1943; Turner & Walker, 1973) yang di beberapa tempat mencapai ketebalan 1000 m atau lebih, mengandung kerakal granit, sebagian diantaranya memiliki diameter lebih dari 1 m. Konglomerat dengan karakter yang mirip dengan itu banyak ditemukan di bagian-bagian lain Perisai Canada (Henderson, 1970; Boutcher dkk, 1966) serta dalam paket endapan Arkean di Finlandia (Simonen, 1953). Formasi Keweenawan (akhir Prakambrium) di Michigan mengandung banyak konglomerat, sebagian diantaranya merupakan konglomerat pengandung tembaga. Konglomerat yang paling tebal dalam Formasi Keweenawan itu, yakni Great Conglomerate, memiliki ketebalan lebih dari 600 m, miring curam, dan membentuk punggungan dan meliputi sebagian besar Semenanjung Keweenaw di Danau Superior. Konglomerat itu disusun oleh material rombakan vulkanik yang berbutir kasar, membundar, dan umumnya berkomposisi felsik (Irving, 1883; White, 1952). Kerikil penyusun konglomerat itu memiliki diameter rata-rata 15–20 cm; sebagian diantaranya lebih dari 30 cm. Konglomerat itu berasosiasi dengan sedimen klastika yang berwarna merah dan lava. Konglomerat Prakambrium lain adalah Murky Formation di lengan timur Great Slave Lake (Hoffman, 1969). Formasi yang di beberapa tempat memiliki ketebalan sekitar 914 m itu muncul sebagai lapisan-lapisan masif dengan ketebalan 9–45,7 m, serta mengandung bongkah dengan diameter hingga 1,2 m. Endapan itu menipis dengan cepat ke arah downdip. Ukuran maksimum partikel penyusun konglomerat itu juga menurun dengan cepat dan penurunan ukuran maksimum hingga dua kali terjadi pada jarak 27 km (gambar 6-7).

Beberapa konglomerat petromik yang berumur Paleozoikum akhir muncul di Pegunungan Arbuckle dan Pegunungan Wichita, Oklahoma. Collings Ranch Conglomerate (Ham, 1954), dengan ketebalan lebih dari 600 m, merupakan salah satu contohnya. Collings Ranch Conglomerate merupakan konglomerat bongkah batugamping (limestone boulder conglomerate) dengan diameter maksimum 75 cm. Post Oak Conglomerate (Perm) di Pegunungan Wichita (Chase, 1954) merupakan contoh lain. Konglomerat bongkah arkosik (arkosic boulder conglomerate) itu di beberapa tempat merupakan konglomerat pengandung granit, sedangkan di tempat lain merupakan konglomerat batugamping.

Konglomerat cekungan-cekungan Trias di bagian timur Amerika Serikat merupakan endapan yang tebal dan bentuknya membaji serta merupakan endapan tepi cekungan yang umumnya memiliki hubungan tertentu dengan sesar-sesar yang membatasi cekungan tersebut. Di beberapa tempat, konglomerat itu agak menyudut dan merupakan konglomerat kerikil batugamping (limestone pebble conglomerate). Konglomerat dalam Newark Series (Trias) di Connecticut telah dicandra oleh Krynine (1950), sedangkan konglomerat dalam Deep River Basin, North Carolina, telah diteliti oleh Reinemund (1955). Semua konglomerat itu tampaknya merupakan endapan kipas aluvial yang tersebar luas (McLaughlin, 1939). Roxbury Conglomerate di Teluk Boston (Mansfield, 1906; Dott, 1961) merupakan contoh lain dari konglomerat di daerah Appalachia.

Konglomerat-konglomerat yang terkenal dan terletak di bagian barat Amerika Serikat antara lain adalah San Onofre “Breccia” (Miosen) di California (Woodford, 1925), Gila Conglomerate di Arizona, Price River Conglomerate (Kapur) di Dataran Tinggi Wasatch, Utah, dan Wasatch Conglomerate (Eosen). Semua konglomerat itu sangat tebal (di beberapa tempat ketebalan-nya mencapai 1500 m atau lebih); semuanya memiliki penyebaran yang luas di sepanjang garis jurus; serta semuanya membaji secara cepat ke arah downdip. Banyak diantaranya berasosiasi dengan pengangkatan dan pensesaran.

Di banyak tempat, konglomerat petromik yang tebal mencirikan sedimentasi molasa. Contoh dari endapan seperti itu adalah konglomerat dalam cekungan molasa di bagian utara Pegunungan Alpina (Blissenbach, 1957; Füchtbauer, 1967; Gasser, 1966). Konglomerat itu terutama menjadi material penyusun endapan molasa di bagian proksimal (sebagian diantaranya memiliki ketebalan beberapa ribu meter) dan makin lama makin hilang ke utara hingga akhirnya hanya membentuk 10% atau kurang pada jarak sekitar 200 km dari daerah sumbernya. Pada jarak yang sama, ukuran kerikil maksimum makin menurun, mulai lebih dari 1 m hingga sekiatr 10 cm. Komposisi gravel memperlihatkan pengayaan komponen stabil secara progresif ke arah hilir (gambar 6-8).

Sebagian besar konglomerat yang telah dijelaskan di atas merupakan endapan sungai. Konglomerat-konglomerat itu bervariasi mulai dari endapan kipas aluvial (atau apa yang disebut sebagai fanglomerat oleh Lawson, 1925) hingga endapan sungai menganyam dan sungai meander. Walau demikian, sebagian konglomerat petromik agaknya diendapkan pada wilayah perairan yang dalam. Konglomerat seperti itu merupakan konglomerat turbidit. Contohnya adalah konglomerat pada Wheeler Gorge, California, yang berumur Kapur (Rust, 1966; Fisher & Mattinson, 1968) serta konglomerat Arkean di Danau Minnitaki, Ontario (Walker & Pettijohn, 1971). Konglomerat pada Wheeler Gorge memperlihatkan lapisan-lapisan dengan ketebalan hingga 30 m serta mengandung bongkah dengan diameter hingga 1 m. Lapisan-lapisan konglomerat memperlihatkan gejala grading berskala sangat besar. Bidang batas bawah konglomerat utama dicirikan oleh sidik seruling berukuran raksasa. Endapan itu berselingan dengan serpih dan batulanau yang berlaminasi tipis dan diasumsikan diendapkan pada dasar laut dalam yang datar. Konglomerat Arkean juga berselingan dengan batusabak hitam dan batulanau berbutir halus yang berlapis tipis. Gravel dan pasir itu semuanya memperlihatkan gejala grading; lapisan silang-siur tidak ditemukan dalam paket endapan itu. Dari kedua contoh itu, jelas sudah bahwa konglomerat kasar tidak selalu mengindikasikan sedimentasi pada wilayah perairan yang dangkal.

6.8 PARAKONGLOMERAT (BATULUMPUR KONGLOMERATAN)

Konglomerat yang terutama disusun oleh matriks, bukan oleh kecur, sebenarnya merupakan batulumpur (mudstone) yang mengandung partikel-partikel gravel yang tersebar secara tidak merata. Dalam banyak kasus, partikel-partikel itu membentuk 10% atau kurang dari ruah batuan. Walau demikian, endapan seperti itu biasanya dinamakan konglomerat; bukan batulumpur.

Tidak ada satupun istilah yang dapat digunakan secara memuaskan untuk mencandra kategori konglomerat yang menarik namun relatif jarang ditemukan itu. Agaknya sebagian besar istilah yang dapat diterapkan pada batuan ini—baik pada skala sampel genggam (hand specimen) atau singkapan serta tidak mengimplikasikan genesis—tidak akurat atau terlalu panjang. Masalah tatanama ini telah ditelaah oleh Blackwelder (1931), Miller (1953), Folk (1954), Flint dkk (1960a, 1960b), Harland dkk (1966), serta Schermerhorn (1966). Pettijohn (1957) mengusulkan digunakannya istilah parakonglomerat (paraconglomerate). Sebagaimana yang diimplikasikan oleh istilah tersebut, batuan itu menyimpang dari kebiasaan—tidak diendapkan dengan cara-cara sebagaimana gravel biasanya diendapkan. Batuan itu bukan merupakan produk pengangkutan akuatis biasa. Sebagian batulumpur kerikilan (pebbly mudstone) atau batulumpur kerakalan (cobbly mudstone) merupakan lempung bongkah (boulder clay). Istilah lempung bongkah, meskipun diasumsikan bersifat deskriptif, namun umumnya dianggap sinonim dengan istilah til. Til merupakan suatu tipe khusus dari lempung bongkah, yakni lempung bongkah yang diendapkan oleh es glasial. Istilah Geröllton pernah diterapkan pada batulumpur bongkah non-glasial (Ackermann, 1951). Istilah tiloid pernah diusulkan lebih dulu untuk menamakan “endapan yang mirip dengan til, namun asal-usulnya tidak terlalu jelas” (Blackwelder, 1931). Baru-baru ini, istilah diamiktit (diamictite) diusulkan untuk menamakan “setiap sedimen terigen yang tidak terpilah atau terpilah buruk serta tersusun oleh pasir dan/atau partikel-partikel kasar lain yang tertanam dalam massa dasar lumpur” (Flint dkk, 1960b). Batuan seperti Itu dinamakan batulumpur konglomerat (conglomerate mudstone) oleh Folk (1954). Batuan yang sama dinamakan batulumpur kerikilan (pebbly mudstone) oleh Crowell (1957). Istilah konglomerat batulumpur (mudstone conglomerate) berbeda sama sekali karena istilah yang disebut terakhir ini diterapkan pada konglomerat yang komponennya (bukan matriksnya) merupakan fragmen pelit. Istilah til dan tilite akan digunakan disini khusus untuk batululmpur kerikilan atau lempung bongkah yang terbentuk oleh aksi es.

Diantara kedua tipe batulumpur kerikilan, salah satu diantaranya memiliki matriks yang berlapis, sedangkan yang lain memiliki matriks yang tidak berlapis atau tidak berstruktur.

6.8.1 Batulumpur Kerikilan Berlaminasi

Batulumpur kerikilan berlaminasi (laminated pebbly mudstone) merupakan batuan yang sangat jarang ditemukan, namun memiliki karakter yang khas. Batuan itu terutama disusun oleh argilit atau batusabak yang berlaminasi tipis, di dalam massa argilit mana terdapat fenoklas (phenoclast) yang tersebar secara tidak merata. Sebagian fenoklas itu memiliki ukuran yang lebih besar daripada ukuran pasir, bahkan ada yang sampai berukuran bongkah. Laminasi yang terletak di bawah fenoklas itu melekuk ke bawah, sedangkan laminasi yang terletak diatasnya melekuk ke atas.

Argilit konglomeratan yang berlaminasi ini jelas merupakan produk jatuhnya kerikil (kerikil seperti itu dinamakan dropstone) ke dasar wilayah perairan yang tenang, di tempat mana diendapkan lanau halus dan lumpur. Dropstone biasanya merupakan hasil raft action yang umumnya dilakukan oleh es glasial, namun dapat juga oleh akar atau batang pohon yang mengambang di sungai atau di pesisir. Jika dropstone hadir dalam jumlah yang banyak, terutama apabila batuan pelitiknya memperlihatkan karakter seperti warwa, maka batulumpur kerikilan itu hampir dapat dipastikan merupakan endapan glasial. Endapan seperti itu dinamakan pelodit (pelodite) (Woodworth, 1912). Sebagian lapisan debu berbutir halus, berlaminasi tipis, dan mengandung bongkah atau infallen stone mirip dengan pasangan pelit glasial dan dropstone. Melimpahnya fragmen vulkanik, terutama gelas vulkanik, berperan sebagai sarana untuk mengenalnya sebagai endapan vulkanik dan berperan sebagai pembeda dari pelodit.

Secara umum, argilit berlaminasi yang mengandung dropstone berasosiasi erat dengan tilit dan mungkinmerupakan bukti terbaik dari adanya es glasial dan menjadi indikator bahwa strata lain yang berasoasiasi dengan argilit itu merupakan endapan glasial. Pelodit pernah ditemukan dalam endapan yang umurnya beragam di banyak tempat. Dropstone banyak ditemukan dalam lempung warwa glaciolacustrine Plistosen di Scandinavia dan Canada. Warwa glaciolacustrine tua yang telah membatu pernah ditemukan dalam endapan glasial Fern Creek (Prakambrium) di Michigan (Pettijohn, 1952), dalam Gowganda Formation (Huronian) di Ontario (Collins, 1925; Ovenshine, 1965; Lindsey, 1969), dalam batusabak Tapley Hill dari Adelaide Series di Australia (Caldenius, 1938), dalam endapan Eokambrium di Swedia (Kulling, 1938), dan dalam Itu varvite di Sao Paulo, Brazil.

6.8.2 Til dan Tilit

Istilah til (till) agaknya pertama kali digunakan oleh para ahli geologi Scotlandia untuk menamakan “lempung tidak berlapis, keras, serta mengandung bongkah-bongkah batuan yang menyudut, menyudut tanggung, dan membundar, dimana sebagian besar bongkah itu terpoles dan memperlihatkan striation” (Woodward, 1887; Gary dkk, 1972). Istilah til sinonim dengan istilah lempung bongkah yang didefinisikan sebagai “endapan yang asal-usulnya memiliki kaitan langsung dengan aksi grinding dari gletser” (Geikie, 1874). Dengan demikian, til kemudian menjadi suatu istilah genetik yang diterapkan pada endapan es glasial yang tidak berlapis.

Istilah tilit (tillite) digunakan untuk menamakan til yang telah membatu. Menurut Du Toit (1954), istilah tilit dimunculkan pertama kali oleh Penck.

