MAKALAH PENGERTIAN STRATIGRAFI TEKNIK PERTAMBAGAN - Knowledge Is Free

Hot

Sponsor

Minggu, 08 November 2015

MAKALAH PENGERTIAN STRATIGRAFI TEKNIK PERTAMBAGAN







 Stratigrafi mempelajari susunan pengendapan lapisan sepanjang waktu geologi. Stratigrafi ialah cara memerikan (description) urutan lapisan-lapisan sedimen ke arah vertikal di suatu daerah tertentu dengan mempergunakan asas Stratigrafi dan memperhubungkannya dengan waktu. Asas Stratigrafi berbunyi sebagai berikut: "pada suatu urutan lapisan-lapisan batuan endapan, maka lapisan-lapisan yang ada di bawah selalu lebih tua daripada yang ada di atasnya". Urutan-urutan Stratigrafi di berbagai kerak bum! harus dibanding-bandingkan, dan bagian-bagian yang terbentuk dalam waktu yang bersamaan harus diketahui. Cara untuk membandingkan urutan Stratigrafi tersebut adalah dengan mengkorelasikan atau menasabahkan.

Gambar. (a) cara mengkolerasi

 Perlapisan Sedimen
Perwujudan sedimen yang tampak sebagai suatu benda yang pipih dan berbentuk lempeng atau kanta, yang secara litologi homogen (bersusunan sama). Stratum (=satuan sedimen) merupakan bagian pengendapan yang terbentuk selama susunan fisika dan kimianya sama. Perlapisan dapat sejajar maupun tidak sejajar. Contoh perlapisan dapat dilihat dalam Gambar b.
Pendekatan yang dilakukan disini bersifat deskriptif, serta berdasarkan pada bentuk dan geometri, dan semuanya terbagi kedalam 4 type perlapisan. Aspek genesa dari suatu perlapisan dan struktur dapat ditemukan pada bab 8. Sebuah set dari satu unit lithologi terdiri dari dua atau lebih lapisan secara berurutan pada lithologi yang sama.
Apa yang menjadi syarat utama sebuah lapisan? Salah satu yang terpenting yaitu ketebalan dan kesinambungan secara lateral. Beberapa cara telah dilakukan untuk mendeskripsikan ketebalan dan mendefinisikan bagian-bagian yang menjadi unsur ketebalan tersebut, (Grumbt,1969,Gbr 7). Kesinambungan lateral merupakan variasi dari permasalahan ketebalan. Beberapa perlapisan secara megaskropis tidak memiliki perubahan dalam ketebalannya sperti pada struktur ripples, wavy dan flasser serta beberapa struktur lainnya (Roineck dan Wunderlich, 1968).
Perlapisan, seperti sifat batuan yang lainnya, sangat mudah untuk dilakukan pengukuran, terutama apabila dilakukan secara vertical. Pengukuran terhadap ketebalan lapisan merupakan bagian dari seluruh studi stratigrafi. Ketebalan lapisan sangat berhubungan dengan arus, arus kuat dapat menyebabkan timbulnya lapisan yang tebal serta ukuran butirnya yang relatif kasar atau besar. Banyak dari ketebalan perlapisan dapat dilihat pada table normal log (Gbr. 4-2) dan terlihat lebih miring terhadap lapisan yang lebih tipis. Kelley (1956, p.299) memberikan index stratifikasi, seperti nomor lapisan >< 100 yang terbagi oleh ketebalan pada bagian yang terukur, walau tidak semuanya digunakan, hal ini sangat penting untuk mengetahui rata-rata dari ketebalan lapisan yang terukur, Bookman (1957) memberikan sebuah geometris theta scaleyang dapat digunakan untuk perhitungan secara statistic. Sebuah geometric scale yang merupakan acuan Bookman untuk menormalkan miringnya distribusi ketebalan harus sama dengan phi scale untuk distribusi ukuran.
Pada distribusi statistic lainnya seperti mean, mode, dan beberapa pengukuran terhadap penyebaran dibutuhkan untuk ,menspesifikasikan sekuen perlapisan. Plot terhadap penampang vertical dari ketebalan lapisan (rhythmograms) telah digunakan untuk penentuan korelasi atau mencari siklus pembentukannya (Dean dan Anderson, 1967).Sebagai contoh hal tersebut telah diujikan terhadap endapan es atau varves dan proses evaporasi. Rhytmograms dapat juga digunakan dalam mencari korelasi fasies, seperti turbidit yang dapat membentuk sekuensi perlapisan.

