Mass Gravity Flow [PDF]

Citation preview

Mass Transport Complex Proses Transportasi Sedimen Klastik di Lingkungan Laut Dalam a. Mass-gravity Transport Pada lingkungan laut dangkal, sebagian besar dari sedimen mengalami transportasi berupa fluid flow. Sedimen digerakkan oleh arus traksi di dasar aliran maupun oleh mekanisme suspensi. Berbeda dengan mekanisme tersebut, sedimen di laut dalam digerakkan melalui mekanisme mass-gravity transport, dimana kandungan dari sedimen yang tertransport lebih besar dibandingkan air atau fluida yang mengangkutnya, sehingga proses transportasi di lingkungan ini didominasi oleh sedimen (mass) dan pengaruh gravitasi (kelerengan). Pada mass-gravity transport, ketika sedimen diendapkan pada lereng di sisi-sisi cekungan laut dalam (sebagai contoh ialah pada upper continental slope atau pada bagian atas dari ngarai bawah laut), maka sedimen tersebut akan bergerak menuruni lereng jika daya dorong atau pengaruh dari gravitasi melebihi gaya gesek sedimen dengan bidang dasar aliran. Mass-gravity transport merupakan mekanisme yang mendominasi resedimentasi material klastik menuju ke lingkungan laut dalam yang tadinya merupakan endapan pada lereng cekungan. Hal ini dikarenakan untuk terjadi transportasi, dibutuhkan sedimen dengan ketebalan yang cukup besar untuk terendapkan sebelum transportasi berjalan, serta aktivitas geologi yang memicu transportasi hanya terjadi secara periodik. Mass-gravity transport biasanya digolongkan sebagai proses resedimentasi. Massgravity transport merupakan istilah yang meliputi semua proses masa sedimen sewaktu menuruni lereng akibat pengaruh gravitasi. Pada kasus ini, mekanisme yang dibahas dikhususkan pada proses mass-gravity transport yang terjadi di bawah laut (Reading, 1978). Proses mass-gravity transport dapat dibagi menjadi: (1) Rock fall (2) Sliding & slumping (3) Sediment gravity flow. Empat jenis aliran sediment gravity flow dapat dibedakan berdasarkan mekanisme grain supportnya, yaitu: (1) Debris flow (klastik yang disertai matriks) (2) Grain flow (kontak butir per butir) (3) Fluidized sediment flow (butiran sedimen terangkut oleh fluida dari pori-pori yang mencampuri masa sedimen) (4) Turbidity flow (butiran sedimen terangkut karena turbulensi fluida). Empat jenis mekanisme yang berbeda tersebut dapat terjadi pada satu event mass-gravity transport. Pada aliran sedimen gravitasi, butiran sedimen tidak hanya tertransport melalui mekanisme suspense, melainkan juga traksi (sebagai bed load). Sebagai contoh, mekanisme traksi dapat berlangsung selama masa pre-deposisi suatu



aliran turbidit hingga menghasilkan struktur dan tekstur pada endapan akhir yang diproduksinya (Sanders, 1965). Sedimen laut dalam dapat terdistribusi kembali oleh arus indigenous di dasar aliran yang mentransport sedimen melalui mekanisme fluid flow sebagai bed load / endapan dasar. b. Slumping Penggolongan proses slumping sebagai salah satu dari proses transportasi sedimen di laut dalam hingga kini masih menjadi kontroversi. Morgenstern (1967) menyatakan bahwa proses slumping dapat terjadi dengan lereng minimum 1 o. Walaupun begitu, Moore (1961) menganggap bahwa slumping hanya dapat terjadi pada lingkungan dengan pengendapan yang cepat, seperti delta dan bagian atas sebuah ngarai. Proses slumping tidak dapat terjadi di paparan benua dan laut dalam yang memiliki lereng yang landai dan cukup stabil. Pemetaan struktur bawah laut dengan menggunakan seismik menunjukkan bahwa slumping dapat terjadi pada daerah dengan lereng yang landai, serta banyak ditemui di lingkungan laut dalam, khususnya pada upper continental slope (Roberts, 1972 dalam Reading, 1978). Dimensi dan ketebalan satu tubuh slump dapat mencapai ukuran yang sangat besar, yaitu ratusan km3. Slumping berskala besar tersebut dapat disebabkan oleh gempa dengan magnitude yang besar. Morfologi yang dihasilkan proses slumping di lingkungan laut dalam ditunjukkan oleh gambar 12.6: Karakter dari sedimen hasil proses slumping antara lain (Helwig, 1970, dalam Reading, 1978): (1) Lapisan yang terdeformasi kedudukannya berada di antara lapisan yang tidak terganggu / terdeformasi. (2) Kontak bagian atas dari lapisan yang terdeformasi ialah berupa welded (3) Antiklin tererosi di bagian atas / permukaannya (4) Orientasi sumbu lipatan tidak searah dengan jurus struktur geologi yang dihasilkan oleh aktivitas tektonik (5) Dalam satu tubuh slump, banyak struktur deformasional yang dapat ditemui. Arah dari slumping biasanya diasumsikan tegak lurus kepada rata-rata azimuth dari sumbu slump-fold dan ditentukan dari arah overturn (arah depan) dari fold tersebut . Walaupun begitu, jika yang mengalami sedimen adalah suatu masa sedimen yang kental, maka gesekan antar butir sedimen tersebut dapat menyebabkan arah overturn berbalik ke arah atas slope.