Asal-usul til Plistosen sebagai endapan es tidak lagi diperdebatkan orang, meskipun asal-usul endapan tertentu mungkin tidak begitu pasti. Walau demikian, banyak ketidakpastian masih menyelimuti banyak endapan yang selama ini disebut sebagai tilit. Kesulitan muncul karena mekanisme lain selain es glasial dapat menghasilkan endapan masif yang banyak mengandung matriks, di dalam matriks mana tertanam fenoklas secara tidak merata. Istilah tiloid (tilloid) digunakan untuk menamakan “endapan yang mirip dengan til, namun asal-usulnya masih diragukan” (Blackwelder, 1931). Istilah yang disebut terakhir ini kemudian muncul sebagai istilah untuk menamakan diamiktit yang asal-usulnya tidak berkaitan dengan es glasial, sedangkan istilah til digunakan untuk menamakan diamiktit yang terbentuk oleh aksi es glasial.

Beberapa kesulitan dalam membedakan tilit dan tiloid muncul karena sebagian besar pengetahuan dan konsep mengenai til berasal dari hasil pemelajaran endapan glasial Plistosen. Endapan tersebut hampir semuanya merupakan endapan kontinental, tipis, dan memiliki kemungkinan yang rendah untuk dapat terawetkan dalam rekaman geologi. Sebagian besar rekaman glasial purba merupakan endapan bahari serta memperlihatkan perbedaan yang berarti dengan til kontinental. Harland dkk (1966) memahami perbedaan-perbedaan tersebut dan kemudian menelurkan istilah ortotil (orthotill) untuk menamakan endapan yang terbentuk oleh partikel-partikel yang langsung dilepaskan dari es pengangkut akibat ablasi dan pelelehan serta istilah paratil (paratill) untuk menamakan endapan yang terbentuk oleh ice rafting dalam lingkungan bahari atau lakustrin. Masalah itu menjadi makin kompleks karena sebagian til subakuatis yang diendapkan oleh es tidak dapat dibedakan dari til yang diendapkan di darat. Paratil yang sebenarnya merupakan sedimen bahari dengan ice-rafted materials (terutama dropstone) yang ukurannya lebih kecil, namun jumlahnya lebih banyak. Til subakuatis yang diendapkan oleh es merupakan ortotil, meskipun diendapkan di bawah laut. Istilah paratil hanya diterapkan apabila proses rafting turut terlibat dalam pembentukannya. Kesulitan-kesulitan tatanama muncul karena berbagai istilah yang ada didefinisiikan berdasarkan proses pembentukan endapan, padahal hal itu tidak terlihat dalam singkapan.

6.8.2.1 Tekstur

Karena bongkah dan kerakal memegang peranan penting dalam tilit, maka tilit umumnya disebut konglomerat oleh para ahli geologi, meskipun endapan itu sebenarnya didominasi oleh material berbutir halus (sebagian berupa lempung atau material yang merupakan hasil litifikasi lempung). Dalam til yang dianalisis oleh Krumbein (1933), matriks halus itu membentuk 4/5 hingga 9/10 bagian dari keseluruhan batuan. Dalam kebanyakan til, lanau dan lempung membentuk 1/2 hingga 2/3 bagian dari endapan. Median besar butir dari kebanyakan til jatuh pada kelas 3–10 mikron. Til itu jelas merupakan til lempung (clay till) (gambar 6-9).

Til terpilah buruk. Semua dari 48 sampel til yang pernah diteliti oleh Krumbein (1933) memiliki 12 atau lebih kelas besar butir yang mengandung proporsi material 1% atau lebih. Material yang ada dalam setiap kelas itu tidak hadir dalam jumlah yang sangat banyak. Kelas modus terbesar dalam til yang dianalisis hanya mengandung 20% berat dari keseluruhan sampel. Jelas sudah bahwa kelas modus seperti itu tidak terlalu jelas keberadaannya. Meskipun sebagian til yang dianalisis tampaknya hanya memiliki satu kelas modus, namun sebagian besar til memiliki dua atau lebih kelas modus.

Distribusi besar butir dari sebagian til, terutama til yang diendapkan dalam lingkungan akuatis, dapat termodifikasi dengan berbagai cara. Setelah dikenai oleh arus dan gelombang, sebagian til dapat mengalami proses penghilangan material halus secara selektif. Pada kasus ekstrim, semua material halus tersapu dari til sedemikian rupa sehingga sisanya (lag deposit) terutama disusun oleh kerakal dan bongkah. Selain itu, pada beberapa kasus, gletser dapat mengalir melalui endapan pasiran dan memperoleh beban pasir yang cukup banyak sedemikian rupa sehingga menghasilkan til yang banyak mengandung pasir.

Meskipun terutama disusun oleh material halus, til dan tilit dapat mengandung bongkah yang sangat besar. Bongkah dengan diameter 1 meter jarang ditemukan dalam til, meskipun bukan berarti tidak ada til yang mengandung bongkah sebesar itu. Beberapa glacial erratics, yang beratnya lebih dari 1000 ton, pernah ditemukan dalam til. Karena kebanyakan til disusun oleh material berukuran 1 mikron atau lebih kecil dari itu, dan partikel terbesar yang ada didalamnya dapat memiliki diameter 1 m atau lebih, maka til merupakan salah satu tipe sedimen yang pemilahannya paling buruk.

Von Engelen (1930) bersikukuh bahwa kerakal dan kerikil glasial cenderung memiliki bentuk yang khas dan menjadi indikator dari aksi glasial. Bentuk yang khas itu adalah striated dan faceted flatiron. Apabila diperhatikan secara mendetil, ciri-ciri khas dari kerakal seperti itu adalah: apabila diletakkan dengan posisi sedemikian rupa sehingga sisi yang paling luas dan paling datar terletak di bawah, (1) kerakal itu berbentuk seperti segitiga; (2) sudut paling tumpul yang ada pada sisi bawah cenderung meruncing, namun puncaknya melekuk ke dalam; (3) bagian bawah dari sisi belakang sedikit terkeruk atau sedikit bergerigi; (4) sisi atas flatiron cenderung membonggol ke luar dengan (5) bagian pinggir yang makin landai ke arah sudut yang melekuk; (6) sisi bawah atau bagian puncak sudut flatiron terkikis atau terpotong; (7) striation pada sisi-sisi atas cenderung mengarah secara diagonal menuju sudut yang puncaknya melekuk; dan (8) ada indikasi bahwa tidak munculnya ciri-ciri tersebut di atas dalam suatu partikel semata-mata karena pengaruh bentuk asalnya atau karena pengaruh khuluk, struktur, dan komposisi batuan asalnya.

Pemerian Von Engelen mengenai bentuk “ideal” fragmen batuan yang menjadi “target” dari aksi glasial didukung oleh data kuantitatif yang dikumpulkan oleh Wentworth (1936a) dari hasil penelitiannya terhadap 626 kerakal glasial. Tiga ratus kerakal, yang dipilih karena dipandang mendekati bentuk “ideal” hasil aksi glasial, dipelajari secara mendetil. Kerakal itu digolongkan menurut bentuk umumnya. Bentuk yang dominan adalah tabuler. Hal itu terjadi bukan saja karena bentuk asal partikel itu rata-rata memang tabuler, namun juga karena dua sisi utama dan berlawanan dari partikel itu mampu mempertahankan diri untuk tidak terabrasi. Pemelajaran terhadap profil tepi-tepi partikel (sebagaimana terlihat ketika kerikil itu terletak pada posisi yang paling stabil, yakni pada saat profil partikel itu terletak tegak lurus terhadap sumbu terpendek dari partikel tersebut) memperlihat-kan bahwa partikel-partikel penyusun til umumnya berbentuk pentagonal. Sekitar 2/3 sisi partikel penyusun til dapat disebut segi lima, segi empat, segi tiga, poligonal, trapezoidal, atau reniform. Dengan demikian, bentuk paling khas dari kerakal glasial adalah tabuler sejajar dengan bentuk luar pentagonal. Bentuk flatiron yang telah dikemukakan oleh Von Engelen terbukti dari hasil perhitungan. Profil umum dari flatiron diperlihatkan pada gambar 6-10. Kerakal penyusun til umumnya merupakan lemping yang panjangnya sama dengan 1,4 kali lebar dan 2,25 kali ketebalannya. Beberapa kerakal memiliki panjang yang nilainya 2 kali lebar dan 4 kali tebalnya. Diantara 300 kerakal yang diamati, 128 diantaranya membundar, 116 membundar sedang, dan 56 menyudut dan terpecah-pecah. Dengan demikian, sebagian besar kerakal itu mengindikasikan terjadinya pembundaran karena terabrasi. Adanys sisi dan tepi “pushoff” dari kerakal itu, atau yang disebut snub scar oleh Wentworth, terlihat dengan sangat jelas dalam 43 kerakal, terlihat dalam 107 kerakal, dan terlihat agak samar pada 42 kerakal. Meskipun tidak terlihat dalam 108 buah kerakal lainnya, namun adanya snub scar itu dapat dianggap sebagai salah satu ciri dari kerakal glasial.

Till stone umumnya memperlihatkan striation. Selain itu, ada kecenderungan dimana tipe batuan tertentu mengandung striation dalam jumlah yang lebih banyak dibanding tipe batuan lain. Secara keseluruhan, striation itu tidak melimpah sebagaimana diperkirakan semula. Pemelajaran yang dilakukan oleh Wentworth (1936a) terhadap striation menunjukkan bahwa, dalam til yang ditelitinya, hanya 10% partikel batugamping dan hanya 1% partikel batuan lain yang memperlihatkan striation (gambar 6-11). Wentworth menemukan fakta bahwa striation itu hampir sejajar satu sama lain dan bahwa striation itu umumnya terletak sejajar dengan sumbu panjang till stone.

Karena karakter yang khas dari sebagian besar tilit, khususnya tilit Prakambrium, kita akan menemukan kesukaran untuk mengeluarkan till stone secara utuh dari matriksnya. Karena itu, sukar bagi kita untuk dapat menentukan bentuk yang sebenar-nya dari till stone dan melihat striation yang ada didalamnya. Kegagalan untuk menemukan striated stone dalam banyak tilit purba bukan merupakan suatu hal yang mengherankan karena striation pun memang jarang ditemukan dalam til Plistosen. Striation demikian definitif sehingga menjadi salah satu kriterion terpenting untuk aksi es. Walau demikian, tidak adanya striation bukan berarti bahwa suatu endapan tidak terbentuk oleh aksi es. Selain itu, perlu juga diingat bahwa striation yang lemah dapat dihasilkan oleh sungai es dan agen lain (Wentworth, 1936b).

6.8.2.2 Struktur

Meskipun banyak til, terutama ortotil, tampak tidak berstruktur dan tidak memiliki perlapisan atau susunan internal lain, namun para ahli telah mengetahui sejak lama bahwa ada kecenderungan dari sumbu panjang fragmen-fragmen batuan yang berbentuk batang untuk terletak sejajar dengan arah aliran es pada saat endapan itu terbentuk (gambar 6-12). Gejala itu hanya ditemukan pada fragmen-fragmen batuan yang ada dalam ortotil; dropstone tidak memperlihatkan gejala pengarahan seperti itu. Meskipun penelitian kemas til telah dilakukan sejak 1884 oleh Hugh Miller, namun penelitian yang sistematis terhadap kemas til baru dilakukan pertama kali oleh Richter (1932). Dia mengukur dan merajahkan orientasi sumbu panjang partikel penyusun til. Pola pergerakan es kemudian ditafsirkan berdasarkan orientasi sumbu panjang itu. Hasilnya benar-benar konsisten dengan kesimpulan yang diperoleh dari hasil penelitian terhadap bedrock striation, morena, dan gejala lain yang merupakan hasil kerja es. Sejak diterbitkannya karya tulis Richter, bermunculan lah berbagai makalah yang memaparkan penerapan teknik yang dikembangkan oleh Richter untuk memecahkan masalah pergerakan es di Amerika Serikat (Krumbein, 1939; Holmes, 1941), di Finlandia (Okko, 1949; Virkkala, 1951, 1960; Kauranne, 1960), dan Britania (West & Donner, 1956). Til juga memiliki kemas mikro yang berkaitan dengan pergerakan es (Dreimanis, 1959). Masalah kemas ini telah dikaji ulang oleh Potter & Pettijohn (1963). Pettijohn (1962) dan Lindsey (1969) telah mencoba untuk mempelajari orientasi tillstone dalam tilit purba.

Apabila ortotil bersifat masif dan tidak memperlihatkan struktur, kecuali kemas terarah seperti telah dijelaskan di atas, paratil justru memperlihatkan perlapisan. Kecur berukuran sangat besar (kecur yang diameternya lebih besar dibanding ketebalan lapisan atau laminasi til) tidak mungkin diangkut secara lateral sebagaimana material penyusun til yang lain. Orientasi dropstone itu random atau memperlihatkan simetri sumbu vertikal. Dropstone memperlihatkan penetrasi dan distorsi stratifikasi yang terletak dibawahnya serta memperlihatkan hubungan ketidakselarasan dengan material yang menutupinya (Ovenshine, 1965). Hubungan seperti itu mungkin merupakan bukti rafting yang paling kuat. Walau demikian, distorsi laminasi di sekitar dropstone dapat terbentuk akibat kompaksi. Karena itu, ketika meneliti partikel batuan yang diperkirakan merupakan dropstone, kita perlu mencari bukti-bukti ketidaksetangkupan antara distrosi yang terletak di bawah dan di atas dropstone (Hardy & Legget, 1960). Pemotongan dan penetrasi terhadap laminasi yang terletak dibawahnya merupakan indikasi rafting yang paling kuat. Orientasi vertikal dari sumbu partikel batuan serta kecenderungan partikel pipih untuk tidak sejajar dengan bidang perlapisan merupakan bukti tambahan untuk rafting. Berbeda dengan tiloid, til (termasuk dropstone till) jarang memperlihatkan gejala normal grading.

