Sifat-Sifat Dasar Fluida, Interaksi Dan Transportasi Sedimen

MAKALAHSifat-Sifat Dasar Fluida, Interaksi Dan Transportasi Sedimen

SIFAT-SIFAT DASAR FLUIDA, INTERAKSI DAN TRANSPORTASI SEDIMEN3.1 TINJAUAN UMUM

Untuk memahami proses-proses yang menghasilkan banyak struktur sedimen yang teramati dalam rekaman geologi, kita perlu memiliki pengetahuan mengenai sifat-sifat fisik dan mekanika fluida yang mengerosi, mengangkut, dan mengendapkan sedimen.

Sebagian besar proses itu merupakan produk langsung dari pergerakan fluida (umumnya air, namun bisa juga angin dan es. Salah satu pengecualian untuk itu adalah sedimen yang diangkut oleh gaya gravitasi secara langsung. Hal yang disebut terakhir ini biasanya terjadi pada suatu lereng. Selama berlangsungnya pergerakan sedimen yang dipicu oleh gaya gravitasi, fluida dapat berperan penting sebagai pelumas atau penunjang pergerakan partikel. Massa sedimen yang mengalir itupun berlaku mirip dengan fluida.

Untuk memahami proses-proses yang menghasilkan banyak struktur sedimen, selain memiliki pengetahuan mengenai fluida, kita juga perlu memiliki pengetahuan mengenai sifat-sifat fisik partikel sedimen itu sendiri, baik sebagai individu partikel maupun sebagai agregat. Variasi besar butir, bentuk butir, dan densitas partikel sedimen alami jelas mempengaruhi tanggapan-nya terhadap aliran yang mengerosi, mengangkut, dan mengendapkannya.

Dengan dasar pemikiran seperti itu, dalam kali ini kita akan mencoba untuk menelaah beberapa sifat fluida serta pengaruh sifat-sifat tersebut terhadap cara fluida itu mengalir. Kita juga akan membahas tentang sifat-sifat fisik sedimen serta melihat bagaimana fluida dan partikel itu berinteraksi selama berlangsungnya proses-proses sedimentasi tertentu.

3.2 SIFAT-SIFAT FLUIDA BERVISKOSITAS RENDAH DAN ALIRANNYA

3.2.1 Sifat-Sifat Dasar Fluida

Tiga fluida sederhana yang menjadi agen pengangkut semua sedimen di permukaan bumi adalah air, udara, dan es. Es dianggap sebagai suatu fluida apabila sifat-sifatnya diperhatikan dalam suatu rentang waktu yang panjang. Selain itu, campuran sedimen dengan air, misalnya dalam bentuk aliran lumpur, juga dapat dianggap berlaku sebagai suatu fluida.

Pertama-tama, mari kita lihat air dan udara. Kita tahu bahwa kedua media itu memiliki sifat-sifat fisik tertentu yang jauh berbeda. Dua sifat yang sangat mempengaruhi sifat alir kedua media itu serta cara setiap medium berinteraksi dengan partikel-partikel sedimen yang diangkutnya adalah densitas dan viskositas.

Densitas fluida ((f) menentukan besaran gaya, misalnya stress, yang akan bekerja di dalam fluida itu serta terhadap bidang batas fluida-sedimen yang terletak dibawahnya, terutama ketika fluida bergerak menuju bagian bawah lereng di bawah pengaruh gaya gravitasi. Densitas juga menentukan cara gelombang merambat melalui fluida serta mengontrol gaya apung (boyant force) yang bekerja terhadap partikel-partikel sedimen yang ada didalamnya serta menentukan densitas efektifnya ((s (f), dimana (s adalah densitas partikel padat. Sebagai contoh, suatu butiran kuarsa dalam air memiliki densitas efektif 1,65 g/cm3, sedangkan densitasnya di udara adalah 2,65 g/cm3. Perbedaan densitas efektif sangat mempengaruhi kemampuan suatu fluida untuk mengangkut partikel.

Viskositas (() menyatakan kemampuan fluida untuk mengalir. Viskositas dinyatakan sebagai nisbah shear stress ((, shearing force/satuan luas) terhadap laju deformasi (du/dy) yang ditimbulkan oleh geseran itu:

(3-1)

Untuk setiap fluida, viskositas tidak bersifat konstan, melainkan berubah-ubah sejalan dengan temperatur. Sebagai contoh, viskositas sirup panas berbeda dengan viskositas sirup dingin.

