Jumat, 13 April 2012

bedform / gambar perlapisan

Proses longsor belum dipahami dengan baik. Penyortiran vertikal dalam longsoran sub-aerieal dan sub-air ini terkait dengan ukuran butir rata-rata dan kisaran ukuran butir sedimen tersedia, tetapi mungkin juga untuk tingkat angkutan sedimen, panjang lereng (terkait dengan bedform tinggi), sudut istirahat pada gerak baru mulai dari aliran dan sedimentasi di isi, kepadatan sedimen, harga suspensi dan lumpur (Bagnold 1954, Jopling 1964, 1965, Lowe 1976, Sallenger 1979, Scheidegger dan Potter 1965, Takahashi 1978).

Tidak seragam sedimen dalam longsoran salju sepanjang sisi lee dari bedforms diurutkan dalam dua cara. Pertama, dispersif tekanan di lapisan mengalir butiran menyebabkan grading terbalik (yaitu pemilahan vertikal dengan biji-bijian terbesar di atas). Karena pergerakan partikel, butiran halus dapat tergelincir ke dalam rongga yang ditinggalkan oleh butir kasar, yang kemudian cenderung menaikkan ke puncak salju longsor. Kedua, butir besar mendapatkan momentum lebih dalam gerakan ke bawah mereka karena kecepatan pengendapan yang lebih besar mereka. Jadi butir besar cenderung disimpan di bagian terendah dari longsoran salju, mengakibatkan tempat tidur bertingkat bersih di bedforms. Efek disebutkan pertama meningkatkan efektivitas kedua, karena butir di atas salju longsor lebih mudah diangkut tanpa terhalang oleh tingginya konsentrasi partikel dalam aliran. Sayangnya tidak ada prediktor sederhana pemilahan vertikal di bedforms tersedia (diketahui penulis), dan sastra yang paling dikhususkan untuk mengeringkan arus butir, goncangan dan arus puing-puing. Studi lebih lanjut pemilahan pada model aliran gabah kering dan penerapannya ke sub-air arus gandum diperlukan.

Sedimen transportasi histeresis

Sedimen histeresis transportasi divisualisasikan dalam sebuah representasi grafis dari transportasi bedload sebagai fungsi dari parameter kekuatan aliran, dan dideskripsikan sebagai searah jarum jam atau berlawanan jarum jam. Dengan anti-clockwise hysteresis pengangkutan sedimen adalah lebih rendah selama tahap meningkat selama tahap-tahap dari aliran berkurang, dan sebaliknya dengan histeresis searah jarum jam.

Banyak aliran berlawanan jarum jam menunjukkan histeresis transportasi bedload karena adanya lapisan pelindung (Reid et al. (1985), Kuhnle (1992) dan Reid & Laronne (1995)). Kehadiran lapisan pelindung dan partikel permukaan saling terkait (penyirapan, cluster partikel) selama tahap-tahap naik menghambat transportasi bedload tinggi sampai lapisan baja rusak. Selama tahap jatuh lapisan armor tidak bisa cepat reformasi, oleh karena itu transportasi lebih besar dari selama tahap-tahap meningkat, menghasilkan anti-clockwise hysteresis. Sebaliknya aliran tanpa lapisan pelindung mungkin memiliki hubungan tunggal (histeresis tidak) antara kekuatan aliran dan transportasi bedload (Reid & Laronne (1995)).

Hipotesis ini dapat dibandingkan dengan proses penipisan dalam transportasi sedimen beban mencuci (Asselman 1997). Sedimen yang terkikis dari lereng bukit di daerah tangkapan sungai, disimpan sampai banjir entrains itu. Selama banjir ini atau berikutnya sedimen dapat habis. Tergantung pada lokasi pengukuran, lokasi penyimpanan dan waktu musim hujan, penipisan dapat menyebabkan lengkung debit sedimen transportasi searah jarum jam dan berlawanan jarum jam.

Hal ini sering hipotesis (misalnya Kuhnle 1992) bahwa bedforms yang perkembangannya tertinggal aliran berubah selama gelombang debit, dapat menyebabkan histeresis searah jarum jam dari transportasi sedimen. Pada tahap ini meningkat bedforms masih kecil dan hambatan aliran mereka adalah juga kecil. Pada tahap aliran berkurang pada bedforms lebih besar dan menghilangkan energi lebih mengalir. Aliran ini kemudian kurang mampu mengangkut sedimen tempat tidur, sehingga transportasi bedload lebih rendah pada tahap jatuh dari pada tahap meningkat. Efek histeresis sebaliknya juga dapat terjadi karena bedforms lebih kecil pada aliran meningkatnya memiliki panjang gelombang lebih kecil, yang dapat menyebabkan hambatan aliran hidrolik yang lebih besar bukan kecil.