6.8.2.3 Komposisi

Meskipun komposisi til dan tilit sangat bervariasi, namun hampir semuanya dicirikan oleh adanya bongkah-bongkah dan till stone yang tidak lapuk serta tertanam dalam matriks atau pasta material yang juga tidak lapuk. Matriks atau pasta itu biasa disebut “rock flour”. Till stone, meskipun umumnya disusun oleh material penyusun basement yang terletak di bawah til dan tilit, namun sebagian diantaranya merupakan material asing. Semua tipe batuan—sedimen, metasedimen, batuan beku plutonik, dan batuan beku efusif—dapat hadir dalam til dan tilit sebagai komponen. Dalam til Plistosen, penghitungan yang hati-hati terhadap jumlah kerikil yang ada didalamnya serta perajahan distribusi dan jumlah till stone, atau tipe batuan tertentu, memungkinkan kita untuk menentukan pola aliran es dan juga memberikan informasi penting tentang khuluk bedrock yang tersembunyi, bahkan pada beberapa kasus dapat membantu kita untuk menemukan endapan bijih yang tersembunyi (Potter & Pettijohn, 1963).

Matriks til, jika tidak lapuk, biasanya berwarna abu-abu tua kebiruan. Jika teroksidasi, matriks itu kekuning-kuningan. Matriks tilit biasanya abu-abu tua hiingga hitam kehijauan. Matriks itu sangat mirip dengan graywacke (atau mungkin memang graywacke) dan di bawah mikroskop tampak disusun oleh partikel-partikel kuarsa, felspar, dan fragmen batuan yang segar dan menyudut serta tertanam dalam suatu “pasta” partikel halus. Dalam tilit sendiri, “pasta” tersebut tampak kaya akan klorit dan mika; mungkin merupakan produk metamorfisme tingkat rendah dari lempung yang semula menyusun til. Bubuk material karbonat sering ditemukan dalam til yang diendapkan di daerah batugamping serta kenampakannya mirip dengan endapan yang kaya dengan material gampingan.

Komposisi ruah dari matriks til atau tilit sangat mirip dengan graywacke dan batuan lain yang berkaitan dengannya (lihat tabel 6-3). Material itu biasanya kaya akan alumina, besi, tanah alkali, dan logam alkali. Til yang terbentuk di daerah batu-gamping bersifat gampingan dan, oleh karena itu, mengandung kadar CaO dan CO2 yang tinggi. Jika batuan sumbernya berupa dolomit, til karbonatan juga memiliki kadar MgO yang tinggi.

Dropstone till dan dropstone tillit berbeda dengan ortotil karena adanya efek-efek pencucian dan penghilangan material halus. Matriks dropstone till lebih kaya akan pasir dan, oleh karena itu, memiliki kadar Al2O3, besi, dan K2O yang relatif rendah, namun memiliki kadar SiO2 yang relatif tinggi.

6.8.2.4 Aspek-Aspek Stratigrafi

Ketebalan individu-individu till sheet atau tilit sangat bervariasi, mulai dari sekitar 1 meter hingga ratusan meter, bahkanlebih dari itu. Karena glasiasi umumnya berlangsung secara berulang-ulang, maka lapisan tilit yang ditemukan di suatu daerah makin lama makin banyak. Endapan glasial yang terawetkan di masa lalu merupakan produk es kontinental, bukan gletser pegunung-an. Karena itu, tilit cenderung ditemukan dalam satuan-satuan batuan yang umurnya sama dan tersebar suatu daerah yang luas. Zaman es merupakan suatu fenomenon regional; bukan lokal. Karena itu, tilit bukan merupakan endapan lokal seperti halnya nendatan, longsoran, atau endapan lain yang mirip dengan itu.

Banyak, namun tidak semua, til ditemukan terletak di atas striated pavement. Hal itu hanya berlaku pada til pertama atau til yang terletak paling bawah pada suatu endapan glasial. Til yang terletak di bagian atas paket til, atau til yang relatif muda, mungkin berselingan dengan endapan glaciolacustrine dan endapan fluvioglacial. Hal yang disebut terakhir ini cenderung hanya berlaku untuk til kontinental. Til bahari, terutama dropstone till, tidak cenderung terletak di atas glacial pavement.

Endapan lain yang hampir secara universal berasosiasi dengan til atau tilit adalah lempung warwa atau endapan yang ekivalen dengannya (warwit atau pelodit). Warwit (varvite) dan pelodit (pelodite) memperlihatkan laminasi yang sangat halus dan merepresentasikan pengendapan lempung secara musiman dalam danau air tawar yang tenang. Banyaknya rafted block yang menyudut, baik yang berukuran kecil maupun besar, dalam strata itu merupakan bukti paling kuat yang mengindikasikan terjadi-nya glasiasi. Sebaliknya, tidak hadirnya rafted cobble seperti itu menyebabkan timbulnya keraguan bahwa sebagian endapan yang semula ditafsirkan sebagai endapan glasial memang merupakan endapan glasial. Dalam sayatan tipis sekalipun, butiran-butiran kuarsa yang menyudut akan dapat teramati dalam laminasi batulanau atau batusabak yang paling halus dan meng-indikasikan proses rafting pada skala mikroskopis. Sebagaimana dikemukakan oleh Lindsey (1969), struktur warwa yang sering ditemukan dalam endapan danau glasial biasanya tidak ditemukan dalam endapan bahari. Dengan demikian, meskipun dropstone dalam matriks yang berlaminasi halus mungkin ditemukan dalam endapan bahari, namun endapan dengan struktur warwa yang sebenarnya adalah endapan air tawar.

Endapan fluvioglacial yang berasosiasi dengan til dan tilit dalam banyak hal memperlihatkan kemiripan dengan gravel aluvial yang bukan merupakan endapan glasial. Endapan seperti itu umumnya berasosiasi dengan tilit.

Karena til Plistosen berasosiasi dengan loess (lanau eolus), maka diperkirakan bahwa batuan yang ekivalen dengan loess itu akan ditemukan dalam paket endapan glasial purba. Namun, tampaknya kenyataan tidak demikian. Hal itu mungkin terjadi karena sebagian besar “fosil” endapan glasial adalah endapan bahari, bukan endapan kontinental.

6.8.2.5 Penyebaran dalam Ruang dan Waktu: Beberapa Contoh

Tilit tidak memiliki penyebaran ruang dan waktu tertentu. Coleman (1926) menyajikan suatu ikhtisar yang memperlihatkan penyebaran endapan es yang diketahui selama ini, termasuk endapan yang dianggap problematik. Walau demikian, endapan seperti itu tidak memiliki penyebaran seluas sebagaimana yang diperkirakan semula. Banyak endapan yang semula ditafsirkan sebagai tilit dewasa ini ditafsirkan sebagai tiloid non-glasial. Crowell & Frakes (1970) menyajikan suatu ikhtisar mengenai apa yang dikenal sebagai glasiasi Fanerozoikum.

Ada empat “jaman” yang diketahui merupakan saat-saat dimana glasiasi memiliki penyebaran yang luas di muka bumi. Keempat jaman itu adalah Prakambrium (sekitar 2150-2500 juta tahun yang lalu), Eokambrium, Permokarbon di belahan bumi bagian selatan, dan Plistosen.

Endapan glasial Prakambrium Tengah (atau Aphebian menurut Geological Survey of Canada) telah dikenal sejak lama. Salah satu contoh endapan glasial tersebut yang telah diteliti dengan baik adalah tilit dalam Gowganda Formation (Huron Akhir) di bagian timur Ontario dan Quebec. Endapan yang pernah diteliti oleh Wilson (1913) itu telah dikaji ulang oleh Ovenshine (1965) dan Lindsey (1969). Gowganda Formation tersebar di daerah yang luasnya beberapa ribu mil persegi serta mengandung striated stone yang sebagian diantaranya terletak di atas glacial pavement (Schenk, 1965) serta berasosiasi dengan warwa argilit yang mengandung rafted block. Batuan dengan karakter yang mirip dengan itu, dan ditafsirkan memiliki umur yang sama, ditemukan dalam Hurwitz Group di Northwest Territories, Canada (Bell, 1970). Ramsey Lake Conglomerate (Huron Awal) dan Bruce Conglomerate merupakan parakonglomerat yang juga diyakini merupakan endapan glasial (Frarey & Roscoe, 1970). Endapan-endapan itu mirip dengan Fern Creek Tillite di utara Michigan (Pettijohn, 1952). Young (1966) berpendapat bahwa Fern Creek Tillite itu korelatif dengan Ramsey Lake Conglomerate dan Bruce Conglomerate. Selain itu, endapan-endapan itu juga dianggap korelatif dengan tilit yang ada dalam Reany Creek Formation di Michigan (Puffett, 1969).

Endapan glasial yang paling terkenal tidak diragukan lagi adalah endapan Permo-Karbon di belahan bumi bagian selatan. Contoh endapan itu adalah Dwyka tillite di Afrika Selatan (Du Toit, 1921; Hälbich, 1962; Crowell & Frakes, 1972), endapan glasial dan periglasial di Congo Basin (Hübner, 1965), tilit Karbon di Brazil dan bagian-bagian lain Amerika Selatan (Leinz, 1937; Frakes & Crowell, 1969), endapan glasial di Australia dan Tasmania (Wanless, 1960; Crowell & Frakes, 1971), endapan glasial Talchir di India (Smith, 1963), Lafonian Tillite di Kepulauan Falkland (Frakes & Crowell, 1968). Endapan-endapan itu telah diteliti ulang secara kritis dan tampaknya benar-benar merupakan endapan glasial. Endapan-endapan itu merupakan contoh endapan glasial yang telah diteliti dengan baik dan mengindikasikan glasiasi purba yang tersebar luas.

Jaman es Plistosen menghasilkan endapan yang tersebar luas di Amerika Utara dan Eropa. Endapan itu dapat dengan relatif mudah dipelajari pada singkapan. Karakternya mengindikasikan bahwa endapan itu terbentuk akibat glasiasi berulang-ulang dan pada umumnya tipis (beberapa puluh meter) dan tidak terkonsolidasi. Rekaman bahari dari jaman es itu kurang jelas. Sebagian endapan itu telah diteliti oleh Miller (1953). Untuk mendapatkan informasi yang lebih jauh mengenai jaman es Plistosen, pembaca dipersilahkan untuk menelaah karya tulis Flint (1971).

Selain rekaman glasial yang telah diketahui dengan baik sebagaimana telah disebutkan di atas, berbagai endapan lain, yang umurnya beragam, juga ditafsirkan sebagai endapan glasial. Pengkajian ulang terhadap sebagian endapan itu menyebabkan timbulnya keraguan bahwa beberapa batuan memang merupakan endapan glasial. Salah satu contohnya adalah apa yang dikenal sebagai Squantum “Tillite” di Boston Bay (Sayles, 1914) yang, meskipun dalam banyak hal mirip dengan tilit, namun tidak mengandung ciri-ciri kritis sehingga endapan itu mungkin bukan tilit (Dott, 1961). Demikian pula, endapan yang sebelum-nya ditafsirkan sebagai endapan glasial dalam West Congo geosyncline, sekarang diragukan asal-usulnya (Schermerhorn & Stanton, 1963). Walau demikian, memang ada endapan yang kemungkinan besar merupakan endapan glasial yang terbentuk pada waktu lain selain keempat jaman yang telah disebutkan di atas. Sebagian endapan Ordovisium di bagian utara Afrika diyakini sampai sekarang sebagai endapan glasial (Arbey, 1968).

6.8.2.6 Asal-Usul dan Kebenaan Geologi

Meskipun banyak ahli telah menulis berbagai hal tentang til, namun mekanisme pembentukan til belum dapat dipahami sepenuhnya. Hubungan antara komposisi til dengan bedrock yang terletak dibawahnya telah dipelajari oleh Holmes (1952) dan Lundquist (1935). Distribusi besar butir til sebagian telah dijelaskan oleh Krumbein (1933) serta Krumbein & Tisdel (1940). Mekanisme pengendapan glasial, termasuk proses-proses yang terlibat didalamnya, telah dikaji ulang oleh Harland dkk (1966). Proses-proses yagn berkaitan dengan endapan glasial bahari telah dianalisis oleh Carey & Ahmad (1961). Hal yang sama juga telah dikaji panjang lebar dalam sebuah simposium (Goldthwait, 1971) serta oleh Flint (1971). Perlu dicamkan bahwa, meskipun pengetahuan kita mengenai aksi glasial dan endapan glasial (berdasarkan gletser Plistosen dan Holosen) sebagian besar diperoleh dari hasil pemelajaran terhadap glasiasi kontinental, namun rekaman purba tampaknya sebagian besar merupakan endapan bahari. Kegagalan untuk memahami fakta tersebut telah menimbulkan banyak kerancuan dan perbedaan tafsiran. Kita perlu membedakan dropstone tillite (paratil) dengan til yang diendapkan oleh es (ortotil).

Walau demikian, kebenaan geologi dari tilit sangat jelas. Tilit purba, terutama yang memiliki penyebaran luas, merekam saat-saat dimana massa es tersebar luas di muka bumi. Penyebab perubahan iklim yang demikian drastis dan alasan yang melatarbelakangi tersebar luasnya tilit purba di daerah lintang rendah masih belum diketahui. Walau demikian, jelas sudah bahwa sejak dulu bumi ini dikenai oleh glasiasi. Fakta bahwa glasiasi seperti itu memiliki penyebaran luas menimbulkan harapan bahwa peristiwa-peristiwa seperti itu dapat digunakan untuk mengkorelasikan strata Prakambrium yang tidak mengandung fosil atau sebagai salah satu alternatif dari berbagai metoda korelasi yang dikenal dewasa ini.