Kita dapat memvisualisasikan aliran dengan suatu model sederhana dimana suatu fluida terletak diantara dua lempeng yang bergerak satu terhadap yang lain. Pada kondisi itu, fluida dapat dipandang sebagai tumpukan lembaran-lembaran yang sejajar dengan kedua lempeng tersebut. Setiap lembaran itu bergerak satu terhadap yang lain dengan laju yang seragam sedemikian rupa sehingga suatu garis lurus lurus yang terletak tegak lurus terhadap kedua lempeng akan terdeformasi menjadi suatu garis lurus yang miring (gambar 3-1). Viskositas mencerminkan gaya yang diperlukan untuk menghasilkan laju deformasi tertentu terhadap lembaran-lembaran tersebut. Untuk dapat menghasilkan laju deformasi yang sama, fluida yang memiliki viskositas relatif tinggi akan memerlukan shear stress yang lebih besar dibanding fluida yang memiliki viskositas relatif rendah.

Karena densitas dan viskositas sama-sama memegang peranan penting dalam menentukan tingkah laku fluida, maka keduanya sering dipersatukan melalui suatu aspek tunggal yang disebut viskositas kinematik (():

(3-2)

3.2.2 Aliran Laminer dan Aliran Turbulen (Model Arus)

Beberapa sifat aliran dapat dipelajari dengan cara melakukan percobaan sederhana. Masukkan zat pewarna ke dalam suatu fluida kental, misalnya gliserin, yang mengalir dengan sangat lambat dalam suatu alur yang sempit. Kemudian amati dengan seksama bentuk zat pewarna yang mengalir dari titik injeksi. Lakukan prosedur yang sama pada laju aliran yang lebih tinggi atau pada fluida yang viskositasnya lebih rendah.

Anda akan melihat bahwa, pada aliran yang lambat dan berviskositas tinggi, zat pewarna akan tampak koheren dan membentuk suatu garis yang lebih kurang lurus. Namun, ketika viskositas fluida bertambah atau ketika kecepatan aliran berkurang, zat pewarna tidak membentuk suatu garis lurus, melainkan terpecah-pecah ke dalam beberapa bagian yang terdeformasi, di dalam setiap bagian mana komponen-komponen pergerakan terletak tegak lurus terhadap arah umum aliran (gambar 3-2).

Pada aliran yang berkecepatan rendah dan pada fluida yang berviskositas tinggi, aliran berkorespondensi dengan model yang dijelaskan pada bagian 3.2.1. Aliran seperti itu dinamakan aliran laminer (laminar flow). Pada aliran yang lebih cepat atau dalam fluida yang viskositasnya lebih rendah, fluida tidak lagi dapat divisualisasikan sebagai sederetan lembaran atau filamen, melainkan memiliki pergerakan random yang berlangsung bersamaan dengan pergerakan umum dari aliran searah itu. Pergerakan sekunder itu merupakan fenomenon yang penting dari turbulensi (turbulence).

3.2.3 Turbulensi

Pemahaman terhadap khuluk turbulensi sangat penting artinya untuk memahami berbagai struktur sedimen yang akan dijelaskan nanti. Turbulensi yang terlihat dalam air yang mengalir dalam alur berdinding licin merupakan suatu pergerakan random paket-paket fluida yang berlangsung dalam aliran umum. Jika kita memperlambat aliran cukup jauh atau apabila viskositas fluida bertambah, maka pergerakan random seperti itu akan dapat dihilangkan dan mencapai kondisi aliran laminer. Walau demikian, dalam semua kondisi alami dimana terjadi aliran air atau udara, turbulensi merupakan suatu yang biasa. Kecepatan yang terukur pada suatu titik dalam aliran laminer berharga tetap dari waktu ke waktu, sedangkan kecepatan pada suatu titik dalam aliran turbulen harganya bervariasi. Perbedaan antara kedua aliran itu mengindikasikan bahwa kita akan dapat memprediksikan, dengan menggunakan sejumlah variabel, untuk memprediksikan kondisi-kondisi batas yang memisahkannya.

Faktor-faktor yang mengontrol turbulensi biasanya dikombinasikan untuk menurunkan bilangan Reynolds (Re) aliran itu. Bilangan Reynolds adalah suatu angka yang tidak memiliki dimensi serta menyatakan nisbah antara gaya inersia (inertial forces) yang berkaitan dengan skala dan kecepatan aliran (yang cenderung memicu terjadinya turbulensi) terhadap viscous forces yang cenderung menahan terjadinya turbulensi:

(3-3)

dimana

adalah kecepatan rata-rata aliran.