Empat type perlapisan dari tabel 4-2 memberikan kemajuan terhadap sebaran maksimum (keseragaman dari ketebalan baik didalam atau diantara perlapisan) sampai sebaran minimum (variabel ketebalan didalam dan diantara lapisan ditambah lapisan yang tidak menerus). Ini merupakan sebuah kemajuan terhadap keseragaman sampai kondisi pengaliran yang tidak beraturan – dari kenampakan pengendapan tanpa erosi sampai pengendapan yang disertai struktur erosional seperti scour dan fill.
Pengaturan internal dan struktur. Secara internal suatu lapisan bisa (1) massive atau tidak memiliki struktur sama sekali, (2) bisa juga horizontal laminasi atau diagonal \ cross laminasi , (3) bisa graded, (4) bisa terdapat imbrikasi, (5) bisa juga terdapat growth struktur yang dihasilkan oleh presiptasi secara ritmik \ periodic atau oleh organisme seperti stromatolit. Sebagai catatan sturtur stromatolit algae sangat jarang ditemukan pada batu pasir. Perlapisan Massive merupakan lapisan tanpa struktur internal. Hamlin (1965) dan para pekerjanya dalam proyek pengeboran dalam lautan telah menunjukan ( fig 4-3) lapisan massive dari batu pasir yang terlihat sangat jarang.Tetapi tidak semuanya, batu pasir pebbly merupakan lapisan massive dan berisi pebbles yang terisolasi, dan bahkan cobble mengapung dalam batu pasir batu pasir dan disebut sebagai batu pasir mudflow tetapi lebih tepat dikelompokan sebagai debris

Perlapisan laminasi, dikarakteristikan oleh sedimentasi dengan ketebalan kurang dari 10 mm, dan terkadang tampak seperti flagstone apabila dilihat secara keseluruhan. Lapisan laminasi membentuk sebagian kecil dari banyak batu pasir dan hampir terdapat pada setiap lingkungan pengendapan mayor .
Cross bedding merupakan salah satu struktur yang khas dari batu pasir (fig 4-5) struktur ini dikenal pula sebagai current bedding, dan terdapat baik pada batu pasir primer maupun sekunder.

Maksudnya adalah dibatasi dan perlapisan melereng dari talus dan pertumbuhan lateral deposit seperti kemiringan lereng dari sebuah titik perlapisan sebaik stratifikasi lainnya dengan kemiringan awal seperti yang dibentuk oleh pertumbuhan basin dari sebuah delta yang berdekatan dengan pantai. Kita membedakan crossbedding dari cross lamination dengan ketebalan lapisan. Apakah lapisan mempunyai ketebalan terbesar atau kurang dari 10 mm ? Tapi lihat Campbell (1967) untuk perbedaan penggunaan.

