Senin, 19 Maret 2012

TEXSTUR SEDIMEN PART 3 TEKSTUR PERMUKAAN


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



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

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

3.3.1 Polish vs. Frost

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

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

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

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

3.3.2 Mikrorelief

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

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

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

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

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

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

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

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

3.4 KEMAS DAN GEOMETRI RANGKA

3.4.1 Kemas

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

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

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

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

3.4.2 Definisi dan Konsep

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

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

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

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

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

3.4.3 Unsur dan Analisis Kemas

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

3.4.4 Konsep Simetri dan Tipe-Tipe Kemas

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

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

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

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

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

3.4.5 Kemas Sedimen

3.4.5.1 Kemas Gravel

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

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

3.4.5.2 Kemas Till

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

3.4.5.3 Kemas Pasir

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

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

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

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

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

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

3.4.5.4 Kemas Lempung dan Serpih

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

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

3.4.5.5 Kemas Batugamping dan Dolomit

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

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

3.4.5.6 Orientasi Fosil

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

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

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

3.4.6 Evaluasi Kemas Sedimen

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

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

3.4.7 Geometri Rangka dari Sedimen Detritus

3.4.7.1 Pembandelaan

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

3.4.7.2 Porositas

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

clip_image006

dimana P adalah porositas.

p adalah porositas rata-rata permukaan lempung.

b adalah konstanta.

x adalah kedalaman.

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

3.4.7.3 Permeabilitas

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

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

clip_image008

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

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

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

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

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

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

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

3.5 TEKSTUR KRISTALIN DAN TEKSTUR ENDOGENETIK LAIN

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

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

3.5.1 Tekstur Kristalin

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

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

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

3.5.1.1 Unsur-Unsur Kristal

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

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

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

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

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

3.5.1.2 Kemas Semen

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

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

3.5.1.3 Kemas Rekristalisasi

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

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

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

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

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

3.5.1.4 Replacement Texture dan Paragenesis

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

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

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

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

3.5.1.5 Kemas Urat

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

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

3.5.2 Oolit, Sfelurit, dan Peloid

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

3.5.2.1 Oolit dan Pisolit

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

3.5.2.2 Sfelurit

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

Leave a Reply

 
 

Blog Archive

Daftar Blog Saya

Blogger news