L adalah panjang yang mengindikasikan skala aliran (misalnya kedalaman).

Karena merupakan bilangan yang tidak memiliki dimensi, bilangan Reynolds sangat bermanfaat untuk membandingkan aliran atau membandingkan beberapa scale model dari beberapa aliran. Transisi dari aliran laminer kepada aliran turbulen terjadi pada nilai kritis dari bilangan Reynolds yang nilai aktualnya akan tergantung pada batas-batas aliran (misalnya alur, dsb).

Keberadaan turbulensi memiliki efek yang sangat penting terhadap sifat-sifat aliran. Karena pergerakan eddy dalam aliran turbulen menyerap energi, maka shear stress yang lebih besar diperlukan untuk mempertahankan gradien kecepatan tertentu dalam aliran turbulen dibanding dalam aliran laminer. Persamaan 3-1 harus dimodifikasi untuk mencakup turbulensi:

(3-4)

dimana ( adalah apa yang disebut sebagai eddy viscosity. Ini merupakan suku tambahan yang diperlukan untuk shear

tambahan yang diperlukan untuk mempertahankan turbulensi.

adalah time-average velocity.

Walau demikian, eddy viscosity tidak bersifat tetap untuk fluida, melainkan tergantung pada tingkat turbulensi dalam aliran. Dengan kata lain, eddy viscosity tergantung pada bilangan Reynolds. Hal itu menyebabkan perhitungan shear stress dalam suatu aliran turbulen agak kompleks.

Konsekuensi lain dari turbulensi adalah bahwa profil kecepatan melalui suatu aliran turbulen memiliki bentuk yang agak berbeda dari profil kecepatan pada aliran laminer. Apabila profil aliran laminer (gambar 3-3a) merupakan suatu representasi realistis dari kecepatan pada suatu titik waktu, maka profil kecepatan untuk aliran turbulen (gambar 3-3b) dirata-ratakan dalam satu rentang waktu tertentu untuk mengeliminasi fluktuasi yang disebabkan oleh turbulensi. Untuk alasan yang sama, time-average velocity , bukan kecepatan sesaat u, digunakan dalam persamaan 3-4.

Nilai-nilai kecepatan sesaat dalam aliran turbulen memiliki komponen-komponen arah dan besaran yang berbeda dengan time-averaged velocity. Variasi kecepatan umumnya memiliki orde yang sama dengan time-averaged value itu sendiri. Fenomenon seperti itu dipandang sebagai hal yang bertanggungjawab terhadap munculnya gaya yang menyebabkan kaki kita goyah sewaktu mencoba untuk menyebrangi sungai berair deras atau ketika kita berdiri di tengah kancah angin kuat. Salah satu contoh turbulensi dapat dengan relatif mudah dilihat dengan mata telanjang pada permukaan air sungai, terutama pada saat terjadinya banjir. Pada waktu itu "buih" muncul ke permukaan air.

Jika arus cukup kuat untuk menggerakkan sedimen, turbulensi akan berkembang dengan baik dan akan mempengaruhi cara partikel-partikel sedimen bergerak. Turbulensi merupakan mekanisme sangat penting dalam pengangkutan sedimen dalam suspensi ketika komponen pergerakan turbulen yang mengarah ke atas mendukung partikel-partikel yang tersuspensi (lihat 3.9.1). Hal itu mengimplikasikan bahwa turbulensi tidak dapat seluruhnya bersifat random dan bahwa harus ada fluks energi total yang mengarah ke atas.

Hingga di sini kita telah membahas turbulensi dalam kaitannya dengan pergerakan-pergerakan sekunder yang tersebar di setiap bagian aliran yang pada dasarnya merupakan aliran searah. Selain itu, dalam aliran turbulen juga terdapat eddy-eddy yang lebih lokal dan berasosiasi dengan bentuk batas-batas aliran. Penghalang dan ketidakteraturan pada tepi-tepi aliran menghasilkan eddy. Bentuk dan susunan eddy-eddy itu sangat erat kaitannya dengan bentuk penghalang serta kondisi-kondisi aliran. Kadang-kadang "tubuh" fluida yang tertahan berotasi pada sisi hilir dari penghalang, sedangkan dalam kasus lain suatu eddy spiral membawa fluida masuk kembali ke dalam aliran utama. Pada kasus-kasus seperti itu, aliran dikatakan terpisah dari batas pada suatu titik atau garis pemisah (separation point or line) serta bergabung kembali di sebelah hilir pada suatu titik atau garis penggabungan (reattachment point or line) (gambar 3-4).

