I. Definisi

Sedimen secara alami diuraikan oleh proses pelapukan dan erosi dan kemudian diangkut oleh tindakan cairan seperti angin, air, atau es, dan/atau oleh gaya gravitasi yang bekerja pada partikel itu sendiri.

Batuan sediment adalah batuan yang terbentuk dari akumulsi material hasil rombakan batuan yang sudah ada sebelumnya atau hasil aktifitas kimia maupun organisme yang diendapkan pada cekungan sedimentasi yang kemudian mengalami pembatuan. Dalam batuan sediment dapat dijumpai fragmen batuan maupun mineral. Mineral-mineral yang umumnya ditemukan dalam batuan sediment antara lain: kuarsa, feldspar, kalsit, dolomite, mika, dan mineral lempung. Batuan sediment terjadi dari pembatuan atau litifikasi hancuran batuan lain atau litifikasi hasil reaksi kimia atau biokimia. Sedangkan litifikasi sendiri berarti proses terubahnya materi pembentuk batuan yang lepas-lepas (unconsolidated rock-forming materials) menjadi batuan yang kompak keras (consolidated/coherent rocks). Litifikasi tersebut dapat terjadi melalui proses penyemenan (cementation), pemadatan (compaction), keluarnya air dari pori-pori karena pemadatan atau penguapan (desiccation), pengkristalan (crystallization).

Berdasarkan proses terjadinya batuan sediment dibedakan menjadi sediment klastik dan nonklastik. Batuan sediment klastik adalah batuan sediment yang terbentuk dari hasil litifikasi material-material hasil rombakan batuan yang telah ada sebelumnya. Sedangkan batuan nonklastik adalah batuan sediment yang terbentuk dari material-material hasil aktifitas kimia, biokimia, maupun biologis. Dari kedua macam mekanisme pembentukan batuan sediment tersebut dikenal tekstur klastik dan nonklastik. Batuan sediment mudah sekali untuk kita temukan karena jumlahnya yang banyak di lingkungan sekitar kita ini.

II. Klasifikasi Ukuran Butiran

Sedimen dapat diklasifikasikan berdasarkan ukuran butir dan / atau komposisi. Ukuran sedimen diukur pada log basis 2 skala, yang disebut “Phi” skala, yang mengklasifikasikan partikel berdasarkan ukuran dari “koloid” ke “batu”.

Pembagian berdasarkan ukuran butir digunakan sebagai awal untuk mengklasifikasikan dan menamakan sedimen dan batuan sedimen klastik terrigenous ; kerikil dan konglomerat tersusun oleh klastik berdiameter lebih dari 2 mm, butir berukuran pasir antara 2 mm sampai 1/16 mm (63 μm) ; lumpur (termasuk lempung dan lanau) terdiri dari partikel berdiameter kurang dari 63 μm. Ada beberapa jenis skema dan pembagian kategori, tetapi sedimentologist cenderung menggunakan Skala Wentworth (Gambar 2.2) untuk menentukan dan menamakan endapan klastik terrigenous. Dikenal umum dengan nama Skala Wentworth, skema ini digunakan untuk klasifikasi materi partikel aggregate ( Udden 1914, Wentworth 1922). Pembagian skala dibuat berdasarkan faktor 2 ; contoh butiran pasir sedang berdiameter 0,25 mm – 0,5 mm, pasir sangat kasar 1 mm – 2 mm, dan seterusnya. Skala ini dipilih karena pembagian menampilkan pencerminan distribusi alami partikel sedimen ; sederhananya, blok besar hancur menjadi dua bagian, dan seterusnya.

Empat pembagian dasar yang dikenalkan :

1. lempung (< 4 μm)

2. lanau (4 μm – 63 μm)

3. pasir (63 μm – 2 mm)

4. kerikil / aggregate (> 2 mm)

Skala phi adalah angka perwakilan pada skala Wentworth. Huruf Yunani ‘Ф’ (phi) sering digunakan sebagai satuan skala ini. Dengan menggunakan logaritma 2, ukuran butir dapat ditunjukkan pada skala phi sebagai berikut :

Ф = – log 2 (diameter butir dalam mm)

Tanda negatif digunakan karena biasa digunakan untuk mewakili ukuran butir pada grafik, bahwa ukuran butir semakin menurun dari kanan ke kiri. Dengan menggunakan rumus ini, butir yang berdiameter 1 mm adalah 0Ф; 2mm adalah -1Ф, 4 mm adalah -2Ф, dan seterusnya; ukuran butir yang semakin menurun, 0,5 mm adalah +1Ф, 0,25 mm adalah 2Ф, dan seterusnya.

III. Tekstur Sedimen

Tekstur mencakup ukuran, bentuk, dan keteraturan komponen penyusun batuan. Tekstur pada dasarnya merupakan mikro-geometri batuan. Istilah “berbutir kasar”, “menyudut”, dan “terimbrikasi” merupakan ungkapan yang digunakan untuk mernyata-kan tekstur. Seorang ahli geologi mungkin tidak puas hanya dengan ungkapan seperti itu. Dia ingin memberikan pemerian yang lebih teliti; dia ingin tahu seberapa kasar komponen penyusun suatu batuan, bagaimana bentuk sudut-sudutnya, serta arah dan kemiringan imbrikasinya.