Ini adalah hipotesis sini bahwa menyortir vertikal di tempat tidur di gelombang debit sebelumnya juga dapat menyebabkan histeresis dalam transportasi sedimen. Selanjutnya komposisi (isi pasir) dari sedimen bedload berubah selama gelombang debit. Sedimen tempat tidur adalah entrained ke bedforms pada aliran meningkat. Ini bedforms relatif kecil karena lag perkembangan mereka. Sebagai bedforms tumbuh, sedimen yang tertahan dari kedalaman yang lebih besar di bawah permukaan tempat tidur asli sebelum gelombang debit. Kecenderungan untuk baju besi bahkan mungkin lebih jauh memperlambat entrainment tersebut. Karena sedimen tempat tidur secara vertikal diurutkan berisi lebih kerikil di lapisan lebih dalam, bedload menjadi kasar (jika kekuatan aliran cukup besar) dengan ketinggian bedform meningkat, yaitu peningkatan kedalaman erosi oleh bedforms. Setelah debit puncak, bedforms relatif lebih besar. Butiran kasar yang jatuh dari bedload yang pertama, karena aliran tersebut tidak cukup kuat lagi untuk mengangkut ini atas puncak dari bedforms. Dengan demikian permukaan tempat tidur (didefinisikan sebagai tingkat endapan dari bedforms) meningkat lagi. Dengan demikian jumlah yang lebih besar dari pasir yang tersedia untuk transportasi setelah debit puncak, yang menyebabkan anti arah jarum jam histeresis.

Bedform adalah fitur morfologi yang terbentuk oleh interaksi antara aliran dan sedimen pada suatu lapisan. Riak air (ripples) di pasir dalam aliran arus dan bukit pasir (sand dunes) di dalam gurun adalah contoh bedform, yang pertama dihasilkan dari aliran di dalam air, dan yang kedua dari aliran udara. Untuk menjelaskan bagaimana bedform ini terbentuk dan mengapa tipe bedform berbeda diperlukan ringkasan dinamika fluida.
Kehadiran gaya gesekan di dalam aliran telah dicatat ketika membahas persamaan Bernoulli (4.2.3). Gesekan terbesar pada tepi-tepi aliran-sebagai contoh, di dasar aliran di dalam channel dimana pusaran perputaran (eddies) aliran turbulen berinteraksi dengan batas yang padat (solid). Sejumlah lapisan di dalam fluida dapat dikenali (Gambar 4.7). Pada batas terdapat lapisan serapan (adsorbed layer) dimana partikel fluida terikat (attached) ke permukaan padat (solid surface); ketebalannya hanya beberapa molekul. Selanjutnya terdapat lapisan batas (boundary layer), zona yang menunjukkan gradien kecepatan aliran dari nol di adsorbed layer sampai kecepatan aliran rata-rata di dalam aliran bebas (free stream), bagian aliran tidak terpengaruh oleh efek batas (boundary effects). Di dalam boundary layer terdapat viscous sub-layer, daerah yang biasanya berupa fraksi dengan ketebalan satu milimeter dimana gaya rekat (viscous forces) penting pada kecepatan rendah.
Hubungan antara ketebalan viscous sub-layer dan ukuran butir di atas aliran menggambarkan sifat arus. Jika semua partikel berada di dalam viscous sub-layer maka permukaan hidroliknya lembut (smooth). Jika ada partikel yang terbangun ke atas (tingginya) melewati lapisan ini maka permukaan alirannya kasar (rough). Di dalam aliran air (aqueous) yang melebihi kecepatan kritis yang diperlukan untuk menggerakkan sedimen, permukaan aliran selalu kasar jika diameter butir melebihi 0,6 mm. Kepentingan dari ini akan terlihat ketika hubungan antara ukuran butir dan tipe bedform didiskusikan di bawah.