Anda akan dapat banyak memperoleh pelajaran mengenai pemisahan aliran dan struktur eddy dalam air dengan cara melakukan percobaan-percobaan sederhana dalam alur artifisial di laboratorium atau dalam alur alami berukuran kecil dimana mengalir air jernih. Pola pergerakan air dapat dilihat dari pergerakan setiap partikel kecil yang tersuspensi didalamnya. Walau demikian, metoda yang paling baik adalah menginjeksikan tinta ke dalam aliran pada titik-titik tertentu. Larutan kalium permanganat sangat baik digunakan untuk tujuan tersebut. Tempatkan sejumlah penghalang yang bentuk dan ukurannya berbeda-beda pada dasar alur, kemudian perhatikan dengan seksama pola pergerakan air di sekitar penghalang itu. Cobalah untuk menentukan titik-titik atau garis-garis dimana aliran terpisah dan bergabung kembali. Perhatikan apakah Anda dapat menentukan volume dan bentuk eddy serta candra pola pergerakan air didalamnya (bandingkan hasilnya dengan gambar 3-5). Jika fasilitas untuk melakukan percobaan eksperimental seperti itu tidak tersedia, Anda masih dapat mempelajari fenomena tersebut dengan cara memperhatikan dengan seksama pola-pola pergerakan air di sekitar pilar jembatan atau bongkah-bongkah besar di sungai atau pergerakan asap atau daun kering pada hari yang berangin. Untuk dapat memahami struktur erosi, bedform pengendapan, dan struktur sedimen yang terlihat pada singkapan, Anda perlu mengembangkan suatu pemahaman mengenai bentuk dan susunan eddy pada ruang tiga dimensi.

3.2.4 Kekasaran Bidang Batas Sedimen-Fluida

Penghalang pada bidang batas sedimen-fluida menyebabkan terbentuknya eddy-eddy yang mempengaruhi tingkat turbulensi secara umum. Makin besar dan makin banyak penghalang itu, makin tinggi turbulensi yang dihasilkannya dan makin besar energi yang terserap olehnya sedemikian rupa sehingga menyebabkan makin lambatnya aliran. Hal itulah yang kemudian mendorong munculnya gagasan kekasaran bidang batas sedimen-fluida (bed roughness) yang menyatakan efek gesekan yang diberikan oleh batas aliran, misalnya saja dasar sungai, terhadap aliran. Jika batas itu disusun oleh partikel-partikel lepas yang dapat terangkut, maka kekasaran terdiri dari dua komponen. Partikel-partikel itu sendiri merupakan satu komponen, yakni kekasaran partikel (grain roughness), dan efek gesekannya berkaitan dengan besar butir. Walau demikian, jika sedimen yang menyusun bidang batas sedimen-fluida terpilah buruk, sebagian besar partikel besar mungkin tertutup oleh partikel halus dan efek gesekannya akan berkurang. Relief partikel merupakan suatu faktor yang penting. Komponen kedua adalah bedform, ke dalam mana sedimen dapat dikumpulkan oleh aliran (form roughness) (gambar 3-6). Bedform tersebut sangat tertantung pada kondisi-kondisi aliran yang, pada gilirannya, hingga tingkat tertentu tergantung pada kekasaran bidang batas sedimen-fluida. Dengan demikian, kesetimbangan yang terbentuk antara bedform dengan aliran sangat sensitive.

Ketika relief pada batas suatu aliran sangat kecil, maka unsur-unsur kekasaran tidak menghasilkan eddies dan bidang batas sedimen-fluida itu dikatakan mulus (smooth). Relief kritis yang memungkinkan munculnya kondisi seperti itu ditentukan oleh aliran yang ada. Tepat di atas bidang batas sedimen-fluida yang mulus dan di bawah aliran yang sepenuhnya turbulen terdapat suatu lapisan tipis di dalam lapisan mana turbulensi aliran jauh lebih kecil dibanding turbulensi aliran pada lapisan yang terletak diatasnya. Lapisan tipis tersebut dinamakan viscous sub-layer. Ketebalan viscous sub-layer tergantung pada kedalaman, kecepatan, dan viskositas aliran total. Jika relief pada bidang batas sedimen-fluida melebihi nilai ketebalan viscous sub-layer, maka di atas bidang itu tidak akan terbentuk viscous sub-layer.