6.8.3 Tiloid: Batulumpur Kerikilan yang Tidak Berasosiasi dengan Gletser

Tidak setiap endapan khaotik yang disusun oleh bongkah-bongkah besar yang tertanam dalam matriks lempungan merupakan til. Setiap ahli geologi hendaknya berhati-hati dalam membedakan til yang sebenarnya dengan tiloid (tilloid), yakni endapan yang mirip dengan til. Banyak aliran lumpur (mudflow), longsoran, dan solifluction deposits serta sebagian tuf dan breksi vulkanik sangat mirip kenampakannya dengan til. Pembedaan antara tilit dengan tiloid seringkali sukar dilakukan serta dapat membawa para ahli untuk sampai pada pendapat yang berbeda mengenai endapan tertentu serta menimbulkan kontroversi yang cukup hangat. Pembahasan yang baik mengenai masalah tersebut serta ikhtisar yang menyajikan sejumlah kriteria yang sangat bermanfaat untuk mengenal til dan tiloid disajikan oleh Schermerhorn & Stanton (1963, terutama tabel 2), Crowell (1957), serta Harland dkk (1966).

6.8.3.1 Definisi

Sebagaimana telah dikemukakan di atas, istilah diamiktit atau parakonglomerat digunakan untuk menamakan batuan yang fenoklasnya tertanam dalam matriks yang sangat halus. Til (dan tilit) merupakan diamiktit yang terbentuk akibat aksi es, sedangkan tiloid adalah diamiktit yang terbentuk akibat proses-proses lain. Ackermann (1951) menamakan endapan yang disebut terakhir ini sebagai Geröllton.

6.8.3.2 Tekstur, Struktur, dan Komposisi Tiloid

Karena merupakan produk beberapa proses yang berbeda-beda, maka tiloid memperlihatkan tekstur, struktur, geometri, dan dimensi yang beragam serta berasosiasi dengan endapan yang juga beragam.

Tiloid yang relatif besar, memiliki penyebaran yang relatif luas, dan memiliki kenampakan yang lebih mengesankan (dan mungkin juga paling sering ditemukan di alam) adalah tiloid yang dihasilkan oleh aliran gravitasi subakuatis. Tiloid daratan yang berkaitan dengan longsoran, solifluction, dsb memiliki penyebaran yang terbatas dan, karena merupakan endapan terestrial, rentan terhadap erosi sedemikian rupa sehingga kemungkinan besar tidak akan terawetkan. Dengan pengecualian untuk para ahli geologi Kuarter, endapan tersebut tidak terlalu penting artinya. Di lain pihak, endapan aliran massa subakuatis sering ditemukan dan memiliki penyebaran yang luas. Banyak diantara endapan yang disebut terakhir ini pernah disalahtafsirkan sebagai endapan glasial.

Batulumpur konglomeratan non-glasial atau tiloid sangat bervariasi, mulai dari kumpulan material kasar yang bersifat khaotik dan tertanam dalam matriks batulumpur hingga batulumpur yang di beberapa bagian mengandung partikel kerakal secara tidak merata. Matriks mungkin merupakan material dominan dalam tiloid, namun mungkin pula merupakan material penyusun yang tidak terlalu banyak. Banyak batulumpur kerikilan yang dicandra oleh Crowell (1957) mengandung matriks 80%, sedangkan proporsi kecur yang tersebar secara tidak merata didalamnya hanya sekitar 20%. Kecur terbesar yang ada dalam batulumpur itu berukuran bongkah.

Pengamatan yang seksama menunjukkan bahwa banyak lapisan bongkah, sebagian diantaranya memiliki ketebalan hingga 50 m atau lebih, merupakan endapan khaotik yang tidak berstruktur. Walau demikian, pada kasus lain, masih terlihat adanya gejala perlapisan yang samar (vestigial bedding). Satu ciri yang penting dari endapan itu adalah adanya bongkah batupasir dan serpih yang berukuran relatif besar, terkontorsi, dan komposisinya mirip dengan batupasir dan serpih yang terletak di bawah endapan batulumpur konglomeratan. Batupasir dan serpih itu memperlihatkan perlapisan yang terpilin dan mirip dengan kail. Gejala seperti itu dinamakan “slump overfold” oleh Crowell (1957). Kerikil yang lebih resisten seringkali terdorong masuk ke dalam bongkah batupasir dan batulumpur. Hal itu mengindikasikan bahwa batupasir dan batulumpur itu masih lunak ketika masuk ke dalam massa endapan yang kemudian dinamakan batulumpur konglomeratan. Selain mengandung “intraklas” yang terkontorsi, batulumpur kerikilan juga mengandung banyak kerakal dan bongkah asing. Hal itu ditafsirkan bahwa aliran yang menghasilkan batulumpur konglomeratan pernah mengalir melalui massa gravel polimik dan kemudian mengambil sebagian komponen gravel tersebut. Dengan demikian, batulumpur konglomeratan itu dapat mengandung senoklas (xenoclast) yang komposisinya bisa bermacam-macam, termasuk granit.

6.8.3.3 Asosiasi Stratigrafi

Tiloid yang terbentuk akibat aliran lumpur subakuatis berasosiasi dengan sedimen bahari, umumnya batupasir turbidit laut-dalam dan serpih. Tiloid muncul sebagai lapisan yang relatif tebal maupun tipis serta sebagai lensa yang menyisip diantara endapan-endapan tersebut. Walau demikian, asosiasi tersebut biasanya tidak mengandung argilit berstratifikasi halus yang mengandung rafted block yang khas untuk endapan glasial.

6.8.3.4 Penyebaran dalam Ruang dan Waktu

Pemerian yang sangat baik untuk batulumpur kerikilan purba yang tidak terbentuk akibat glasial disajikan oleh Crowell (1957), Schermerhorn & Stanton (1963), McBride (1966), serta Dott (1961).

Batulumpur bahari masif yang mengandung kerikil secara tidak merata ditemukan pada beberapa tempat di California, khususnya dalam endapan Jura Atas dan Kapur Bawah. Endapan-endapan tersebut telah dicandra dan dilukiskan dalam makalah klasik tentang batulumpur kerikilan yang disusun oleh Crowell (1957). Apa yang disebut sebagai Squantum “Tillite” di Boston Bay merupakan contoh lain yang sangat baik dari batulumpur kerikilan. Dahulu, endapan tersebut dianggap sebagai endapan glasial (Sayles, 1914), namun kemudian ditafsirkan ulang oleh Dott (1961) sebagai endapan aliran lumpur subakuatis. Squantum beds mengandung beberapa lapisan batulumpur konglomeratan, sebagian diantaranya memiliki ketebalan 10 m atau lebih, mengandung batulumpur 50% atau lebih, serta mengandung intraklas argilit berlapis yang menyudut atau melengkung. Endapan lain yang berasosiasi dengan batulumpur konglometan itu antara lain berupa gravel yang memperlihatkan graded bedding serta graywacke.

Endapan bongkah dari Haymond Formation (Karbon Bawah) di daerah Marathon, Texas, juga sangat terkenal. Bongkah-bongkah dengan diameter lebih dari 30,5 m pernah ditemukan dalam endapan tersebut. Batulumpur bongkah itu pernah menjadi suatu teka-teki (King, 1958). Endapan itu ditafsirkan oleh Baker (1932) sebagai endapan glasial. Penelitian ulang terhadap endapan yang sama oleh McBride (1966) mengindikasikan bahwa endapan tersebut sebenarnya merupakan produk nendatan, aliran lumpur, dan arus turbid. Bongkah-bongkah berukuran besar dianggap terlalu besar untuk dapat diangkut oleh arus turbid. Bongkah-bongkah tersebut ditafsirkan sebagai keratan batuan yang berasal dari gawir sesar sungkup yang ada di bawahlaut (King, 1958).

Endapan Eokambium di West Congo geosyncline mengandung batulumpur kerikilan yang tersebar luas. Dahulu, endapan itu ditafsirkan sebagai endapan glasial. Sekarang, endapan itu ditfasirkan sebagai produk aliran lumpur dan arus turbid bawahlaut (Schermerhorn & Stanton, 1963).

Tiloid lain pernah dilaporkan oleh para ahli, namun hanya sebagian kecil diantaranya saja yang pernah dipelajari secara mendetil. Endapan yang kemungkinan besar merupakan endapan aliran lumpur subakuatis adalah Cow Head Breccia di Newfoundland (Kindle & Whittington, 1958), Wasatch “Tillite” (Condie, 1967), Levis Conglomerate di Quebec (Osbourne, 1956), Gunnison “Tillite” yang berumur Tersier dan tersingkap di Colorado (Van Houten, 1957), serta batulumpur kerikilan dan batu-lumpur bongkah yang berumur Jura atau Kapur di Cape Blance, Oregon (Dott, 1961). Konglomerat karbonat endapan “aliran rombakan” pernah dilaporkan oleh Cook dkk (1972).

6.8.3.5 Asal-Usul Tiloid

Sebagian besar tiloid yang memiliki penyebaran luas merupakan produk pergerakan gravitasi subakuatis. Sebagian tiloid yang penyebarannya relatif terbatas kemungkinan merupakan endapan terestrial. Sebagaimana dikemukakan oleh Dott (1963), ada beberapa tipe pergerakan gravitasi subakuatis: (1) longsoran atau nendatan subakuatis; (2) aliran massa plastis subakuatis; dan (3) aliran fluida kental. Longsoran, nendatan, dan aliran massa plastis menyebabkan terbentuknya tiloid, sedangkan aliran fluida kental akan menghasilkan arus turbid. Dalam longsoran, nendatan, dan aliran massa plastis, sebagian stratifikasi akan terawetkan, meskipun sebagian besar diantaranya terdistorsi. Jika terjadi peningkatan kecepatan dan turbulensi yang berarti, maka massa batuan itu akan kehilangan kohesivitasnya, material penyusunnya akan masuk ke dalam suspensi dan akhirnya mengalir sebagai arus turbid. Sebagian besar batulumpur kerikilan yang tidak terpilah dan merupakan endapan subakuatis merepresentasikan aliran yang melewati limit-limit cair—persentase kritis dari air pori, di atas mana material tidak lagi berlaku sebagai zat padat plastis, melainkan sebagai fluida kental. Tiloid relatif jarang ditemukan dalam rekaman geologi karena, setelah limit cairnya terlampaui, viskositasnya hilang dengan cepat. Jadi, jika aliran plastis terlampaui, maka pembentukan arus turbid tidak terhindarkan lagi dan menyebabkan terjadinya pemilahan dan grading pada kecur.

Hancurnya massa zat padat plastis dan munculnya aliran gravitasi subakuatis dapat terjadi karena kondisi kelebihan beban (overloading), karena posisinya pada lereng yang terlalu curam (oversteeping), gempabumi, serta tekanan hidrolik yang disebab-kan oleh pasut, rembasan (seepage), atau badai.

Nendatan subakuatis dan aliran lumpur subakuatis (subaqueous mud stream) pernah dilaporkan terjadi di Danau Zug, Swiss, serta beberapa fjord di Norwegia (Ackermann, 1951). Sayang sekali, karakter dan struktur endapannya tidak banyak diketahui. Nendatan dan aliran lumpur pada fjord di Norwegia bergerak hingga jarak yang cukup jauh. Jauhnya dan kuatnya aliran Grand Banks (Heezen & Ewing, 1952) memperjelas gagasan bahwa agen-agen itu mampu menghasilkan batulumpur konglomeratan (tiloid). Keberadaan endapan seperti itu, yang dalam beberapa kasus berselingan dengan batuan berbutir halus yang mengandung foraminifera laut-dalam, sebagaimana yang ditemukan di Santa Paula Creek (Crowell, 1957), menunjang tafsiran tersebut di atas.

Sebagian konglomerat, karena sebenarnya kurang tepat untuk disebut batulumpur konglomeratan, juga ditafsirkan terbentuk akibat nendatan subakuatis dan arus turbid. Endapan tersebut tidak terlalu berbeda dari gravel terestrial yang terpilah buruk dan tidak matang, misalnya fanglomerat. Walau demikian, asosiasi endapan tersebut dan hal lain mengindikasikan bahwa proses pengangkutan dan pengendapannya terjadi secara luar biasa. Konglomerat itu berselingan dengan serpih laut, umumnya memperllihatkan grading, serta berasosiasi dengan pasir yang tidak berlapisan silang-siur atau yang mengandung bukti-bukti pengendapan pada perairan dangkal. Konglomerat seperti itu banyak ditemukan dalam endapan Kapur Atas di San Joaquin Valley, California (Briggs, 1953), dalam endapan Plistosen di Ventura Basin, dimana endapan itu diyakini terakumulasi dalam kolom air yang dalamnya tidak kurang dari 1220-1525 m (Natland & Kuenen, 1951), serta dalam Cerro Torro Formation (Kapur) di Patagonian Andes (Scott, 1966). Konglomerat Kapur di Wheeler Gorge, California, dan konglomerat Arkean di Danau Minnitaki, Ontario, kemungkinan juga merupakan endapan yang asal-usulnya mirip dengan konglomerat tersebut di atas.

6.9 DIAGENESIS KONGLOMERAT

Konglomerat, sebagaimana semua batuan sedimen, mengalami perubahan setelah diendapkan. Perubahan yang paling dramatis adalah litifikasi atau pengompakan (induration) yang biasanya terjadi sejalan dengan masuknya semen yang mengikat partikel penyusun konglomerat. Sementasi gravel biasa tidak jauh berbeda dengan sementasi pasir (penjelasan yang lebih mendalam mengenai semen dapat dilihat pada Bab 7). Adalah suatu hal yang sangat menarik untuk dicatat bahwa dalam sebagian gravel yang tersemenkan secara lemah oleh karbonat, proses sementasi dimulai pada sisi bawah kerikil atau kerakal. Jika kerikil atau kerakal itu dicungkil, maka pada tempat yang ditinggalkan oleh kerikil atau kerakal itu akan ditemukan suatu selimut karbonat tipis yang menyelimuti butiran-butiran pasir.