Beberapa klasifikasi dari crossbedding tergantung pada geometri struktur, yang telah diklasifikasikan oleh McKee dan Wier (1953). Allen (1963) mengenal 15 jenis tipe-tipe dari epsilon. Lapisan inklin dibentuk oleh pertumbuhan lateral telah digunakan secara luas. Jenis crossbedding allen disebut juga perlapisan sidefill. Pada kenyataannya sulit untuk menggunakan klasifikasi ini karena tidak cukup lengkap untuk menentukan pemberian kelas crossbedding bahkan itupun sulit dalam singkapan kecil, untuk membedakan bidang dan trough crossbedding.
Sebagai aturannya hanya pemotongan berturut-turut tidak menguatkan pasir pada geometri yang benar. Normalnya satu dibatasi untuk dua situasi: Pemotongan vertikal menyilang atau crossbedding, yang paling berguna mungkin adalah pemotongan longitudinal, yaitu satu pararel ke aliran gelombang. Pada setiap pemotongan satu dapat dilihat ada atau tidak jejak dari bidang yang dibentuk kumpulan apakah pararel atau konvergen, apakah jejak dari permukaan foreset lurus atau belok, dan apakah mereka bersinggungan ke dasar lapisan atau tidak. Salah satunya juga dapat menentukan skala crossbedding, yaitu ketebalan dari set (Gbr.4-6 dan 4-7). Perselingan crossbedding dari set tetapi ketebalan 1 cm atau 2 cm (skala kecil) ke 30 cm atau lebih (skala besar). Rata-rata batupasir paling banyak adalah 15- 60 cm. Pengamat juga dapat mengukur sudut dihedral antara perlayer dari setiap permukaan set dan foreset. Sudutnya menunjukan posisi kemiringannya, ini merupakan sebuah pendekatan tetapi tidak sepenuhnya benar sebagai sebuah sudut terukur, mungkin saja dipengaruhi oleh deformasi. Kegunaan yang utama adalah un tuk mengukur azimuth dari bidang foreset yang berfungsi sebagai penentu arah arus purba. De celles et al. (1953) mereview metode pengukuran terhadap crossbedding dan memberikan dua metode baru. Pada kemiringan lapisan yang disebabkan tektonik, dip dari bidang foreset dan juga dip dari perlapisan sebenarnya (true dip), keduanya dapat tercatat dan azimuth dari arus dasar dapat ditentukan setelah dilakukan koreksi terhadap kemiringan tektonik – koreksi dapat dilakukan dengan menggunakan proyeksi stereografi atau oleyh komputasi (perhitungan).


Pada penampang vertikal dari suatu perlapisan sangat sedikit sekali diperoleh informasi mengenai aliran arus kecuali pada struktur crossbedding. Apabila seluruh penampang tersingkap maka kita dapat mengukur kedalaman (kedalaman maksimum dari set perlapisan ) dan lenarnya lalu setelah itu kita bandingkan lebar dan kedalamannya. Secara umum, rasio antara lebar dan kedalaman telah ditetapkan dalam skala internasional ( independent ).

Banyak kegunaan yang dapat diperoleh dari bidang perlapisan terutama untuk unit cross bedding.sebuah penampang dari perlapisan dapat digunakan untuk menentukan sumbu ( bisektris ) dari sebuah set bidang perlapisan –arah dari arus purba. Penampang dari bidang perlapisan banyak digunakan sebagai media untuk mengenali bidang crossbedding dan bidang tabular set. Pada arah horizontal dari arah poros set memiliki bentuk kurva diseluruh set dari crossbedding; juga memiliki bentuk yang hamper lurus apabila terdapat pada crossbedding yang datar
Sangat penting untuk mengamati hubungan diantara set dari crossbedding, karena mungkin saja set dari crossbedding tersebut saling bersusunan antara yang saut dan yang lain. Umumnya untuk sebuah set dipisahkan dari yang lainnya oleh suatu lapisan atai layer. Biasanya pada bagian top set atau back set lah yang akan terlihat secara horizontal pada singkapan, perlapisan back set denganporos set yang agak miring menyebabkan dip nya searah dengan arus pengendapan seperti yang ditemukan pada antidunes-hal ini juga terdapat pada pengendapan pasir yang tejadi dengan sangat cepat, tapi hal tersebut sangat jarang.Untuk ripple crosslaminasi terdapat pada kondisi tertentu. Ripple yang tampak muncul keatas dan memiliki bentuk yang tidak beraturan disebut climbing ripples atau ripple-drift laminasi.