Gambar 4.7 Lapisan-lapisan di dalam suatu aliran dan kekasaran permukaan aliran: suatu lapisan tipis adsorbed layer dimana tidak ada pergerakan fluida, viscous sub-layer dan boundary layer di dalam aliran.



Bedform di dalam aliran baik di udara maupaun di air dibahas bersama di sisa bagian ini. Terdapat banyak kesamaan bentuk dan proses antara perilaku pasir di dalam aliran air dan di dalam arus angin, tapi ada juga beberapa fitur yang unik untuk aeolian bedform. Proses pengendapan dan struktur sedimen aeolian bedform dibahas lebih lanjut di bab 8.


4.3.1 Arus Riak (Current Ripples)

Ketika kecepatan aliran kritis untuk mengerakkan butir-butir pasir telah tercapai maka mulailah terjadi saltasi. Jika aliran melewati suatu lapisan pasir diamati terlihat bahwa butir-butir mulai tersusun dalam kelompok (clusters). Kelompok-kelompok ini tingginya hanya beberapa butir, tapi ketika telah terbentuk kelompok ini menciptakan tingkat-tingkat (steps) yang mempengaruhi aliran di dalam boundary layer. Aliran dapat divisualisasikan sebagai garis-aliran (streamline) di dalam fluida, garis imajiner yang menunjukkan arah aliran (Gambar 4.8). Streamline berada sejajar dengan dasar yang rata atau sisi-sisi pipa silindris, tapi jika terdapat ketidakteraturan (irregularity), seperti penanggaan (steps) di dasar karena akumulasi butir-butir, streamline berkumpul dan tingkat transportasi meningkat. Di bagian teratas dari steps, streamline terpisah dari permukaan dasar dan daerah pemisahan lapisan batas (boundary layer separation) terbentuk di antara titik pemisahan aliran (flow separation point) dan titik pengikatan aliran (flow attachment point) di hilirnya (Gambar 4.8). Di bawah streamline ini terdapat daerah yang disebut gelembung pemisahan (separation bubble) atau zona pemisahan (separation zone). Perluasan aliran di atas steps menghasilkan peningkatan tekanan (efek Bernoulli, 4,2,3) dan tingkat transportasi sedimen tereduksi, menghasilkan pengendapan di atas sisi bawah angin (lee side) dari steps.
Current ripples (Gambar 4.9 & 4.10) adalah bedform kecil yang terbentuk oleh efek boundary layer separation di atas lapisan pasir. Kelompok kecil butir-butir dengan cepat membentuk puncak (crest) dari ripples dan pemisahan terjadi dekat titik ini (Allen 1968). Butir-butir pasir bergerak rolling dan tersaltasi ke puncak di sisi hulu atau stoos side dari ripples. Longsoran butir-butir ke arah hilir atau lee side dari ripples ketika butir-butir yang terakumulasi menjadi tidak stabil di puncak. Di dalam separation bubble ada pusaran lemah ( suatu roller vortex: Gambar 4.8). Butir-butir yang longsor di atas lee slope cenderung untuk berhenti pada sudut yang dekat dengan sudut lereng kritis maksimum, untuk pasir sekitar 30°. Pada flow attachment point ada peningkatan tekanan (stress) di atas lapisan yang menghasilkan erosi dan pembentukan gerusan (scour) kecil, lembah atau palung (trough) dari ripples.






Gambar 4.8 Aliran di atas suatu bedform:
streamline imajiner di dalam aliran menggambarkan
pemisahan aliran tepi bedform dan attachment
point dimana streamline bertemu permukaan bedform
dimana ada peningkatan turbulensi dan erosi.
Suatu pusaran pemisahan mungkin terbentuk di lee
dari bedform dan menghasilkan aliran counter-current
(reverse) minor.



Gambar 4.9 Current ripples dilihat dari atas,
dengan puncak-puncak yang lurus, sinus dan terisolasi.