Gravel kemas terbuka tersemenkan oleh drusy crystalline cement, umumnya berupa dogtooth spar. Pada beberapa gravel, karbonat membentuk kerak berlapis pada kerikil. Hubungan seperti itu terutama khas ditemukan dalam gravel yang tersemenkan oleh caliche. Gravel kemas terbuka tidak jarang mengandung selimut lumpur pada kerikil penyusunnya (Cary, 1951). Penyelimutan itu dapat menyebabkan menurunnya permeabilitas gravel.

Batulumpur konglomeratan menjadi terlitifikasi bukan akibat masuknya semen, melainkan akibat rekristalisasi diagenetik atau rekristalisasi metamorfisme derajat rendah pada lumpur serta konversi material tersebut menjadi argilit padat (pembahasan yang lebih mendetil mengenai alterasi ini akan disajikan pada sub bab 8.6).

Perubahan-perubahan diagenetik lain dalam konglomerat melibatkan larutan intrastrata. Larutan itu terkonsentrasi pada kontak antar kerikil. Pada banyak kasus, khususnya dalam konglomerat batugamping, ada interpenetrasi timbal-balik stilolitik antar kerikil (Bastin, 1940). Batas-batas stilolitik seperti itu juga diketahui ada dalam konglomerat kuarsa, terutama konglomerat yang disusun oleh kerikil jaspis dan rijang. Pada waktu terjadinya pelarutan pada kontak antar kerikil, terbentuk lekukan, ke dalam lekukan mana kerikil yang kurang mudah larut akan menembus kerikil lain yang lebih mudah larut (Kuenen, 1942).

Tekanan-tekanan mekanis menyebabkan terjadinya deformasi kerikil, meskipun konglomerat itu sendiri yang tidak ter-deformasi. Sebagian kerikil, bahkan kerikil yang berupa kuarsa atau kuarsit, memperlihatkan retakan atau sesar mikro. Sesar mikro itu tampak sebagai pergeseran kecil berbentuk tangga pada permukaan kerikil. Sesar mikro dan retakan itu biasanya merupakan struktur terbuka sedemikian rupa sehingga kerikil itu masih tetap merupakan benda koheren.

6.10 KONGLOMERAT INTRAFORMASIONAL

Konglomerat atau breksi intraformasional adalah rudit yang terbentuk oleh fragmentasi formasi tua yang berlangsung pada waktu yang lebih kurang bersamaan dengan pengendapan-ulang formasi tersebut (Walcott, 1894; Field, 1916). Fragmentasi dan pengendapan-ulang seperti itu hanya merupakan sebuah episode singkat dalam pengendapan formasi dan dalam beberapa kasus semuanya berlangsung di bawah kolom air. Debris selalu memiliki asal-usul yang sangat lokal, mengalami sangat sedikit pengangkutan (bahkan mungkin tidak mengalami pengangkutan sama sekali), dan hanya sedikit terusakkan. Meskipun banyak breksi, misalnya reef talus breccia, dapat dianggap sebagai endapan intraformational, namun breksi itu tidak dinamakan intraformational breccia. Intraformational breccia umumnya terbatas pada satu satuan sedimentasi, biasanya suatu lapisan tipis yang tebalnya beberapa centimeter hingga sekitar 1 meter. Intraformational breccia dapat memiliki penyebaran yang relatif luas serta dapat ditelusuri keberadaannya sepanjang beberapa kilometer atau lebih, namun kebanyakan diantaranya mungkin memiliki penyebaran yang sangat terbatas.

Istilah intraklas (intraclast) diperkenalkan oleh Folk (1959, h. 4) untuk menamakan “fragmen-fragmen seumur, biasanya sedimen karbonat yang terkonsolidasi lemah serta telah tererosi dari bagian-bagian dasar laut yang relatif berdekatan dengan tempat pengendapannya, kemudian diendapkan kembali sebagai suatu sedimen baru.” Meskipun umumnya diterapkan pada sedimen bahari karbonatan, namun fragmen serpih dalam batupasir juga pantas untuk disebut intraklas. Dengan demikian, seseorang dapat mengatakan bahwa kerikil dalam konglomerat intraformasional, apapun komposisi dan asal-usulnya, merupa-kan intraklas.

Intraklas merupakan produk dari beberapa proses yang berbeda. Sebagian besar intraklas terbentuk akibat pendangkalan dan kadang-kadang penyingkapan, kemudian diikuti oleh pembentukan lekang kerut. Penutupan kembali material yang telah terlekang-kerutkan itu oleh massa air menyebabkan terganggunya fragmen yang merupakan pecahan hasil lekang kerut, kemudian sedikit tergeserkan dan diendapkan bersama-sama sebagai suatu lapisan flat pebble conglomerate yang tipis. Pada beberapa kasus, fragmentasi dinisbahkan pada longsoran atau nendatan (Potter, 1957). Penyebaran zona breksiasi dapat ditelusuri hingga sampai pada strata yang terlipat tajam dan terkontorsi kuat. Desiccation conglomerate, di lain pihak, tidak memperlihatkan hubungan seperti itu dengan deformasi seumur. Sebagai gantinya, desiccation conglomerate berasosiasi dengan zona lekang kerut dan gejala-gejala pesisir lainnya.

Ada dua tipe intraformational conglomerate yang paling sering ditemukan. Pertama, konglomerat dalam batugamping dan dolomit, khususnya konglomerat dan dolomit pasiran dan oolitik. Fragmen atau intraklas dari konglomerat atau breksi itu umumnya merupakan potongan batugamping (atau dolomit) berukuran kecil serta terkungkung dalam matriks batugamping, batugamping pasiran, dolomit, atau dolomit pasiran. Breksi yang dinamakan sebagai rudit intraklastik (intraclastic rudite) oleh Folk (1959) itu mengandung kerikil berbentuk cakram pipih dan membundar baik yang terbentuk akibat erosi sedimen karbonat yang belum terkonsolidasi sepenuhnya. Fragmen-fragmen itu dapat merupakan setiap jenis batugamping atau dolomit, namun menurut pengalaman Pettijohn, fragmen-fragmen itu umumnya berbutir halus dan mikritik. Dalam konglomerat kasar, fragmen tertanam dalam matriks pasir karbonat, umumnya oolitik, dan umumnya mengandung partikel kuarsa yang membundar. Konglomerat seperti itu mungkin merupakan produk lekang kerut dan indurasi lumpur gamping, namun dapat pula merupakan produk fragmentasi subakuatis dan pengangkutan oleh arus turbid. Konglomerat yang paling sering ditemukan adalah konglomerat yang merupakan produk lekang kerut dan indurasi. Konglomerat itu biasanya berasosiasi dengan lapisan lekang kerut dan gejala pesisir lain, terutama stromatolit, serta cenderung memiliki matriks pasiran. Konglomerat yang merupakan produk fragmentasi subakuatis dan pengangkutan oleh arus turbid tidak memiliki kaitan apapun dengan pesisir; konglomerat itu memiliki matriks lumpur dan berasosiasi dengan graded bed atau gejala arus turbid lainnya. Kerikil pipih dalam beberapa konglomerat batugamping berdiri pada sisi paling pendek dan terbandelakan untuk membentuk apa yang disebut sebagai edgewise conglomerate. Struktur seperti itu jelas muncul karena kerikil penyusun konglomerat itu bentuknya memanjang dan karena terjadinya agitasi yang relatif kuat oleh gelombang dan arus.

Tipe konglomerat intraformational yang sering ditemukan adalah shale pebble conglomerate atau shale pebble breccia. Dalam konglomerat atau breksi ini, intraklasnya berupa fragmen serpih yang tipis dan berbentuk batang serta tertanam dalam matriks pasiran. Flat-pebble conglomerate seperti itu sering ditemukan dalam endapan yang disusun oleh perselingan lapisan serpih dan batupasir. Shale-pebble conglomerate umumnya ditemukan di bagian dasar lapisan pasiran. Fragmen-fragmen itu sendiri dapat berupa lemping atau potongan serpih yang jumlahnya tidak terlalu banyak dan tersebar, atau jumlahnya relatif banyak, memiliki panjang beberapa centimeter, dan tersebar secara terbatas pada 5 atau 10 cm terbawah dari lapisan batupasir. Jika muncul dalam paket redbed, sebagaimana yang sering terjadi, maka fragmen-fragmen itu mungkin merupakan desiccation fragment. Jika ditemukan dalam paket perselingan graywacke-serpih, maka fragmen-fragmen itu kemungkinan merupakan produk fragmentasi subakuatis (“rip-up clasts” yang dihasilkan oleh arus turbid).

Intraformational conglomerate kadang-kadang dapat tertukar dengan breksi lipatan (fold breccia) yang terbentuk akibat tektonik atau dengan interformational conglomerate yang sebagian besar atau seluruhnya disusun oleh fragmen batugamping.

Pendeknya, dapat dikatakan bahwa intraformational conglomerate, meskipun sering ditemukan, bukan merupakan indikator penghentian sedimentasi yang besar. Batuan itu dicirikan oleh ketipisannya, disusun oleh kerikil pipih yang memperlihatkan edgewise arrangement, memiliki intraklas yang komposisinya terbatas (hanya serpih atau batugamping), berasosiasi dengan lapisan lekang kerut atau dengan lipatan subakuatis dan graded bed. Intraformational conglomerate yang terbentuk akibat nendatan subakuatis dan arus turbid sangat penting karena, meskipun sangat tipis, endapan itu dapat memiliki penyebaran yang luas serta dapat berperan sebagai penunjuk waktu (time marker) yang sangat baik. Perlu diketahui bahwa peristiwa yang menghasilkan breksi seperti itu hanya berlangsung beberapa jam saja.

Berikut akan dikemukakan beberapa contoh intraformational conglomerate dan intraformational breccia yang ditemukan dalam rekaman batuan. Konglomerat dan breksi itu ditemukan dalam batugamping dan dolomit Paleozoikum paling bawah di daerah Appalachia. Gejala lekang kerut dan flat-pebble limestone conglomerate yang dikenal luas ditemukan di Bellefonte, Pennsylvania (Walcott, 1894). Konglomerat dengan karakter dan asal-usul yang mirip ditemukan dalam Conococheaque (Kambrium Atas) di Maryland. Pada bagian puncak Gros Ventre dan di bawah bagian dasar Formasi Gallitan (Kambrium), bagian tengah Wyoming, kita dapat menemukan contoh yang sangat baik dari flat-pebble conglomerate. Flat-pebble conglomerate dari Muav Limestone (Kambrium) di daerah Grand Canyon membentuk suatu lapisan tipis yang dapat ditelusuri keberadaannya sejauh 97 km pada arah yang lebih kurang tegak lurus terhadap garis pantai purba (McKee, 1945). Endapan yang disebut terakhir ini ditafsirkan sebagai produk fragmentasi subakuatis, bukan produk fragmentasi terestrial.

Batupasir yang mengandung kecur serpih banyak ditemukan dalam rekaman batuan, terutama dalam paket endapan menghalus ke atas yang terbentuk pada lingkungan sungai. Kerikil serpih merah ditemukan dalam batupasir Juniata (Ordovisium) di bagian tengah Pennsylvania, dalam batupasir Catskill (Devon), dan dalam batupasir Mauch Chunk (Karbon Bawah) di bagian tengah Pennsylvania. Semua endapan itu merupakan fasies fluvial.

“Breksi sabak” (“slate breccia”) Prakambrium yang tipis namun memiliki penyebaran luas dan berperan sebagai lapisan penunjuk di daerah Iron River-Crystal Fall, Michigan, disusun oleh fragmen-fragmen sabak yang kecil dan tersebar secara tidak merata serta tertanam dalam matriks batulumpur piritik yang padat. Di banyak tempat, breksi sabak itu memiliki ketebalan kurang dari 3 meter. Breksi sabak itu ditafsirkan sebagai endapan arus turbid atau endapan nendatan subakuatis yang bersifat katastrofis (James dkk, 1968).

6.11 BREKSI

“Breksi” (“breccia”) merupakan sebuah istilah generik dan diterapkan pada berbagai jenis batuan yang disusun oleh fragmen-fragmen menyudut. Modus agregasi bukan merupakan faktor yang membatasi pemakaian istilah breksi pada suatu batuan. Walau demikian, sebuah kata atau frasa dapat ditambahkan pada kata “breksi” untuk menyatakan modus agregasinya. Istilah breksi terasa bermanfaat karena definisinya yang longgar. Adanya definisi yang demikian longgar merupakan salah satu ciri dari ilmu yang belum matang. Breksi merupakan sebuah istilah yang sarat beban sedemikian rupa sehingga akhirnya justru tidak informatif. Secara umum, istilah breksi telah digunakan dalam pengertian yang kurang cermat. Istilah itu telah menjadi “keranjang sampah” dan digunakan untuk menamakan batuan yang asal-usulnya beragam. Penggolongan breksi telah dikaji oleh Norton (1917) dan Reynolds (1928).

Dalam buku ini kita akan membedakan breksi non-sedimenter, yakni rudit yang disusun oleh komponen menyudut yang terbentuk oleh proses-proses pasca pengendapan, dengan synsedimentary breccia, yakni batuan yang disusun oleh fragmen-fragmen yang berkaitan dan seumur dengan proses sedimentasi. Kita akan menggunakan istilah sharpstone conglomerate untuk menamakan batuan yang disebut terakhir, sedangkan istilah breksi hanya akan diterapkan pada breksi non-sedimenter.