c. Debris Flow Fluida Newtonian (dalam hal ini: air) tidak cukup kuat untuk mengangkut sedimen dengan jumlah yang banyak. Bagaimanapun, aliran sedimen berkonsentrasi tinggi tidak digolongkan lagi sebagai fluida Newtonian. Debris flow merupakan aliran berkonsentrasi tinggi dengan yield strength yang besar. Debris flow mengalir secara laminar dan tersusun atas fragmen-fragmen yang terangkut oleh matriks berupa mud dengan campuran air. Debris flow dapat terjadi pada lereng yang landai, kurang dari 1 atau 2o. Kecepatan alirannya masih lebih cepat jika dibandingkan rayapan tanah. Ketika aliran mencapai fase yang stabil, maka aliran tersebut akan membatu (menyebabkan adanya floating mass, yaitu kondisi dimana fragmen “mengapung” di antara matriks mud). Ketebalan dari satu tubuh endapan hasil debris flow bias mencapai beberapa meter. Endapan tersebut tidak memiliki struktur sedimen yang teratur (kecuali pada bagian daasrnya, sering ditemukan struktur gradasi terbalik), butirannya memiliki sortasi buruk, dan berukuran pasir hingga bongkah, matrix-supported. Debris flow tidak mengabrasi batuan dasar yang dilaluinya pada saat transportasi, kecuali jika di dalam aliran tersebut terdapat fragmen batuan yang keras (rigid) dan tajam yang dapat menghasilkan struktur slide marks (Middleton & Hampton, 1976). Endapan yang dihasilkan melalui mekanisme debris flow biasa terbentuk pada lingkungan laut dalam modern dimana aliran tersebut bergerak beberapa ratus kilometer dan menutupi area yang cukup luas, yakni mencapai ribuan km2. Endapan chaotic dengan kandungan fragmen batuan selain batuan sedimen dan berumur lebih tua dari batuan sedimen yang terrombakkan (fragmen eksternal) yang dihasilkan melalui mekanisme debris flow dan proses mass-gravity transport lain yang terkait dengannya biasa dinamakan olitostrom. Fragmen-fragmen batuan (klastika) yang terkandung dalam olitostrom tersebut biasa disebut dengan olistolith. Olitostrom mencerminkan fase tektonik aktif dari sebuah cekungan laut dalam. Litologi yang dihasilkan oleh debris flow serupa dengan litologi chaotic yang dihasilkan tectonic shearing pada saat subduksi di palung-palung laut dalam maupun selama proses gravity gliding di sebuah nappe. Endapan chaotic yang dihasilkan melalui proses tektonik tersebut biasa dinamakan sebagai mélange. d. Arus Turbid (Densitas Tinggi)