Dengan demikian, viscous sub-layer hanya memegang peranan penting pada material yang halus. Baru-baru ini sebagian ahli memperlihatkan bahwa viscous sub-layer tidak memperlihatkan aliran laminer, sebagaimana yang diperkirakan semula, namun dicirikan oleh streak fluida yang bergerak relatif cepat dan streak fluida yang bergerak relatif lambat, dimana arah pergerakan streak-streak fluida itu sendiri lebih kurang sejajar dengan arah pergerakan aliran utama. Streak-streak itu secara periodik "dihembuskan" ke dalam aliran turbulen yang terletak diatasnya. Streak-streak itu mungkin memegang peranan penting dalam pergerakan awal partikel sedimen dan pembentukan gelembur, dalam pembentukan sejumlah current lineation, serta dalam pengembangan laminasi dalam sedimen berbutir halus yang diendapkan dari suspensi (lihat Bab 5 dan 6).

3.2.5 Boundary Shear Stress

Tingkahlaku sedimen pada suatu bidang batas sedimen-fluida sebagian besar ditentukan oleh gaya yang dapat diberikan oleh aliran terhadap bidang tersebut. Boundary shear stress (gaya/satuan luas pada arah yang sejajar dengan bidang batas sedimen-fluida) merupakan fungsi dari kedalaman (h), slope (S), dan khuluk fluida serta secara tidak langsung merupakan fungsi dari kecepatan aliran. Penghitungan boundary shear stress ((0) sangat kompleks. Perhitungan itu tergantung pada bilangan Reynold, karakter friksional dari bidang batas sedimen-fluida, serta bentuk profil kecepatan dari aliran yang terletak dekat dengan bidang batas sedimen-fluida.

Pendekatan yang paling sederhana untuk boundary shear stress untuk alur terbuka yang cukup lebar dapat diperoleh dari siatuasi yang diidealkan sebagaimana yang diperlihatkan pada gambar 3-7. Untuk menghitung shear yang diberikan oleh angin, metoda itu jelas tidak dapat diterapkan, karena kedalaman tidak dapat ditentukan. Demikian pula, pendekatan seperti itu tidak dapat diterapkan pada wilayah perairan yang dalam. Untuk memperkirakan boundary shear stress dengan lebih akurat, diperlukan informasi mengenai detil-detil bentuk profil kecepatan pada daerah yang dekat dengan bidang batas sedimen-fluida.

3.2.6 Peranan Gravitasi: Aliran Cepat dan Tranquil Flow

Selain viscous force dan inertial force, faktor lain yang menentukan karakter aliran melalui pengaruhnya terhadap turbulensi adalah gaya gravitasi. Secara khusus, gravitasi, karena merupakan body force yang bekerja terhadap fluida secara keseluruhan, mempengaruhi fluida dalam mentransmisikan gelombang permukaan. Laju suatu gelombang yang dapat dirambatkan dalam suatu perairan yang dangkal dinyatakan dengan persamaan:

(3-5)

dimana c adalah laju gelombang dan h adalah kedalaman.

Jelas sudah bahwa untuk aliran air akan ada suatu kecepatan di atas nilai kecepatan mana tidak mungkin terjadi perambaatan gelombang ke arah hulu. Kecepatan kritis tersebut membedakan dua tipe aliran, yakni tranquil flow dan aliran cepat (rapid flow). Perbedaan antara kedua aliran itu umumnya dilukiskan dengan merujuk pada suatu bilangan lain yang tidak memiliki satuan, yakni bilangan Froude (Fr). Bilangan Froude merupakan nisbah antara gaya inersia terhadap gaya gravitasi dalam aliran. Secara matematis, bilangan Froude dinyatakan dengan persamaan:

(3-6)

Untuk Fr > 1, akan terbentuk aliran cepat di dalam aliran mana tidak mungkin terjadi perambatan gelombang ke arah hulu, sedangkan untuk Fr < 1 akan terbentuk tranquil flow di dalam aliran mana dapat terjadi perambatan gelombang ke arah hulu.

Bilangan Froude dan perbedaan antara kedua tipe aliran tersbut hanya dapat diterapkan pada cairan. Di udara, analogi-analogi diberikan oleh bilangan Mach serta kecepatan subsonik dan supersonik, meskipun pergerakan gelombang yang terlibat di udara adalah gelombang kompresional, bukan gelombang gravitasional.