Breksi non-sedimenter (breksi dalam pengertian terbatas) merupakan kelompok batuan yang asal-usul dan bentuknya sangat beragam. Berdasarkan asal-usulnya, breksi dapat dibedakan menjadi tiga kategori utama: (1) breksi kataklastik (cataclastic breccia); (2) breksi piroklastik (pyroclastic breccia); dan (3) breksi tumbukan (impact breccia). Breksi kataklastik, atau breksi autoklastik, adalah breksi yang proses fragmentasinya disebabkan oleh pergerakan suatu massa batuan terhadap massa batuan lain. Stress yang terlibat dalam pembentukan breksi kataklastik dapat berupa gravitational stress maupun tectonic stress. Dalam banyak kasus, pergerakan material itu relatif terbatas, dengan sedikit komponen pergerakan lateral, bahkan mungkin tidak ada pergerakan lateral sama sekali. Breksi piroklastik adalah breksi yang terbentuk oleh vulkanisme eksplosif. Breksi tumbukan (yang disebut juga fallback breccia) merupakan produk tumbukan meteor dan shattering.

6.11.1 Breksi Kataklastik

Dalam batuan kataklastik (atau apa yang disebut sebagai batuan autoklastik oleh Grabau, 1904), fragmentasi terjadi akibat pergerakan massa batuan berukuran besar terhadap massa batuan lain. Material yang terletak diantara dua massa batuan itu tergerus. Pergerakan yang terjadi pada suatu bidang sesar dapat menyebabkan terbentuknya breksi sesar (fault breccia) dan fault gouge. Jika sesarnya merupakan overthrust sheet, maka endapan yang dihasilkannya akan berupa suatu selimut tipis yang terletak di bagian bawah overthrust itu. Sebagaimana til yang terletak di bawah ice sheet, endapan itu dapat dianggap sebagai suatu morena (moraine), meskipun sudah barang tentu bukan morena glasial (glacial moraine), melainkan morena tektonik (tectonic moraine).

Breksi yang biasa dianggap termasuk ke dalam kategori breksi kataklastik adalah breksi lipatan (fold breccia), breksi sesar (fault breccia), dan konglomerat gerusan (crush conglomerate). Breksi sesar dicirikan oleh hubungan yang saling memotong antar komponen penyusunnya serta oleh kehadiran fault gouge. Bongkah-bongkah yang menghitam dan mengandung slicken side serta material serpihan yang mengandung ciri-ciri yang sama membuktikan terjadinya shearing yang biasanya berperan sebagai penciri endapan ini. Morena atau bongkah tektonik serta material sejenis yang ada di bagian dasar suatu massa overthrust lebih mudah tertukar dengan endapan rudit biasa apabila memiliki hubungan konkordan secara lokal terhadap strata lain yang berasosiasi dengannya.

Apa yang lebih sering ditemukan adalah breksi lipatan yang terbentuk akibat perlipatan tajam (sharp folding) lapisan-lapisan getas dan tipis yang terletak diantara lapisan-lapisan plastis yang inkompeten. Perselingan rijang dan serpih kemungkinan besar akan menghasilkan breksi lipatan ketika terlipat tajam. Breksi lipatan memiliki penyebaran yang terbatas, yakni hanya pada strata yang terlipat tajam, serta kemungkinan besar akan menerus pada lapisan-lapisan yang utuh.

Konglomerat gerus dihasilkan oleh deformasi batuan getas yang terkekarkan secara rapat. Rotasi bongkah yang terkekar-kan, serta granulasi (granulation) dan penggerusan (crushing), dapat menghasilkan batuan yang mirip dengan konglomerat biasa. Fragmen berbentuk jajaran genjang, kemiripan komposisi fragmen dan matriks, serta keterbatasan komposisi fragmen dan matriks (umumnya pada satu tipe batuan yang sama) merupakan ciri khas dari batuan ini. Konglomerat gerus kemungkinan besar tertukar dengan konglomerat alas yang telah mengalami rekomposisi dan terdeformasi setelah diendapkan.

6.11.2 Breksi Longsoran dan Breksi Nendatan

Sebagian breksi terbentuk akibat gerakan tanah yang dipicu oleh gravitational stress sederhana. Breksi longsoran (landslide breccia) dan breksi nendatan (slump breccia) itu sebagian terbentuk di daratan dan sebagian lain terbentuk di bawah kolom air. Breksi itu umumnya memiliki penyebaran yang sangat terbatas dan secara kuantitatif tidak terlalu penting. Nendatan subakuatis menghasilkan slump fold dan breksi nendatan. Hal ini telah dibahas pada Bab 4. Nendatan dan longsoran, baik yang ada di daratan maupun di bawah kolom air, apabila mendapatkan tambahan air, dapat berubah menjadi aliran lumpur (mudflow). Pada lingkungan akuatis, nendatan dan longsoran yang mendapatkan tambahan air dapat berubah menjadi mudstream dan arus turbid. Endapan yang dihasilkannya berupa tiloid, yakni suatu spesies batulumpur konglomeratan yang telah dibahas di atas.

Longsoran berkaitan dengan lereng, struktur, dan litologi, terutama spesies mineral lempung tertentu yang ketika terbasah-kan dapat berperan sebagai pelumas yang membantu pergerakan massa tanah yang terletak diatasnya. Geologi longsoran dan fenomena lain yang berkaitan dengannya telah dibahas oleh Sharpe (1938).

Meskipun breksi longsoran merupakan endapan minor, namun keberadaannya pernah ditemukan dalam rekaman geologi, misalnya saja dalam endapan Kambrium di Grand Canyon (Sharp, 1940).

6.11.3 Breksi Runtuhan dan Breksi Larutan

Sebagian breksi berkaitan dengan pergerakan tanah akibat hilangnya material yang terletak dibawahnya karena terlarutkan. Hal itu secara khusus berkaitan dengan pelarutan lapisan garam dan longsoran strata yang menindihnya, terutama batu-gamping. Breksi seperti itu memiliki posisi yang luas dan tetap dalam stratigrafi serta umumnya digantikan oleh lapisan garam jauh di dalam bumi.

Breksi runtuhan memiliki ketebalan yang bervariasi, mulai dari beberapa centimeter hingga 10 meter atau lebih. Breksi runtuhan terdiri dari fragmen-fragmen menyudut yang umumnya berbentuk tabuler serta bongkah-bongkah batugamping dengan ukuran yang bervariasi. Kontak bawah dari lapisan breksi itu tajam; kontak atasnya tidak terlalu tajam. Breksi itu umumnya memiliki matriks yang berbutir halus sedemikian rupa sehingga perbedaan antara matriks dengan fragmen menjadi jelas. Pada kasus lain, breksi itu tersemenkan oleh coarse drusy calcite atau oleh tufa berstruktur sarang lebah (comb-structure tufa). Sebagian breksi larutan mengalasi lubang-lubang yang terisi oleh sedimen halus. Kriteria untuk membedakan breksi larutan (solution breccia) dari breksi batugamping (limestone breccia) atau breksi yang asal-usulnya berbeda telah disajikan oleh Blount & Moore (1969).

Breksi larutan pernah ditemukan dalam endapan Karbon Awal di baratdaya Montana (Middleton, 1961), dalam Kelompok Windsor (Karbon Awal) di Nova Scotia (Clifton, 1967), dalam Upper Glen Rose (Kapur) di bagian tengah Texas, dalam St. Louis Limestone (Karbon Awal) di dekat Alton, Illinois (Morse, 1916), serta dalam batugamping Silur di daerah Mackinac, Michigan (Landes & Ehlers, 1945).

Pelarutan batugamping yang terletak di bawah batupasir dan serpih menyebabkan terbentuknya struktur cekungan (basinal structure), suatu kategori struktur sinkhole yang berperan sebagai tempat pengendapan strata yang terletak diatasnya. Pergerakan ke bawah, ke dalam lekukan yang sedang tumbuh, menyebabkan terjadinya deformasi, breksiasi, dan pembentukan slicken side. Lekukan-lekukan yang terisi itu, sebagian diantaranya memiliki lebar dan kedalaman puluhan meter, pernah ditemukan di bagian utara Illinois (Bretz, 1940) dan Missouri (Bretz, 1950).

6.11.4 Breksi Piroklastik

Endapan piroklastik berbutir kasar mencakup breksi vulkanik (volcanic breccia), suatu endapan yang disusun oleh bongkah-bongkah yang pernah diendapkan sebelumnya. Breksi vulkanik berbeda dari aglomerat (agglomerate), yakni endapan yang disusun oleh bom atau lava yang mengalami pemadatan di udara (Wentworth & Williams, 1932).

Breksi vulkanik termasuk ke dalam kategori sedimen vulkaniklastik. Karena itu, endapan tersebut akan dibahas lebih jauh pada Bab 9.

6.11.5 Breksi Tumbukan atau Fallback Breccia

Baru-baru ini, mungkin sebagai hasil samping dari eksplorasi bulan, para ahli geologi menujukan perhatian mereka pada tumbukan meteor (meteoric impact). Meskipun beberapa kawah tumbukan (impact crater) yang ada di permukaan bumi telah diketahui sejak lama, namun baru-baru ini saja diketahui bahwa kawah itu berasosiasi dengan material “fallback” dan “base surge”. Pada kebanyakan kasus, material itu mengisi dan berasosiasi erat dengan kawah. Penelaahan khusus diberikan pada efek-efek shock metamorphism (French & Short, 1968), terutama pembentukan coesite dan efek kejutan (shock) terhadap kuarsa (Chao, 1967).

Meskipun kawah tumbukan meteor dan material yang berasosiasi dengannya sangat rentan terhadap penghancuran oleh proses-proses permukaan dan, oleh karena itu, kemungkinan besar tidak terawetkan dalam rekaman batuan, namun sebagian endapan purba telah ditafsirkan sebagai produk tumbukan meteor. Salah satu contoh yang paling jelas adalah Onaping “Tuff” (Prakambrium) yang sebelumnya ditafsirkan sebagai ignimbrit (Williams, 1957). Baru-baru ini, endapan itu dianggap sebagai fallback material (French, 1967, 1968) yang berkaitan dengan tumbukan meteor. Shatter cone di bagian dasar kuarsit dan gejala lain yang dinisbahkan pada shock metamorphism dalam breksi itu sendiri mendukung tafsiran yang disebut terakhir itu.

6.12 KONGLOMERAT SEMU DAN BREKSI SEMU

Beberapa batuan mirip dengan konglomerat dan batuan seperti itu mungkin ditafsirkan secara keliru oleh orang-orang yang kurang berpengalaman. Bahkan, jika termetamorfosis, batuan seperti itu dapat mengecoh orang-orang yang telah ber-pengalaman.

Diabas dan batuan lain yang berkaitan dengannya dapat terlapukkan secara in situ untuk menghasilkan boulder of exfoliation yang membundar dan berukuran besar. Jika masih berada di tempat pembentukannya serta terkungkung oleh produk pelapukan yang berukuran lempung, bongkah itu dapat memperlihatkan kenampakan luar yang mirip dengan konglomerat bongkah. Walau demikian, pengamatan yang seksama akan dapat menyingkapkan tabir yang menyesatkan itu. Di bawah exfoliation shells konsentris dari “bongkah” seperti itu kita akan dapat menemukan batuan yang masih segar dan keras.

Batupasir yang banyak mengandung benda konkresioner membundar juga dapat memperlihatkan kenampakan seperti konglomerat. Komposisi benda konkresioner itu, umumnya gampingan, dan fakta bahwa dalam banyak kasus laminasi dari batuan samping melewati benda konkresioner itu mengindikasikan bahwa benda itu merupakan gejala sekunder dan bukan merupakan detritus.

Sebagian batugamping juga disusun oleh “bola ganggang” (“algal ball”), yakni onkolit berukuran kerikil dan berstruktur konsentris. Benda itu mirip dengan kerikil yang membundar baik. Sebagian diantaranya memang terbentuk di sekeliling kerikil. Berbeda dengan konkresi, bola ganggang merupakan komponen primer dari batuan. Bahwa benda itu bukan merupakan detritus dapat dengan mudah diditeksi ketika benda itu dipecahkan dan bagian dalamnya memperlihatkan struktur pertumbuhan (growth structure).

Sebagaimana telah dikemukakan pada bagian sebelumnya, shearing pada batuan getas yang terkekarkan secara ketat dapat menyebabkan terjadinya pembundaran pada bongkah-bongkah yang terkekarkan dan menghasilkan matriks yang mirip dengan fault gouge dan “konglomerat tektonik” (“tectonic conglomerate”) yang dapat dengan mudah untuk tertukar dengan konglomerat sedimenter.

Proses-proses diagenetik tertentu dapat menghasilkan breksi semu (pseudobreccia) dalam batugamping tertentu. Hal itu telah dijelaskan oleh Bathurst (1959)., Royer (1938), dan Wallace (1913).

RUJUKAN

Ackermann, E. 1951. Geröllton. Geol. Rundsch. 39:237-239.

Arbey, F. 1968. Structures et dépôts glaciaires dans l’Ordovicien terminal des chaines d’Ougarta (Sahara algérien). Acad. Sci., C. R., Ser. D., 266:76-78.

Baird, DM. 1960. Observations on the nature and origin of the Cow Head Breccias of Newfoundland. Geol. Surv. Canada, Paper 60-3. 26 h.

Baker, CL. 1932. Erratics and arkoses in the Middle Pennsylvanian Haymond Formation of the Marathon area, Trans-Pecos, Texas. Jour. Geol. 40:577-607.

Barrell, J. 1925. Marine and terrestrial conglomerates. Bull. GSA 36:279-341.

Bastin, ES. 1940. Discussion: A note on pressure stylolites. Jour. Geol. 48:214-216.

Bathurst, RGC. 1959. Diagenesis in Mississippian calcilutes and pseudobreccias. Jour. Sed. Petr. 29:365-376.