Set dari crossbedding atau crosslaminasi memiliki permukaan dengan kemiringan sudut yang rendah atau kecil dan dipisahkan dengen yang lainnya dengan foreset, juga biasanya memiliki orientasi dan disebut reactivation surface ( Gbr 4-8 ). Reactivation surface marupakan contoh yang bagus dalam setiap pembelajaran mengenai struktur sediman orisinil : erosi oleh angina terhadap gelombang pasir pada kedalaman air yang konstan disebabkan oleh penurunan permukaan air atau perubahan secara parsial (sebagian ) pada arah aliran.(McCabe and Jhon ,1977 ,pp.713-14 ).
“Hummocky” cross bedding ( Gbr 4-9 ) kurang dapat dijelaskan dengan baik tetapi dapat dikenali dari kenampakan seperti gundukan yang rendah dan berlobang yang dibantuk oleh pergerakan gelombang, Harrms et al (1982 , Gbr 3-15 ). Hummocky crossbedding umumnya memiliki ukuran butir dari fine sampai medium, terlaminasi dengan baik, layer dengan kemirimgan yang kecil dan memiliki arus purba yang bervariasi ( lihat p 334 ).
Cross-laminasi dapat terdeformasi – baik pada saat pengendapan oleh bahan atau partikel tertentu dari deformasi sediman halus atau oleh tegangan gerus ( shear ) selama pergerakan tektonik. Deformasi penecontemporer normal menghasilkan foreset yang curam, dalam beberapa kasus bahkan hamper terbalik : deformasi tektonik merupakan penyebab utma terjadinya morfologi yang curam atau datar atau distorsi yang lainnya ( Ramsey 1961 ). Secara penecontemporer crssbedding yang terdeformasi telah diklasifikasikan pada empat type (Gbr 4-10 ).

Crossbedding merupakan produk migrasi arus dasar dari gelombang pasir.Untuk skala crosslaminasi yang sangat kecil merupakan produk dari migrasi terhadap ripple. Hampir dari seluruh batu pasir fluvial dibentuk oleh migrasi dari subaquaeus dunes yang membentuk struktur dengan skala medium. Crossbedding dengan skala besar merupakan produk dari migrasi dunes yang besar, baik subaquaeus atau eolian. Faktor-faktor seperti skala, sudut kemiringan, tangensial, bidang struktur atau cetakan struktur, atau bidang dimensi serta rasio dari kedalaman dan lebar pernah dibahas (Harms et al, 1982. bab 3) dan didiskusikan pada bab 8, tetapi hal tersebut tidak cukup untuk mengetahui karakteristik dari struktur masih banyak yang harus dipelajari terutama dari mekanisme transport sediment – Bagaimana bentuk lapisan berubah terhadap ukuran butir, intesitas aliran, kedalamn air, dan faktor lainnya. Menurut pendapat beberapa ahli mengemukakan bahwa sebagian besar dari type struktur seperti crossbedding sangat dekat hubungannya dengan proses fisik dari pada lingkungan sedimennya – kecuali pada hummocky crossbedding. Data interpretasi maximum dapat diperoleh dengan melakukan pendekatan terhadap berbagai macam faktor dan skala crossbedding serta crosslaminasi pada vertical sekuen dan fasies, juga dengan cara melakukan pengukuran secara teliti terhadap arus purba.

Graded bedding merupakan sebuah lapisan dengan ukuran butir yang menghalus keatas (Gbr 4-11 dan 4-12), graded beds dibentuk oleh pengendapan dari arus turbidid dan memiliki ketebalan dengan kisaran centimeter atau lebih. Material dari graded bisa terdiri dari silt, pasir atau bahakan gravel. Pada umumnya unit graded bedding sebagian besar terdiri dari material butiran berukuran coarse.