CURRENT RIPPLES DAN LAMINASI SILANG SIUR (CROSS LAMINATION)

Migrasi ripples ke arah hilir selama pasir ditambahkan ke puncak dan menjadi semakin besar di atas lee slope. Hal ini menggerakkan puncak dan dari sini titik pemisahan (separation point) ke arah hilir. Efek dari ini untuk menggerakkan attachement point dan lembah ke arah hilir juga. Gerusan di dalam lembah dan di dasar stoss side menyuplai pasir yang menggerakkan lereng landai stoss side selanjutnya dan juga semua deretan lembah dan puncak dari ripples maju ke arah hilir. Pasir yang longsor di atas lee slope selama migrasi ini membentuk rangkaian lapisan-lapisan di sudut lereng. Lapisan ini tipis, lapisan berlereng (inclined layers) dari pasir disebut cross laminae; lapisan ini membentuk struktur sedimen yang disebut sebagai cross lamination (Gambar 4.11).
Ketika dilihat dari atas, current ripples menunjukkan variasi bentuk (Gambar 4.9). Memiliki bentuk puncak yang lurus sampai sinus (straight or sinous ripples) yang relatif berlanjut atau membentuk pola kurva yang tidak tersambung (unconnected arcuate) yang disebut linguoid ripples. Pusaran arus dan ketidakteraturannya tampaknya bertanggung jawab terhadap linguoid ripples yang lebih komplek. Puncak straight & linguoid ripples memberikan pola yang berbeda dari cross lamination dalam tiga dimensi. Straight ripples yang sempurna akan menghasilkan cross laminae dengan kemiringan (dipping) ke arah yang sama dan berada dalam bidang yang sama: ini adalah planar cross lamination. Sinous & linguoid ripples memiliki permukaan lee slope yang kurva, menghasilkan lamina dengan dip pada suatu sudut terhadap aliran ke arah hilir. Selama linguoid ripples bermigrasi curved cross laminae sebagian besar terbentuk dalam daerah rendah berbentuk-lembah (trough-shaped) di antara bentuk ripples yang berdekatan, menghasilkan trough cross lamination (Gambar 4.11).



Gambar 4.10 Current ripples terbentuk dalam pasir di estuaria: medan pandang sekitar 1 m.



PENCIPTAAN DAN PENGAWETAN CROSS LAMINATION

Current ripples bermigrasi oleh perpindahan pasir dari stoss side dan pengendapan di atas lee slope. Jika ada sejumlah pasir yang tersedia, ripples akan bermigrasi di atas permukaan sebagai bentuk ripples sederhana, dengan erosi di dalam lembah menyeimbangi penambahan puncak. Bentuk starved ripples ini terawetkan jika tertutupi oleh lumpur. Di dalam suatu keadaan dimana ada penambahan pasir dan arus membawa dan mengendapkan partikel pasir, jumlah pasir yang diendapkan di atas lee slope akan lebih besar daripada yang dipindahkan dari stoss side. Akan ada penambahan pasir ke ripples dan akan tumbuh tinggi selama ripples bermigrasi. Hal terpenting, kedalaman gerusan di lembah tereduksi, menyisakan cross laminae yang tercipta oleh migrasi ripples yang lebih awal yang terawetkan. Dengan cara ini lapisan pasir cross lamination dihasilkan (Gambar 4.11).
Ketika tingkat penambahan pasirnya tinggi maka tidak akan ada perpindahan pasir dari stoss side dan tiap ripples akan memindahkan stoss side ke atas dan membentuk ripples ke arah depan. Ini disebut climbing ripples (Allen 1972) (Gambar 4.12). Ketika penambahan sedimen dari arus melampaui pergerakan bagian depan ripples, pengendapan akan terjadi di atas stoss side seperti halnya di atas lee side. Selanjutnya climbing ripples adalah petunjuk sedimentasi cepat, selama pembentukannya tergantung pada penambahan pasir ke dalam aliran, dengan tingkat yang sama atau lebih besar dari tingkat migrasi ripples ke arah hilir.


PEMBATAS PADA PEMBENTUKAN CURRENT RIPPLES

Pembentukan current ripples memerlukan kecepatan aliran sedang (moderate) di atas lapisan yang lembut secara hidrolik (lihat di atas). Current ripples hanya terbentuk dalam pasir yang dominan berukuran butir kurang dari 0,7 mm (tingkat pasir kasar) karena kekasaran lapisan diciptakan oleh pasir lebih kasar yang menghalangi skala-kecil boundary layer separation yang diperlukan untuk pembentukan ripples. Karena pembentukan ripples dikontrol oleh proses di dalam boundary layer dan tidak ada batasan kedalaman air dan current ripples mungkin terbentuk dalam air yang kedalamannya berkisar beberapa centimeter hingga kilometer. Hal ini sangat berbeda dengan subaqueous bedform yang lain (subaqueous dunes, sand waves, wave ripples) yang tergantung pada kedalaman air.