Dalam tranquil flow, permukaan air agak tidak beraturan ketika sel-sel turbulensi bergerak dengan bebas. Dalam aliran cepat, permukaan air lebih mirip dengan permukaan kaca dan aliran tampaknya agak "streaked out", sedangkan turbulensi agak tertahan. Jika kedua tipe aliran itu bertemu dengan suatu penghalang pada bagian dasar aliran, maka keduanya memberikan reaksi yang berbeda (gambar 3-8).

Cobalah untuk mengenal tipe aliran mana yang muncul dalam suatu alur kecil, dalam suatu sungai, dalam selokan, atau dalam alur yang ada di laboratorium. Aliran cepat kemungkinan besar akan terbentuk apabila kemiringan dasar alur relatif tinggi. Kita seringkali akan dapat melihat adanya transisi yang tajam antara kedua tipe aliran tersebut, ketika aliran cepat berubah ke arah hilir menjadi tranquil flow. Hasil transformasi itu adalah gelombang pecah (breaking wave) atau hydraulic jump yang umumnya bergerak ke arah hulu. Gelombang pecah dan hydraulic jump itu menandai peningkatan kedalaman dan penurunan kecepatan yang berlangsung tiba-tiba. Perbedaan antara kedua tipe aliran tersebut tidak tergantung pada sedimen yang ada dalam sistem aliran, namun berkaitan dengan keberadaan rezim aliran atas dan rezim aliran bawah yang ditentukan keberadaannya oleh bedform. 3.3 ALIRAN BERVISKOSITAS TINGGI

Dua agen yang mampu menggerakkan dan mengendapkan sedimen dalam jumlah yang besar adalah es gletser (glacier ice) dan aliran lumpur (mud flow). Pada kasus es, tingginya viskositas es disebabkan oleh materialnya yang berbentuk kristalin serta sebagian besa tidak tergantung pada hadir tidaknya sedimen dalam es tersebut. Aliran lumpur, di lain pihak, muncul akibat tingginya kadar partikel sedimen dalam aliran tersebut, terutama sedimen yang berbutir halus yang menyebabkan aliran itu memiliki densitas dan viskositas yang tinggi (gambar 3-9).

Baik es maupun aliran lumpur sama-sama bergerak pada suatu lereng ketika shear stress yang muncul akibat adanya gaya gravitasi cukup besar untuk mengatasi internal shear strength dari medium. Segera setelah internal shear strength itu dapat teratasi, aliran bergerak dalam pola yang lebih kurang laminer. Jika shear stress yang tinggi diterapkan secara tiba-tiba, es tidak dapat memberikan tanggapan dengan cara bergerak secara laminer, namun bergerak sebagai material tegar (brittle), kemudian terpecah-pecah. Di lain pihak, aliran lumpur yang telah mobil, dapat memperlihatkan turbulensi hingga tingkat tertentu. Kedua media tersebut akan berhenti mengalir apabila shear stress yang dikenakan kepadanya berkurang hingga nilainya lebih rendah dibanding internal shear strength dari medium tersebut. Dengan kata lain, ada suatu ambang shear yang harus dilalui sebelum medium itu dapat bergerak atau terus bergerak. Bentuk umum dari pergerakan medium itu dapat dinyatakan dengan persamaan sbb:

(3-7)

dimana f merupakan fungsi dari temperatur dan variabel-variabel lain, ( adalah shear stress, dan (crit adalah ambang sehar stress atau limit elastisitas.

Aliran lumpur yang lambat, misalnya aliran lumpur yang terbentuk akibat solifluxion pada lingkungan periglacial, memiliki kesamaan ciri-ciri dengan gletser. Aliran lumpur yang relatif cepat, misalnya saja aliran lumpur yang terbentuk akibat banjir bandang pada kipas aluvial yang ada pada lingkungan kering, berbeda dengan gletser karena memiliki turbulensi serta karena memiliki umur yang relatif singkat sehubungan dengan volume sedimen yang tersedia untuk diangkut dalam satu aliran bersifat diskrit.

Faktor lain yang menyebabkan munculnya kompleksitas aliran dalam pergerakan gletser adalah munculnya gelinciran dasar (basal slip) yang terjadi pada gletser yang ada di daerah beriklim sedang. Gelinciran itu dapat menjadi faktor yang 60% bertanggungjawab terhadap pergerakan gletser. Pada gletser yang ada di daerah kutub, gelinciran seperti itu banyak terkurangi dan bagian bawah gletser membeku dan "terikat" pada batuan dasar.