Bell, RT. 1970. The Hurwitz Group, a prototype for deposition on metastable cratons. Dalam: AJ Baer (ed.) Basins and Geosynclines of the Canadian Shields. Geol. Surv. Canada, Paper 70-40. Hlm. 159-168.

Blackwelder, E. 1931. Pleistocene glaciation in the Sierra Nevada and Basin Ranges. Bull. GSA 42:865-922.

Blackwelder, E. 1932. An ancient glacial formation in Utah. Jour. Geol. 40:289-304.

Blenk, M. 1960. Ein Beitrag zur morphometrischen Schotteranalyse. Zeitschr. Geomorph. 4:202-242.

Blissenbach, E. 1952. Relation of surface angle distribution to particle size distribution on alluvial fans. Jour. Sed. Petr. 22:25-27.

Blissenbach, E. 1954. Geology of alluvial fans in semi-arid regions. Bull. GSA 65:175-190.

Blissenbach, E. 1957. Die jungtertiäre Grobschotterschüttung in Osten des bayerischen Molassetroges. Beih. Geol. Jahrb. 26:9-48.

Blount, DN dan CH Moore, Jr. 1969. Depositional and non-depositional carbonate breccias, Chiantla Quadrangle, Guatemala. Bull. GSA 80:429-442.

Bluck, BJ. 1964. Sedimentation of an alluvial fan in southern Nevada. Jour. Sed. Petr. 34:395-400.

Bluck, BJ. 1965. The sedimentary history of some Triassic conglomerates in the Vale of Glamorgan, South Wales. Sedimentology 4:225-245.

Bluck, BJ. 1967. Sedimentation of beach gravels: Examples from South Wales. Jour. Sed. Petr. 37:128-156.

Boggs, S, Jr. 1969. Relationship of size and composition in pebble counts. Jour. Sed. Petr. 39:1243-1247.

Boutcher, SMA, AS Edhorn, dan WW Moorhouse. 1966. Archean conglomerates and lithic sandstones of Lake Temiskaming, Ontario. Proc. Geol. Assoc. Canada 17:21-42.

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

Bretz, JH. 1940. Solution cavities in the Joliet Limestone of northeastern Illinois. Jour. Geol. 48:337-384.

Bretz, JH. 1950. Origin of filled sink-structures and circle deposits of Missouri. Bull. GSA 61:789-834.

Briggs, LL, Jr. 1953. Upper Cretaceous sandstones of Diablo Range, California. Univ. California Publ. Geol. Sci. 29:417-452.

Browne, WR. 1940. Late Proterozoic (?) glaciation in Australia. 17th Int. Geol. Congr. 6:57-63.

Bull, WB. 1964. Alluvial fans and near-surface subsidence in western Fresno County, California. USGS Prof. Paper 437-A. 71 h.

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

Caldenius, C. 1938. Carboniferous varves, measured at Paterson, N.S.W. Geol. Fören. Stockholm Förh. 6:349-364.

Carey, SW dan N Ahmad. 1961. Glacial marine sedimentation. Dalam: GO Raasch (ed.) The Geology of the Arctic. Toronto: Toronto Univ. Press. vol. 2. hlm. 865-894.

Carozzi, A. 1956. An intraformational conglomerate by mixed sedimentation in the Upper Cretaceous of the Roc-de-Chère, autochthonous chains of High Savoy, France. Jour. Sed. Petr. 26:253-257.

Cary, AS. 1951. Origin and significance of openwork gravel. Trans. ASCE 116:1296-1308.

Cayeux, L. 1929. Les Roches Sédimentaires de France: Roches Siliceuses. Paris: Imprimerie Nationale. 774 h.

Chao, ECT. 1967. Shock effects in certain rock-forming minerals. Science 156:192-202.

Chase, GW. 1954. Permian conglomerate around Wichita Mountains, Oklahoma. Bull. AAPG 38:2028-2035.

Clifton, HE. 1963. The Pembroke Breccia of Nova Scotia. Disertasi Ph.D. Johns Hopkins Univ. 209 h.

Clifton, HE. 1967. Solution-collapse and cavity filling in Windsor Group, Nova Scotia, Canada. Bull. GSA 78:819-832.

Coleman, AP. 1908. The Lower Huronian ice age. Jour. Geol. 16:149-158.

Coleman, AP. 1926. Ice Ages: Recent and Ancient. New York: Macmillan. 296 h.

Collins, WH. 1925. North shore of Lake Huron. Geol. Surv. Canada Mem. 143. 160 h.

Condie, KC. 1967. Petrology of the Late Precambrian tillite (?) association in northern Utah. Bull. GSA 78:1317-1344.

Conkling, H, R Eckis, dan PJK Gross. 1934. Ground water storage capacity of valley fill. Bull. California Div. Water Resources 45.

Cook, HE, PN McDaniel, EW Mountjoy, dan LC Pray. 1972. Allochthonous carbonate debris flows at Devonian bank (“reef”) margins, Alberta, Vanada. Bull. Canadian Petrol. Geol. 20:439-497.

Crowell, JC. 1957. Origin of pebbly mudstones. Bull. GSA 68:993-1010.

Crowell, JC. 1971. Late Paleozoic glaciation of Australia. Jour. Geol. Soc. Australia 17:115-155.

Crowell, JC. 1972. Late Paleozoic glaciation. Part V. Karroo Basin, South Africa. Bull. GSA 83:2887-2917.

Crowell, JC dan LA Frakes. 1970. Phanerozoic glaciation and the cause of ice ages. Amer. Jour. Sci. 268:193-224.

Dal Cin, R. 1967. Le ghiaie de Piave. Mem. Mus. Tridedntino Sci. Nat. 16:3-112.

Daubrée, A. 1879. Etudes Synthetiques de Géologie Expérimentale. Paris: Dunod. 828 h.

David, TWE. 1907. Glaciation in Lower Cambrian, possibly in Pre-Cambrian time. C. R. Congr. Geol. Int. 10, Mexico, 1906. Vol. 1. Hlm. 271-274.

Denny, CS. 1965. Alluvial fans in the Death Valley region, California and Nevada. USGS Prof. Paper 466. 62 h.

Donaldson, JA dan GD Jackson. 1965. Archaean sedimentary rocks of North Spirit Lake area, northwestern Ontario. Canad. Jour. Earth Sci. 2:622-647.

Dott, RH, Jr. 1961. Squantum “tillite,” Massachusetts—Evidence of glaciation or subaqueous movements? Bull. GSA 72:1289-1306.

Dott, RH, Jr. 1963. Dynamics of subaqueous gravity depositional processes. Bull. AAPG 47:104-128.

Dreimanis, A. 1959. Rapid microscopic fabric studies in drill-cres and hand specimens of till and tillite. Jour. Sed. Petr. 29:459-463.

Du Toit, AL. 1921. The Carboniferous glaciation of South Africa. Trans. Geol. Soc. South Africa 24:188-277.

Du Toit, AL. 1954. The Geology of South Africa. edisi-3. Edinburgh: Oliver and Boyd. 625 h.

Emery, KO. 1955. Grain size of marine beach gravels. Jour. Geol. 63:39-49.

Erdmann, E. 1879. Bidrag till Känn edomen on rull stenars bildande. Geol. Fören. Stockholm Förh. 4:407.

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

Field, RM. 1916. A preliminary paper on the origin and classification of intraformational conglomerates and breccias. Ottawa Naturalist 30:29-36, 47-52, 58-66.

Fisher, RV. 1960. Classification of volcanic breccia. Bull. GSA 71:973-982.

Fisher, RV and JM Mattinson. 1968. Wheeler Gorge turbidite-conglomerate series, California, inverse grading. Jour. Sed. Petr. 38:1013-1023.

Flint, RF. 1971. Glacial and Quaternary Geology. New York: Wiley. 892 h.

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

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

Folk, RL. 1954. The distinction between grain size and mineral composition in sedimentary rock nomenclature. Jour. Geol. 62:344-359.

Folk, RL. 1959. Practical petrographic classification of limestones. Bull. AAPG 43:1-38.

Frakes, LA dan JC Crowell. 1967. Facies and paleogeography of Late Paleozoic Lafonian diamictite, Falkland Islands. Bull. GSA 78:37-58.

Frakes, LA dan JC Crowell. 1968. Late Paleozoic glacial geography of Antarctica. Earth and Planet. Sci. Lett. 4:253-256.

Frakes, LA dan JC Crowell. 1969. Late Paleozoic glaciation: I. South America. Bull. GSA 80:1007-1042.

Frarey, MJ dan SM Roscoe. 1970. The Huronian Supergroup of Lake Huron. Dalam: AJ Baer (ed.) Basins and Geosynclines of the Canadian Shield. Geol. Surv. Canada, Paper 70-40. Hlm. 143-158.

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

French, BM. 1967. Sudbury structure, Ontario: Some petrographic evidence for origin by meteoric impact. Science 156:1094-1098.

French, BM. 1968. Sudbury structure, Ontariio: Some petrographic evidence for an origin by meteoric impact. Dalam: BM French dan NM Short (ed.) Shock Metamorphism of Natural Materials. Baltimore: Mono Book. Hlm. 383-412.

BM French dan NM Short (ed.) Shock Metamorphism of Natural Materials. Baltimore: Mono Book. 644 h.

Füchtbauer, H. 1967. Die Sandsteine in der Molasse nördlich der Alpen. Geol. Rundsch. 56:266-300.

Garner, HF. 1959. Stratigraphic-sedimentary significance of contemporary climate and relief in four regions of the Andes Mountains. Bull. GSA 70:1327-1368.

Gary, M, R McAfee, Jr., dan CL Wolf (ed.) 1972. Glossary of Geology. Washington: American Geological Institute. 805 h.

Gasser, U. 1966. Sedimentologische Untersuchungen in der äusseren Zone der subalpinen Molasse des Entlebuchs (Kt. Luzern). Eclogae Géol. Helv. 59:724-772.

Geikie, J. 1874. The Great Ice Age. edisi-2. Englewood Cliffs: Prentice-Hall. 545 h.

Göbler, K dan R Klaus-Joachim. 1968. Entstehung und Merkmale de Olisthostrome. Geol. Rundsch. 57:484-514.

Goldthwait, RP. 1971. Till: A Symposium. Columbus: Ohio State Univ. Press. 402 h.

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

Grabau, AW. 1913. Principles of Stratigraphy. New York: Dover. 1185 h.

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

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

Gubler, Y, D Bugnicourt, J Faber, B Kubler, dan R Nyssen. 1966. Essai de Nomenclature et Caractèrisation des Principales Structures Sédimentaires. Paris: Edisions Technip. 291 h.

Hälbich, IW. 1962. On the morphology of the Dwyka Series in the vicinity of Loeriesfontein, Cape Province. Univ. Stellenbosch. Ser. A. Vol. 37. No. 2.

Ham, WE. 1954. Collongs Ranch Conglomerate, Late Pennsylvanian, in the Arbuckle Mountains, Oklahoma. Bull. AAPG 38:2035.

Hardy, RM dan RF Legget. 1960. Boulder in varved clay at Steep Rock Lake, Ontario, Canada. Bull. GSA 71:93-94.

Harland, WB. 1965. Critical evidence for a great infra-Cambrian glaciation. Geol. Rundsch. 54:45-61.

Harland, WB, KN Herod, dan DH Krinsley. 1966. The definition and identification of tills and tillites. Earth-Sci. Rev. 2:225-256.

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

Hatch, FH, RH Rastall, JT Greensmith. 1971. Petrology of the Sedimentary Rocks. New York: Hafner. 502 h.

Heezen, BC dan M Ewing. 1952. Turbidity currents and submarine slumps and the 1929 Grand Banks earthquake. Amer. Jour. Sci. 250:849-873.

Henderson, JB. 1970. Petrology and Origin of the Sediments of the Yellowknife Supergroup (Archean), Yellowknife District of Mackenzie. Disertasi Ph.D. Johns Hopkins Univ. 263 h.

Higgins, CG. 1956. Formation of small ventifacts. Jour. Geol. 64:506-516.

Hoffman, PF. 1965. Proterozoic paleocurrents and deposition history of East Arm fold belt, Great Slave Lake, Northwest Territories. Canad. Jour. Earth Sci. 6:441-462.

Holmes, CD. 1941. Till fabric. Bull. GSA 51:1299-1354.

Holmes, CD. 1952. Drift dispersion in west-central New York. Bull. GSA 63:993-1010.

Hough, JL. 1932. Suggestion regarding the origin of rock bottom areas in Massachusetts Bay. Jour. Sed. Petr. 2:131-132.

Howchin, W. 1908. Glacial beds of Cambrian age in South Australia. Quart. Jour. Geol. Soc. London 64:234-259.

Hübner, H. 1965. Permokarbonische glazigene und periglaziale Ablagerungen aus dem zentralen Teil des Kongobeckens. Acta Universitatis Stockholmmiensis, Stockholm Contribution in Geology 13(5):41-61.

Humbert, FL. 1968. Selection and Wear of Pebbles on Gravel Beaches. Disertasi Ph.D. Univ. Groningen. 144 h.

Irving, RD. 1883. The copper-bearing rocks of Lake Superior. USGS Monogr. 5. 464 h.

James, HL, CE Dutton, FJ Pettijohn, dan KL Wier. 1968. Geology and ore deposits of the Iron River-Crystal Fall District, Iron County, Michigan. USGS Prof. Paper 570. 134 h.

Johansson, CE. 1965. Structural studies of sedimentary deposits. Geol. Fören. Stockholm Förh. 87:3-61.

Kauranne, LK. 1960. A statistical study of stone orientation in glacial till. Bull. Comm. Geol. Finlande 188:87-97.

Kerr, PF, MW Bodine, Jr., DR Kelley, dan WS Keys. 1957. Collapse features, Temple Mountain uranium area, Utah. Bull. GSA 68:933-982.