Gambar 4.11 Migrasi ripple berpuncak lurus dan dune bedform membentuk planar cross lamination dan planar cross bedding. Sinous atau isolated (or lunate) ripple dan dune bedform menghasilkan tough cross lamination dan trough cross bedding. (Menurut Tucker 1991).




Gambar 4.12 Climbing ripple cross lamination dihasilkan oleh pengendapan cepat dari aliran yang membawa sejumlah tinggi pasir. (Menurut Collinsn & Thompson 1982).
Current ripples bervariasi ketinggiannya dari 5 sampai 30 mm dan panjang gelombangnya (puncak ke puncak atau lembah ke lembah) berkisar 50 hingga 400 mm (Allen 1968). Panjang gelombang ripples kira-kira 1000 kali ukuran butir, meskipun hubungan ini tergantung pada variasinya. Penting untuk mencatat batas bagian atas dimensi current ripples dan menegaskan bahwa ripples tidak ‘tumbuh’ menjadi bedform yang lebih besar.

4.3.2 Bukit-Bukit (Dunes)

Lapisan-lapisan pasir di dalam lingkungan sungai, estuaria, pantai dan laut juga memiliki bedform yang jelas lebih besar daripada ripples. Bedform besar ini disebut dunes, meskipun istilah lain seperti, ‘megaripples’, ‘sand waves’ (lihat di bawah) dan ‘bars’ juga digunakan (lihat Leeder 1982; Collinson & Thompson 1982; J.R.L. Allen 1994; P.A. Allen 1997). Bukti bahwa bedform yang lebih besar ini bukan sekedar ripples besar berasal dari pengukuran tinggi dan panjang gelombang semua bedform (Gambar 4.13). Data yang jatuh ke dalam kelompok-kelompok yang tidak tumpang tindih, menunjukkan bahwa bedform ini terbentuk dari proses yang berbeda yang bukan bagian dari rangkaian kesatuan. Morfologi subaqueous dunes serupa dengan ripples: memiliki stoss side yang diawali dengan puncak dan longsoran pasir menuruni lee slope menuju lembah. Pemisahan aliran sekali lagi merupakan hal penting, dengan pusaran arus (roller vortex) yang berkembang di atas lee slope dan penggerusan terjadi pada titik pengikatan kembali (reattachment point) di dalam lembah. Selain itu, kesamaan dengan ripples tidak terlalu tampak, terdapat banyak variasi bentuk dan proses dalam subaqueous dunes.


DUNES DAN CROSS BEDDING

Migrasi subaqueous dunes menghasilkan konstruksi rangkaian lapisan berlereng (sloping layer) yang terbentuk oleh longsoran di atas lee slope, yang disebut sebagai cross beds. Pada kecepatan aliran rendah pusaran arus terbentuk lemah dan ada sedikit penggerusan pada reattachment point. Cross beds terbentuk hanya pada sudut diam (angle of rest) pasir, dan ketika terbangun ke arah luar menuju lembah, kontak dasarnya menyudut (angular). Bedform yang terbentuk pada kecepatan ini biasanya memiliki puncak bersinusitas rendah, jadi bentuk tiga dimensi struktur ini serupa dengan planar cross lamination. Ini adalah planar cross bedding, dan permukaan di dasar cross beds berbentuk datar dan dekat horizontal karena ketiadaan penggerusan di dalam lembah. Cross beds yang dibatasi oleh permukaan horizontal terkadang disebut sebagai tabular cross bedding (Gambar 4.11 & 4.14). Cross beds mungkin membentuk sudut tajam pada dasar lereng longsoran atau mungkin asimtot (tangential) terhadap horizontal (Gambar 4.15 & 4.16). Pada kecepatan aliran yang tinggi pusaran arusnya adalah fitur kuat yang menciptakan arus balik (counter-currents) pada dasar muka gelincir (slip face) yang mungkin cukup kuat untuk menghasilkan ripples (counter-flow ripples) yang memindahkan ujung (toe) dari lee slope dengan jarak yang dekat (Gambar 4.15).