Kuenen & Migliorini (1950) mendefinisikan arus tirbid sebagai arus fluida dengan densitas tinggi yang berisi material pasir dan mud yang tertransport secara suspensi dengan densitas 1,5 – 2 gr/cc. Ketika alirannya melambat dan turbulensi fluidanya berhenti, butiran yang paling kasar akan terendapkan, diikuti oleh ukuran butir yang semakin kecil secara gradual seiring dengan berkurangnya kekuatan aliran. Mekanisme pengendapan tersebut menghasilkan model yang bergradasi normal, baik secara vertical maupun horizontal searah dengan turunnya lereng. Pada arus turbid, tenaga yang mengangkut sedimen secara suspensi berasal dari turbulensi fluida. Middleton (1970) menyatakan bahwa turbulensi fluida tersebut disebabkan oleh auto-suspension, yaitu suatu kondisi keseimbangan dinamik yang memungkinkan densitas fluida yang besar untuk menggerakkan aliran, hingga aliran tersebut menyebabkan friksi dan turbulensi fluida, dan akhirnya turbulensi tersebutlah yang menahan fragmen agar tetap mengapung di antara matriks. Selama lereng yang dilalui memiliki kecuraman yang konstan, maka arus turbid dapat mengalir hingga jarak yang cukup jauh. Hal ini disebabkan karena walaupun friksi yang dihasilkan antar aliran dan butir sedimen berkurang, tapi tenaga gravitasi dapat mendukung agar turbulensi tersebut tetap berjalan. Lingkungan di bawah laut yang dapat mengakomodir arus turbid antara lain ialah channel laut dalam. Memiliki lebar beberapa kilometer dan panjang (mengindikasikan jarak tempuh arus turbid yang melaluinya) mencapai ribuan kilometer. Frekuensi terjadinya arus turbid dan terbentuknya endapan turbidit di lingkungan laut dalam tergantung pada factor-faktor seperti dari mana arus turbid tersebut berasal, perkiraan jarak lokasi pengendapan ke sumber arus turbid, serta muka air laut. Arus turbid yang berhubungan dengan channel memiliki densitas yang lebih rendah, berbeda dengan arus turbid yang terjadi pada daerah shelf – slope yang memiliki densitas tinggi. Naiknya muka air laut juga akan menurunkan intensitas terjadinya arus turbid, terutama pada dua daerah yang terakhir tersebut. Endapan turbidit merupakan endapan yang dihasilkan dari mekanisme arus turbid. Karakter dari endapan turbidit tersebut dicirikan oleh sekuen Bouma yang secara keseluruhan berstruktur gradasi normal. Model sekuen Bouma tersebut menggambarkan bahwa endapan turbidit memiliki karakteristik tekstur dan struktur: (1) Struktur sole mark



(2) Struktur gradasi vertikal (normal) (3) Perubahan struktur internal yang teratur (4) Persentase matriks yang tinggi. Selain material silisiklastik, endapan turbidit juga dapat tersusun atas materialmaterial karbonat (bioklastik). Endapan turbidit karbonat kerap ditemui pada cekungan laut dalam modern maupun purba. Material karbonat pada endapan tersebut dihasilkan oleh terumbu atau carbonate bank yang tumbuh di sisi-sisi cekungan turbidit serta dari batupasir bioklastik yang tersusun atas bagian-bagian skeletal dari organism laut dangkal. Atau endapan turbidit karbonat juga dapat tersusun oleh karbonat pelagic yang mengalami resedimentasi dari tinggian bawah laut ke rendahan atau cekungan di sekitarnya. e. Arus Turbid (Densitas Rendah) Arus turbid dengan densitas yang rendah mengalir lebih lambat dan dengan umur tempuh yang lebih lama dibandingkan arus turbid berdensitas tinggi. Arus berdensitas rendah ini dapat mengalir dengan kecepatan 1,8 km/jam (Shepard, McCoughlin, Marshall dan Sullivan, 1977). Arus turbid berdensitas rendah ini akan dapat mengangkut material berukuran lempung – lanau dengan struktur sedimen laminasi parallel. Jenis arus ini dapat terjadi pada kondisi: (1) Gelombang badai di daerah paparan (shelf) yang menyebabkan terbentuknya lapisan turbid (2) Masuknya aliran lumpur (muddy) ke dalam sebuah danau atau laut (3) Perkembangan bagian ekor dari morfologi endapan turbidit dengan densitas tinggi. f. Proses Aliran Massa Lainnya  Grain Flow  Fluidized Sediment Flow