Kindle, CH dan HB Whittington. 1958. Stratigraphy of the Cow Head region, western Newfoundland. Bull. GSA 69:315-342.

King, PB. 1958. Problems of boulder beds of Haymond Formation, Marathon Basin, Texas. Bull. AAPG 42:1731-1735.

Krumbein, WC. 1933. Textural and lithologic variations in glacial till. Jour. Geol. 41:382-408.

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 51:639-676.

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

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

Krumbein, WC dan JS Griffiths. 1938. Beach environment in Little Sister Bay, Wisconsin. Bull. GSA 49:629-652.

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

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

Krynine, PD. 1950. Petrology, stratigraphy, and origin of the Triassic sedimentary rocks of Connecticut. Bull. Connecticut State Geol. Nat. Hist. Surv. 73. 247 h.

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

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

Kulling, O. 1938. Notes on varved boulder-bearing mudstone in Eocambrian glacials in the mountains of northern Sweden. Geol. Fören. Stockholm Förh. 60:303-306.

Kurk, EH. 1941. The Problem of Sampling Heterogeneous Sediments. Thesis M.S. Univ. Chicago.

Landes, KK dan GM Ehlers. 1945. Geology of the Mackinac Straits area, Ch. 3, Mckinac breccia. Michigan Geol. Surv. Publ. 44, Ser. 37, h. 123-153.

Landim, PMB dan LA Frakes. 1968. Distinction between tills and other diamictons based on textural characteristics. Jour. Sed. Petr. 38:1213-1223.

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

Lane, EW dan EJ Carlson. 1954. Some observations on the effect of particle size on movement of coarse sediments. Trans. AGU 35:453-462.

Lane, EW dkk. 1947. Report of the sub-committee on sediment terminology. Trans. AGU 28:936-938.

Lawson, AC. 1925. The petrographic designation of alluvial fan formations. Univ. Calif. Publ., Dept. Geol. Sci. 7:325-334.

Leinz, V. 1937. Estudos soble a glaciacão permo-carbonifera do sul do Brasil. Brazil Serv. Fomento Prod. Min. Boletim 21. 55 h.

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

Lindsey, DA. 1969. Glacial sedimentology of the Precambrian Gowganda Formation, Ontario, Canada. Bull. GSA 80:1685-1702.

Lundquist, G. 1935. Blockkundersokningar, Historik och methodik. Sveriges Geol. Undersökn. Ser. 3, No. 390. 45 h.

McBride, EF. 1966. Sedimentary petrology and history of the Haymond Formation (Pennsylvanian), Marathon Basin, Texas. Univ. Texas Bur. Econ. Geol., Rept. Inv. 57. 101 h.

McIver, NL. 1961. Upper Devonian Marine Sediments in the Central Appalachians. Thesis Ph.D. Johns Hopkins Univ. 530 h.

McKee, ED. 1945. Cambrian history of the Grand Canyon region. Part I: Stratigraphy and ecology of the Grand Canyon Cambrian. Carnegie Inst. Washington Pub. 563. Hlm. 3-168.

McLaughlin, DB. 1939. A great alluvial fan in the Triassic of Pennsylvania. Mich. Acad. Sci. Papers 24:59-74.

Mansfield, GR. 1906. The origin and structure of the Roxbury Conglomerate. Bull. Harvard Mus. Comp. Zool. (Geol. Ser.) 49:91-271.

Mansfield, GR. 1907. The characteristics of various types of conglomerates. Jour. Geol. 15:550-555.

Maslov, VP. 1938. Classification of breccia. Bull. Soc. Nat. Moscow. Sect. Geol. n.s. 46(16):313-321.

Mawson, D. 1949. The Late Precambrian ice-age and glacial record of the Bibliando dome. Jour. Proc. Roy. Soc. New South Wales 82:150-174.

Meckel, LD. 1967. Origin of Pottsville conglomerate (Pennsylvanian) in the central Appalachians. Bull. GSA 78:223-258.

Middleton, GV. 1961. Evaporite solution breccias from the Mississippian of southwest Montana. Jour. Sed. Petr. 31:189-195.

Miller, BM. 1936. Cambrian stratigraphy of northwestern Wyoming. Jour. Geol. 44:113-144.

Miller, DJ. 1953. Late Cenozoic marine glacial sediments and marine terraces of Middleton Island, Alaska. Jour. Geol. 61:17-40.

Miller, H. 1884. On boulder glaciation. Proc. Roy. Phys. Soc. Edinburgh 8:156-189.

Morse, WC. 1916. The origin of the coarse breccia of the St. Louis Limestone. Science, n.s., 43:399-400.

Natland, ML dan PH Kuenen. 1951. Sedimentary history of the Ventura Basin, California, and the action of turbidity currents. SEPM Spec. Pub. 2. Hlm. 76-107.

Nawara, K. 1964. Recent transport and sedimentation of gravels in the Dunajec and some tributaries. Prace Muzeum Ziemi 6:3-111.

Nordin, CF, Jr., dan WF Curtis. 1962. Formation and deposition of clay balls, Rio Puerco, New Mexico. USGS Prof. Paper 450-B. Hlm. 37-40.

Norton, WH. 1917. A classification of breccias. Jour. Geol. 25:160-194.

Okko, V. 1949. Glacial drift in Iceland: Its origin and morphology. Bull. Comm. Geol. Finlande 170. 133 h.

Osbourne, FF. 1956. Geology near Quebec City. Nat. Canadien 83:157-224.

Ovenshine, AT. 1965. Sedimentary Structures in Portions of Lake Huron. Disertasi Ph.D. Univ. California at Los Angeles.

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

Pettijohn, FJ. 1934. The conglomerate of Abram Lake, Ontario, and its extensions. Bull. GSA 45:475-506.

Pettijohn, FJ. 1943. Archean sedimentation. Bull. GSA 54:925-972.

Pettijohn, FJ. 1952. Precambrian tillite, Menominee district, Michigan. Bull. GSA 63:1289.

Pettijohn, FJ. 1957. Sedimentary Rocks. edisi-2. New York: Hafner. 718 h.

Pettijohn, FJ. 1962. Dimensional fabric and ice flow, Precambrian (Huronian) glaciation. Science 135:442.

Pettijohn, FJ dan H Bastron. 1959. Chemical composition of argillites of the Cobalt Series (Precambrian) and the problem of soda-rich sediments. Bull. GSA 70:593-600.

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

Potter, PE. 1955. The petrology and origin of the Lafayette Gravel. Part I. Mineralogy and petrology. Jour. Geol. 63:1-38.

Potter, PE. 1957. Breccia and small-scale Lower Pennsylvanian overthrusting in southern Illinois. Bull. AAPG 41:2695-2709.

Potter, PE dan FJ Pettijohn. 1963. Paleocurrents and Basin Analysis. New York: Springer. 296 h.

Puffett, WP. 1969. The Reany Creek Formation, Marquette County, Michigan. Bull. USGS No. 1274-F. 25 h.

Reading, HG, dan FG Walker. 1966. Sedimentation of Eocambrian tillites and associated sediments in Finmark, northern Norway. Palaeogeogr. Palaeoclimat. Palaeoecol. 2:177-212.

Reinemund, JA. 1955. Geology of the Deep River coal field of North Carolina. USGS Prof. Paper 246. 159 h.

Reynolds, SH. 1928. Breccias. Geol. Mag. 65:97-107.

Richter, K. 1932. Die Bewegungsrichtung des Inlandeises, rekonstruiert aus Kritzen and Langsachsen der Geschiebe. Zeitschr. Geschiebeforschung 8:62-66.

Royer, L. 1938. Les causes possibles de l’aspect bréchoïde de certaines roches. Soc. Géol. France, Ser. 5, 8:37-41.

Russell, RD. 1937. Mineral composition of Mississippi River sands. Bull. GSA 48:1307-1348.

Rust, BR. 1966. Late Cretaceous paleogeography near Wheeler Gorge, Ventura County, California. Bull. AAPG 50:1389-1398.

Sayles, RW. 1914. The Squantum tillite. Bull. Harvard Mus. Comp. Zool., (Geol. Ser.) 66:141-175.

Schenk, PE. 1965. Precambrian glaciated surface beneath the Gowganda Formation, Lake Timagami, Ontario. Science 149:176-177.

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

Schermerhorn, LJG dan WI Stanton. 1963. Tilloids in the West Congo geosyncline. Quart. Jour. Geol. Soc. London 119:201-241.

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

Schwarzbach, M. 1964. The recognition of ancient glaciations. Dalam: AEM Nairn (ed.) Problems in Palaeoclimatology. New York: Wiley. Hlm. 77-79.

Schwetzoff, MS. 1934. Petrografi Batuan Sedimen. Moscow. Dalam Bahasa Rusia.

Scott, KM. 1966. Sedimentology and dispersal pattern of a Cretaceous flysch sequence, Patagonian Andes, southern Chile. Bull. AAPG 50:72-107.

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

Sharp,. RP. 1940. A Cambrian slide breccia, Grand Canyon, Arizona. Amer. Jour. Sci. 238:668-672.

Sharpe, CFS. 1938. Landslides and Related Phenomena: A Study of Mass-Movements of Soil and Rock. New York: Columbia Univ. Press.

Simonen, A. 1953. Stratigraphy and sedimentation of the Svecofennidic, Early Archean supracrustal rocks in southwestern Finland. Bull. Comm. Geol. Finlande 160. 64 h.

Smith, AJ. 1963. Evidence for a Talchir (Lower Gondwana) glaciation: Striated pavement and boulder bed at Irai, central India. Jour. Sed. Petr. 33:739-750.

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

Spjeldnaes, N. 1965. The Eocambrian glaciation in Norway. Geol. Rundsch. 54:24-45.

Sternberg, H. 1875. Untersuchungen über längen-und Querprofil geschiebeführende Flusse. Zeitschr. Bauwesen 25:483-506.

Teruggi, ME, MM Mazzoni, dan LA Spalletti. 1971. Sedimentologia de las gravas del Rio Sarmiento (Provincia de la Rioja). Rev. Mus. La Plata, n.s., Geol. Sect. 7:77-146.

Turner, CC dan RG Walker. 1973. Sedimentology, stratigraphy, and crustal evolution of the Archean greenstone belt near Sioux Lookout, Ontario. Canadian Jour. Earth Sci. 10:817-845.

Twenhofel, WH. 1947. The environmental significance of conglomerates. Jour. Sed. Petr. 17:119-128.

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

Unrug, R. 1957. Recent transport and sedimentation of gavels in the Dunajec valley (western Carpathians). Acta Geol. Polonica 7:217-257. [dalam Bahasa Polandia dengan ikhtisar dalam Bahasa Inggris].

Van Houten, FM. 1957. Appraisal of Ridgway and Gunnison “tillites,” southwestern Colorado. Bull. GSA 68:383-388.

Vassoevich, NB. 1953. Tentang tekstur sebagian flysch. Trudy Lvovs. Geol. Obsh. Univ. Ivan Franko, Geol. Ser., 3:17-85. [Dalam Bahasa Rusia].

Virkkala, K. 1951. Glacial geology of the Soumussalmi area, east of Finland. Bull. Comm. Geol. Finlande 155:1-66.

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

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

Wlacott, CD. 1894. Paleozoic intraformational conglomerates. Bull. GSA 5:191-198.

Walker, RG dan FJ Pettijohn. 1971. Archean sedimentation: Analysis of the Minnitaki Basin, northwestern Ontario, Canada. Bull. GSA 82:2099-2130.

Wallace, RC. 1913. Pseudobrecciation in Ordovician limestones in Manitoba. Jour. Geol. 21:402-421.

Wanless, HR. 1960. Evidences of multiple Late Paleozoic glaciation in Australia. Int. Geol. Congr., Rept. 21st Sess. Norden, Pt. 12. Hlm. 104-110.

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

Wentworth, CK. 1922b. The shapes of beach pebbles. USGS Prof. Paper 131-C. Hlm. 74-83.

Wentworth, CK. 1935. The terminology of coarse sediments (dengan catatan oleh PGH Boswell). Bull. Nat. Res. Council 80:225-246.

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.

Willard, B. 1930. Conglomerite, a new rock term. Science 71:438.

Williams, H. 1957. Glowing avalanche deposits of the Sudbury Basin. Ann. Rept. Ontario Dept. Mines 65:57-89.

Willman, HB. 1942. Geology and mineral resources of the Marseilles, Ottawa, and Streater Quadrangles. Bull. Illinois Geol. Survey No. 66. Hlm. 844.

Wilson, ME. 1913. The Cobalt Series: Its character and origin. Jour. Geol. 21:121-141.

Woodford, AO. 1925. The San Onofre breccia. Univ. California Publ. Dept. Geol. Sci. 17:159-280.

Woodward, HB. 1887. Geology of England and Wales, with Notes on the Physical Features of the County. edisi-2. London: G. Philip. 670 h.

Woodworth, JB. 1912. Geological expedition to Brazil and Chile, 1908-1909. Bull. Harvard Mus. Comp. Zool. 56:1-137.

Yeakel, LS, Jr. 1962. Tuscarora, Juniata, and Bald Eagle paleocurrents and paleogeography in central Appalachians. Bull. GSA 73:1515-1540.

Young, GM. 1966. Huronian stratigraphy of the McGregor Bay area, Ontario—Relevance to the paleogeography of the Lake Superior region. Canadian Jour. Earth Sci. 3:203-210.

About these ads

Author: MualMaul

leaving as a legend!!!

One thought on “Batuan Sedimen (Pettijohn, 1975): Bab 6. GRAVEL, KONGLOMERAT, DAN BREKSI

  1. mantab gan
    berisi banget and lengkap materinya
    sip pokokmen lah :)

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