BATASAN PADA PEMBENTUKAN DUNES

Dunes memiliki panjang gelombang yang berkisar dari 60 cm hingga ratusan meter dan tingginya dari 5 cm hingga lebih dari 10 m (Leeder 1982). Dunes yang terkecil lebih besar dari ripples yang terbesar. Dunes terbentuk dalam pasir halus hingga sangat kasar dan kerikil tapi tidak ditemukan dalam pasir sangat halus. Ada hubungan antara ketebalan boundary layer dan panjang gelombang dan tinggi dunes; di dalam aliran air di sungai, dll, boundary layer adalah kira-kira kedalaman aliran. Dengan meningkatnya kedalaman aliran dimensi ini biasanya akan menjadi lebih besar tapi sulit untuk menentukan hubungan ukuran-kedalaman dengan jelas (Alen 1970a). Sebagai konsekuensi kebergantungan kedalaman ini, subaqueous dunes umumnya ditemukan di dalam channel sungai, delta, estuaria, dan paparan dengan arus tidal yang kuat (lihat bab 9, 11, 12 dan 14).




Gambar 4.13 Grafik panjang gelombang dan ketinggian subaqueous ripple dan subaqueous dune bedform. (Menurut Collinson & Thompson 1982).
Efek lanjut aliran yang lebih kuat adalah penciptaan tanda lubang gerusan pada reattachment point. Longsoran lee slope maju menuju lembah gerusan ini, jadi dasar cross beds ditandai oleh permukaan erosi yang bergelombang. Puncak subaqueous dunes yang terbentuk dibawah kondisi ini akan sangat sinus atau akan pecah menjadi rangkaian bentuk linguoid dunes. Lembah cross bedding yang terbentuk oleh migrasi sinous subaqueous dunes biasanya memiliki kontak dasar yang asimtot dan batas bawah yang bergelombang.



Gambar 4.14 Planar cross bedding di dalam lapisan batupasir laut dangkal berumur Eosen, cekungan Bighorn, Wyoming, USA. Skala dalam inci (1 inch = 2,54 cm)




SAND WAVES

Survei paparan laut kontinen telah mengungkapkan kehadiran bedform linier besar dalam daerah pasiran lantai laut. Fitur ini memiliki panjang gelombang puluhan hingga ratusan meter dan mungkin melebihi 10 m tingginya. Puncaknya lurus sampai sinus sedang dan lembahnya tidak memiliki lubang gerusan yang terbentuk baik. Kehadiran subaqueous dunes di belakang beberapa sand waves ini menunjukkan bahwa mungkin keduanya berbeda, tapi ada begitu banyak tumpang tindih antara ukuran dan bentuk sand waves dan subaqueous dunes yang tidak mudah memisahkan keduanya. Sand wave ini biasanya memiliki tinggi 1 – 8 m dengan panjang gelombang 50 -300 m dan terdapat pada paparan dan estuaria yang dipengaruhi tidal. Karakteristik bedform yang terbentuk dalam lingkungan yang dipengaruhi tidal didiskusikan dalam bab 11.



Gambar 4.15 Tangential toe di dasar suatu set cross beds.
Counter-current ripples di ujung (toe) subaqueous dune
bedform yang terbentuk oleh aliran terlokalisir dalam
separation ‘bubble’.




Gambar 4.16 Cross bedding di dalam lapisan batupasir laut dangkal berumur Kapur, cekungan Morondava, bagian barat adagaskar.





BENTUK LAPISAN YANG TUMPANG TINDIH (SUPERIMPOSED BEDFORMS)

Gambar 4.17 menunjukkan ripples dan subaqueous dunes berdampingan dalam estuaria sungai. Ripples terbentuk dalam arus di atas stoss side dari dunes dan di dalam lembah, dimana komplek pusaran dapat memberikan kenaikan ke komplek pola ripples. Dalam kasus bedform di dalam lingkungan tidal, superimposed bedform mungkin suatu konsekuensi perubahan kekuatan aliran dan kedalaman aliran.