Pada umumnya ketebalan greywacke berkisar antara beberapa centimeter hingga beberapa meter, lapisan yang ketebalannya lebih tipis sepertinya hanya berupa bagian saja. Graded sekuen menampilkan distribusi dari ketebalan log normal, lapisan graded pada umumnnya memiliki bagian dalam yang jelas struktur sekuen secara vertical seperti halnya ukuran butir yang merupakan suatu respon dari arus yang tidak teratur(fig.4-13). Biasanya graded bedding ditenukan di bagian lapisan pada batu pasir immature-graywacke-dari geosinklin,disini densitas atau arus turbidit-turbit campuran dari lempung,pasir dan air dipercaya oleh kebanyakan ahli sedimentologi untuk mengalir menuju daerah dengan kemiringan rendah secara periodic dan mengangkut pasir menuju kedalaman air dimana biasanya hanya lumpur yang akan terakumulasi tidak seperti cross bedding, lapisan graded dari turbidit bisa memiliki panjang secara lateral, beberapa bagian tunggal bahkan telah dikorelasikan untk beberapa kilometer.
Perwujudan sedimen yang tampak sebagai suatu benda yang pipih dan berbentuk lempeng atau kanta, yang secara litologi homogen (bersusunan sama). Stratum (=satuan sedimen) merupakan bagian pengendapan yang terbentuk selama susunan fisika dan kimianya sama. Perlapisan dapat sejajar maupun tidak sejajar.
Keselarasan dan Ketidakselarasan Batuan
Ketidakselarasan batuan (unconformity) merupakan indikasi adanya perubahan sementara atau permanen dari kondisi-kondisi masa lampau. Perubahan-perubahan kondisi tersebut menunjukkan adanya fase orogenik, transgress! atau regressi, perubahan fasies, perubahan iklim, dan perubahan faunal sepanjang waktu. Ketidakselarasan dapat digunakan untuk menentukan batas-batas sistem stratigrafi atau sistem subdivisi.
Ketidakselarasan memiliki tiga aspek penting yang perlu diketahui. Ketiga aspek penting tersebut adalah sebagai berikut.


1.      Aspek waktu
Ketidakselarasan berkembang selama periode tertentu saat tidak ada sedimen yang terendapkan waktu itu. Dengan kata lain, ketidakselarasan mencerminkan waktu yang tidak tercatat.
2. Aspek pengendapan/deposisi
Pada ketidakselarasan terdapat interaksi proses pengendapan, yang meliputi wilayah luas maupun sempit. Jumlah material yang diendapkan didominasi oleh yang berada pada tingkat rendah.
3. Aspek struktur
Ketidakselarasan dapat terjadi dalam bentuk struktur planar yang memisahkan lapisan tua dan muda. Bidang ketidakselarasan dapat berupa bidang yang lapuk, erosi/denudasi (suatu permukaan yang non-deposisional). Struktur ketidakselarasan dapat sejajar dengan lapisan teratas dapat pula tidak teratur (irregular). Apabila terjadi gerakan bumi yang lebih lanjut dapat menghasilkan lipatan atau patahan.
Tipe-tipe ketidakselarasan
1. Angular unconformity
Lapisan terbawah adalah lapisan yang tua, memiliki dip yang berbeda terhadap lapisan di atasnya. Tipe ini mencakup hal-hal yang tidak terkait dengan adanya proses pelipatan.
2. Paralel unconformity
Lapisan terbawah dan lapisan teratas memiliki dip yang hampir sama dan arahnya sama.
3. Non-depositionat unconformity
Tipe ini merupakan tipe yang sulit ditemui atau sedikit ditemukan di
lapangan. Periode pembentukan tipe ini relatif pendek, bersifat lokaf, dan tidak terjadi proses deposisi dalam satu waktu. Pada tipe ini juga tidak ditemui adanya gejala-gejala endogen
4. Heterolithic unconformity
Tipe ini terbentuk apabila sedimen menumpang di atas batuan beku intrusi atau menumpang di atas batuan metamorf.







            Sketsa tipe-tipe ketidakselarasan dapat dilihat pada Gambar dibawah..
           

Tidak ada komentar:

Posting Komentar

Post Top Ad

Your Ad Spot