Buat sejumlah aliran lumpur eksperimental di laboratorium dengan cara mencampurkan lempung dan pasir halus dalam konsentrasi yang beragam dengan air untuk mendapatkan aliran lumpur yang viskositasnya beragam. Perhatikan bagaimana tingkahlaku aliran-aliran itu ketika mengalir di atas suatu lereng yang kemiringan dan kekasarannya beragam. Volume, kecepatan, ketebalan, dan derajat deformasi internal dari setiap aliran itu hendaknya dicatat. Untuk mendapatkan data tentang deformasi internal, tempatkan sejumlah zat pewarna ke dalam aliran yang dibuat dari plaster of Paris atau tambahkan sejumlah plaster of Paris ke dalam matriks suatu aliran yang mengandung lumpur. Pemotongan aliran yang telah memadat secara hati-hati dapat membantu Anda untuk memahami proses-proses deformasi internal yang terjadi di dalam aliran.

Baik gletser maupun aliran lumpur bukan merupakan produsen struktur sedimen yang penting. Endapan kedua aliran itu justru dicirikan oleh ketidakhadiran stratifikasi dan pemilahan partikel. Hal itu terjadi karena material akan "membeku" ketika pengangkutan terhenti. Selain itu, sebagaimana yang akan kita lihat nanti, pengangkutan dan pengendapan material secara selektif terhadap partikel yang ukurannya beragam merupakan faktor yang bertanggungjawab terhadap pembentukan struktur sedimen. 3.4 MEKANISME TRANSPORTASI SEDIMEN

Ada dua kelompok cara mengangkut sedimen dari batuan induknya ke tempat pengendapannya, yakni supensi (suspendedload) dan bedload tranport. Di bawah ini diterangkan secara garis besar ke duanya.

Suspensi

Dalam teori segala ukuran butir sedimen dapat dibawa dalam suspensi, jika arus cukup kuat. Akan tetapi di alam, kenyataannya hanya material halus saja yang dapat diangkut suspensi. Sifat sedimen hasil pengendapan suspensi ini adalah mengandung prosentase masa dasar yang tinggi sehingga butiran tampak mengambang dalam masa dasar dan umumnya disertai memilahan butir yang buruk. Cirilain dari jenis ini adalah butir sedimen yang diangkut tidak pernah menyentuh dasar aliran.

Bedload transport

Berdasarkan tipe gerakan media pembawanya, sedimen dapat dibagi menjadi:

1. endapan arus traksi

2. endapan arus pekat (density current) dan

3. endapan suspensi.

Arus traksi adalah arus suatu media yang membawa sedimen didasarnya. Pada umumnya gravitasi lebih berpengaruh dari pada yang lainya seperti angin atau pasang-surut air laut.

Sedimen yang dihasilkan oleh arus traksi ini umumnya berupa pasir yang berstruktur silang siur, dengan sifat-sifat:

1. pemilahan baik

2. tidak mengandung masa dasar

3. ada perubahan besar butir mengecil ke atas (fining upward) atau ke bawah (coarsening upward) tetapi bukan perlapisan bersusun (graded bedding).

Di lain fihak, sistem arus pekat dihasilkan dari kombinasi antara arus traksi dan suspensi. Sistem arus ini biasanya menghasilkan suatu endapan campuran antara pasir, lanau, dan lempung dengan jarang-jarang berstruktur silang-siur dan perlapisan bersusun. Arus pekat (density) disebabkan karena perbedaan kepekatan (density) media. Ini bisa disebabkan karena perlapisan panas, turbiditi dan perbedaan kadar garam. Karena gravitasi, media yang lebih pekat akan bergerak mengalir di bawah media yang lebih encer.

Dalam geologi, aliran arus pekat di dalam cairan dikenal dengan nama turbiditi. Sedangkan arus yang sama di dalam udara dikenal dengan nuees ardentes atau wedus gembel, suatu endapan gas yang keluar dari gunungapi. Endapan dari suspensi pada umumnya berbutir halus seperti lanau dan lempung yang dihembuskan angin atau endapan lempung pelagik pada laut dalam. Selley (1988) membuat hubungan antara proses sedimentasi dan jenis endapan yang dihasilkan, sebagai berikut (Tabel IV.1).