4.3.3 Cross Stratification, Cross Bedding dan Cross Lamination

Bermanfaat sekali meringkas istilah-istilah yang digunakan dalam konteks untuk menjamin konsistensi terminologi (Collinson & Thompson 1982). Cross stratification adalah semua lapisan dalam sedimen dan batuan sedimen yang berorientasi dengan sudut tertentu terhadap horizontal pengendapan. Strata berlereng (inclined strata) sangat umum terbentuk di dalam pasir dan kerikil oleh migrasi bedform. Ketika bedform bermigrasi, pasir diendapkan di atas lee slope dengan sudut sampai 30° dari horizontal, membentuk lapisan tipis pada sudut ini yang mungkin terawetkan jika ada jaring akumulasi. Jika bedform adalah ripples maka akan menghasilkan struktur yang disebut sebagai cross lamination. Ripples dibatasi ketinggian puncaknya sampai sekitar 3 cm, jadi lapisan cross lamination tidak melampaui ketebalan ini. Migrasi bedform yang lebih besar seperti dunes dan sand waves membentuk cross bedding yang ketebalannya mungkin mencapai puluhan centimeter hingga puluhan meter. Cross stratification adalah istilah yang lebih umum dan digunakan untuk stratifikasi berlereng yang dihasilkan oleh proses selain dari migrasi bedform-contoh, permukaan berlereng (inclined surface) yang terbentuk di atas tepi bagian dalam (inner bank) sungai oleh migrasi point bar (9.2.2). Istilah lain yang telah digunakan adalah ‘current bedding’, ‘festoon bedding’ dan ‘false bedding’, tapi sekarang ini tidak dipakai. Suatu unit tunggal material cross bedded disebut sebagai set, dan tumpukan set yang sama disebut sebagai co-set (Gambar 4.18).


Gambar 4.17 Ripple bedforms di sisi hulu dune bedform yang tersingkap di dalam suatu estuaria (Barmouth , Wales).



4.3.4 Plane Bedding dan Planar Lamination

Plane bedding adalah struktur tersederhana dari semua struktur sedimen. Ini adalah lapisan sederhana pasir yang terendapkan dari aliran untuk menghasilkan planar lamination. Suatu diagram stabilitas bedform (Gambar 4.19) memiliki dua daerah dimana plane beds bersifat stabil. Lower-stage plane beds terbentuk di dalam pasir ukuran butir kasar dan lebih dari itu (lebih dari 0,7 mm) ketika kecepatan kritis tercapai dan butir-butir mulai bergerak sepanjang permukaan lapisan. Ripples tidak terbentuk pada ukuran butir kasar karena permukaan lapisannya kasar (4.3) dan menghalangi terjadinya pemisahan aliran. Horizontal planar lamination yang dihasilkan di bawah kondisi keadaan ini cenderung kurang baik terbentuknya.





Gambar 4.18 Set dan co-set cross stratification. (Menurut Collinson & Thompson 1982).



Pada kecepatan aliran yang tinggi upper-stage plane beds terjadi dalam semua ukuran butir pasir menghasilkan planar lamination yang terbentuk baik dengan lamina yang biasanya dengan ketebalan 5-20 ukuran butir (Gambar 4.20). Permukaan lapisan juga ditandai punggungan (ridge) memanjang dengan tinggi beberapa diameter butir, terpisahkan oleh alur parit (furrow) yang berorientasi sejajar dengan arah aliran (Allen 1964a). Fitur ini disebut sebagai primary current lineation (sering disingkat pcl) dan ini adalah karakteristik upper-stage plane bedding. Primary current lineation terbentuk di atas lapisan sebagai hasil karakteristik aliran di dalam viscous sub-layer (4.3), pembentukan ‘ledakan’ (bursts) dan ‘sapuan’ (sweeps). Ketika aliran turbulen di atas permukaan yang lembut diperiksa secara detail terlihat bahwa ada ‘lintasan’ (streaking) yang sejajar dengan arah aliran. Aliran yang terdiri dari daerah dimana fluida ‘meledak’ (bursting) dari viscous sub-layer menuju boundary layer utama dan zona sejajar ‘sapuan’ (sweeps) fluida turun ke viscous sub-layer. Efek ini dengan cepat berakhir tapi pada batas lapisan efek ini menciptakan punggungan dan alur parit yang terlihat sebagai primary current lineation. Efek ini berkurang ketika permukaan lapisan kasar dan oleh karena itu tidak terbentuk baik dalam pasir lebih kasar.



Gambar 4.19 Diagram stabilitas bedform
menunjukkan bidang stabilitas dari
bedform yang berbeda-beda yang
terbentuk di dalam sedimen dengan
ukuran butir yang berbeda dan pada
kecepatan aliran yang berbeda.
(Menurut Harms et al. 1975;
Walker 1992b).