CairanEndapan traksi

Endapan densiti (turbidity)

Endapan suspensi

Umumnya pasir bersilang-siur

Pasir berlapisan-bersusun, lanau, dan lempung

Lempung nepheloid

Udara

Endapan traksi

Endapan pekat (density)

Endapan suspensiUmumnya pasir bersilang-siur

Nuees ardentes, dsb.

Loess

Glasial

Umumnya endapan tak berlapis, pemilahan jelek, endapan dari brangkal sampai lempung

Kenyataan di alam, transport dan pengendapan sedimen tidak hanya dikuasai oleh mekanisme tertentu saja, misalnya arus traksi saja atau arus pekat saja, tetapi lebih sering merupakan gabungan berbagai mekanisme. Malahan dalam berbagai hal, merupakan gabungan antara mekanik dan kimiawi.

Beberapa sistem seperti itu dalah:

1. sistem arus traksi dan suspensi

2. sistem arus turbit dan pekat

3. sistem suspensi dan kimiawi.

3.5 MEKANISME GERAKAN SEDIMENPada dasarnya butir-butir sedimen bergerak di dalam media pembawa, baik berupa cairan maupun udara, dalam 3 cara yang berbeda: menggelundung (rolling), menggeser (bouncing) dan larutan (suspension) seperti Gambar III.2.

3.6 GRAVITY

Sedimen yang bergerak karena hanya pengaruh gaya gravitasi ini, ada 3 macam sedimen :

1.Debris flows (umumnya mud flows)

2.Grain flows

3.Fluidized flows

Mud flows (interparticle interaction) Ada 2 : di bawah air dan di darat

Ciri sedimen hasil mud flows:

dikuasai matrik (matrix-dominated sediment)

sortasi jelek

pejal (tak berlapis)

Grain flows (grain interaction) Ciri sedimen hasil grain flows:

dikuasai kepingan (fragment dominated-sediment)

terpilah baik dan bebas lempung

Fluidized flows Ciri sedimennya: tebal, non-graded clean sand

batas atas dan bawahnya kabur

umumnya terdapat struktur piring (dish structures).

Gambar III.2: Ragam gerakan sedimen dalam media cairan dan angin

Gambar III.3: Bed form dan struktur sedimen dalam perbedaan flow regime

(Harms dan Fahnestock, 1965 dan Simon dkk., 1965).3.7 HUBUNGAN ARUS SEARAH DENGAN SILANG SIUR

Ada hubungan yang sangat signifikan antara mekanisme aliran cairan dan struktur sedimen yang dibentuknya, terutama silang siur (ripple). Dalam beberapa percobaan di dalam tabung aliran searah (unidirectional flow) silang siur sudah mulai terbentuk pada sedimen pasir setelah kecepatan kritis dilewatinya. Pasir yang berukuran butir 0,25 0,7 mm dalam Gambar III.1 mulai terbentuknya silang siur kemudian apabila kecepatan terus bertambah akan berubah menjadi dune. Kalau kecepatan aliran terus bertambah dune akan tererosi kembali dan berubah menjadi mendatar dan selanjutnya berubah menjadi antidune.

Dalam Gambar III.1 jelas bahwa pengaruh hidrodinamika dapat membentuk dua jenis silang siur dan dune yang berbeda. Pada kondisi hidrodinamika dimana mulai terbentuk silang siur, kemudian dune sampai dengan sebagian dari dune dirusak tererosi kembali (lihat Gambar III.1) disebut rejim alir bawah (lower flow regim). Sedangkan mulai dari sini bila kecepatan aliran terus bertambah disebut rejim alir atas (upper flow regim).

Gambar III.1: Hubungan antara tenaga sungai (stream power), fall diameter, bed form dan struktur sedimen dalam sistem arus traksi (Simon dkk., 1965).

FLOW REGIM:

Lower flow regim (F1):

Akan menghasilkan silang siur planar-antidune

OLEH:

Agil Gemilang Ramadhan 270110120119

Bimo Ario P270110120117

Rinaldi Osman270110120116

Erismawati270110120

Zaky Fauzan270110120

GEOLOGI D

FAKULTAS TEKNIK GEOLOGIUNIVERSITAS PADJADJARAN

2013

_1092893495.unknown

_1093474278.unknown

_1122798817.unknown

_1122799799.unknown

_1122798548.unknown

_1093474163.unknown

_1092766649.unknown

_1092855780.unknown

_1092482161.unknown