Gambar 4.20 Endapan batu pasir berlaminasi sejajar (parallel lamination) di dalam suatu lingkungan limpah banjir (overbank) (Kapur, Alexander Island, Antartica).



4.3.5 Aliran Cepat (Superctitical)

Aliran mungkin dapat tenang (tranquil), dengan permukaan air yang lembut, atau cepat (rapid), dengan permukaan yang tidak rata puncak dan lembah gelombangnya di dalam beberapa keadaan. Keadaan aliran ini dapat dinyatakan dalam parameter, angka Froude, yang berhubungan dengan kecepatan air yang dapat meneruskan atau mentransmisikan suatu gelombang melewati air. Dalam bentuk yang paling sederhana angka Froude dapat dianggap sebagai perbandingan kecepatan aliran dengan kecepatan gelombang di dalam aliran (Leeder 1982). Ketika nilainya kurang dari satu, suatu gelombang (terbentuk, contohnya, oleh kerakal yang terjatuh ke dalam air oleh angin di permukaan: 4.4) dapat menyebar ke hulu karena berjalan lebih cepat dari aliran. Ini adalah keadaan sub-critical flow atau tenang. Angka Froude yang lebih besar dari satu menunjukkan bahwa aliran terlalu cepat bagi gelombang untuk menyebar ke hulu dan alirannya cepat atau supercritical. Sebuah analogi dapat di buat antara aliran subcritical dan supercritical di dalam air dan pergerakan subsonic dan supersonic melewati air: maksud yang terakhir adalah gelombang suara yang berbeda bentuknya dengan gelombang air, tapi baik keduanya ada ambang permulaan (threshold) pergerakan lebih lambat dari gelombang dan pergerakan yang lebih cepat dari gelombang sehingga dapat menyebar. Dalam air ambang permulaan (threshold) ini beasosiasi dengan perubahan pada permukaan aliran yang disebut lompatan hidrolik (hydraulic jump) yang mungkin terkadang terlihat dalam arus sebagai pemecahan gelombang yang jelas di antara daerah aliran cepat dan tenang.
Dalam keadaan dimana angka Froude kurang lebih satu, untuk aliran dalam air di atas lapisan pasir, gelombang tegak lurus mungkin secara temporer terbentuk pada permukaan air sebelum semakin meninggi (steepening) dan kadang pecah ke arah ke hulu. Pasir di atas lapisan membentuk punggungan yang disebut sebagai antidunes (atau in-phase wave) dan ketika gelombang pecah penambahan pasir tejadi di sisi hulu antidunes. Bila ini terawetkan, antidunes cross bedding akan terlihat sebagai cross stratification yang miring (dipping) ke arah hulu. Bagaimanapun, pengawetan yang demikian itu jarang sekali terlihat hanya karena ketika kecepatan aliran menurun sedimen mengalami rework menjadi upper-stage plane beds oleh subcritical flow. Keterdapatan antidunes cross stratification yang terdokumentasikan baik diketahui dari endapan pyroclastic surge (16.3.4) dimana aliran kecepatan yang tinggi disertai oleh tingkat sedimentasi yang sangat tinggi (Schminke et al. 1975).


4.3.6 Diagram Stabilitas Bedform dan Rezim Aliran (Flow Regimes)

Hubungan antara ukuran butir sedimen dan kecepatan aliran diringkas dalam Gambar 4.19. Diagram stabilitas bedform ini menunjukkan kemungkinan besar bedform yang terbentuk pada ukuran butir dan kecepatan tertentu dan telah dikonstruksikan dari data percobaan (dimodifikasi dari Harm et al. 1975 dan Walker 1992b). Harus dicatat bahwa batas-batas antara bidang tidak jelas dan ada banyak tumpang tindih dimana salah satu atau kedua bentuk dua bedform yang mungkin stabil. Catat juga bahwa skalanya logaritma di kedua sumbunya. Tambahan untuk dasar stabilitas bedform, dua rezim aliran yang umum dikenali: lower flow regime dimana ripples, sand waves, dunes dan lower plane beds stabil; dan upper flow regime dimana plane beds dan antidunes terbentuk. Aliran dalam lower flow regime selalu subcritical dan perubahan ke aliran supercritical berada di dalam bidang antidunes.


sumber : http://geo-facts.blogspot.com/2011/01/proses-transportasi-dan-struktur.html

Leave a Reply

 
 

Blog Archive

Daftar Blog Saya

Blogger news