Beberapa aspek tekstur bersifat kompleks dan tergantung pada aspek-aspek lain yang lebih mendasar. Sebagai contoh, porositas tergantung pada pembandelaan (packing), bentuk, dan pemilahan partikel penyusun batuan. Berbeda dengan tekstur, yang pada dasarnya berkaitan dengan hubungan antar partikel penyusun batuan, struktur merupa-kan gejala batuan berskala besar seperti perlapisan dan gelembur (ripple mark). Tekstur sebaiknya dipelajari dalam sampel genggam (hand specimen) atau sayatan tipis. Struktur, di lain pihak, sebaiknya dipelajari pada singkapan, meskipun ada juga struktur yang terlihat pada sampel genggam.

Sedimen yang baru terbentuk memiliki porositas yang tinggi. Porositas awal dari pasir sekitar 35–40%, sedangkan porositas awal dari lanau dan lempung mungkin sekitar 80%. Salah satu perbedaan utama antara batuan sedimen dengan batuan beku dan batuan metamorf adalah bahwa batuan sedimen memiliki porositas, sedangkan batuan beku dan batuan metamorf hanya sedikit atau tidak memiliki porositas. Namun, dari waktu ke waktu, ruang pori sedimen akan mengecil hingga mendekati nol. Ruang pori sedimen mengecil karena terjadinya presipitasi mineral dalam ruang pori. Mineral yang dipresipitasikan dalam ruang pori berasal dari larutan yang ada dalam ruang pori atau larutan yang masuk kedalamnya. Tekstur presipitat kimia itu, dan tekstur yang terbentuk akibat alterasi unsur-unsur rangka sedimen, disebut tekstur diagenetik (diagenetic texture). Sebagian besar komponen batuan yang memper-lihatkan tekstur diagenetik merupakan material kristalin. Tekstur diagenetik terkadang demikian pervasif sehingga tekstur awal (tekstur pengendapan) dari batuan itu tertindih atau bahkan hilang sama sekali. Walau demikian, dalam kasus-kasus umum, kemas awalnya masih terlihat sebagai relik atau “ghost” yang terlihat samar.

Dari penjelasan di atas bisa disimpulkan bahwa hampir semua sedimen memperlihatkan dua kemas: kemas hidrodinamik dan kemas diagenetik. Kesimpulan ini tidak hanya sahih untuk batupasir, namun juga untuk sebagian besar batugamping. Jadi, perbedaan antara batupasir dengan batugamping sebenarnya terletak pada komponen penyusunnya, bukan pada kemasnya.

IV. Konsep Besar Butir

Apabila partikel penyusun sedimen klastika semuanya berbentuk bola, maka tidak akan muncul berbagai kesulitan yang berkaitan dengan masalah pengertian besar butir seperti sekarang ini. Hanya dengan menyatakan diameternya, orang sudah paham maksudnya. Kenyataannya, kita justru hampir tidak pernah menemukan partikel sedimen yang berbentuk bola; yang ada justru partikel yang tidak beraturan. Karena itu, para ahli sedimentologi dituntut untuk membuat suatu skema penggolongan yang sesuai dengan kenyataan tersebut. Jika ada yang mengatakan bahwa konglomerat A tersusun oleh kerikil berdiameter x, maka pertanyaannya adalah: Apa yang dimaksud dengan kata “diameter” dari partikel yang tidak beraturan seperti itu?

Pengukuran langsung diameter partikel yang tidak beraturan banyak menimbulkan masalah. Beberapa peneliti memakai istilah panjang, lebar, dan tebal untuk menyatakan ukuran partikel, tanpa menjelaskan pengertian ketiga istilah itu. Istilah diameter terpendek, diameter terpanjang, dan diameter menengah dari suatu elipsoid triaksial memang mudah dikatakan namun sukar dipraktekkan. Haruskah setiap diameter itu melalui suatu titik pusat? Haruskah kita mengkombinasikan nilai ketiga diameter itu dan kemudian membaginya untuk mendapatkan nilai diameter “rata-rata”? Atau apakah kita cukup menyatakan diameter menengahnya saja? Krumbein (1941) mengangkat pertanyaan-pertanyaan tersebut dan membuat suatu kerangka definisi operasionalnya (gambar 3-1). Definisi-definisi yang agak berbeda dari berbagai definisi yang dikemukakan Krumbein (1941), diajukan oleh Humbert (1968).
Dalam praktek, istilah diameter memiliki pengertian yang beragam, tergantung cara pengukurannya. Semua metoda pengukuran partikel sedimen didasarkan pada suatu premis, yaitu bahwa semua partikel berbentuk bola atau hampir berbentuk bola atau bahwa hasil pengukuran dinyatakan sebagai diameter ekivalen bola.

Karena tidak ada kondisi faktual yang memenuhi per-syaratan itu, maka nilai besar butir yang selama ini dikemukakan orang sebenarnya tidak ada yang benar. Jadi, besar butir suatu partikel sebenarnya tidak dapat diukur. Sebagai gantinya, beberapa sifat lain dipakai untuk “mengukur” diameter dan hasilnya kemudian dikonversikan ke dalam nilai diameter. Pengkonversian dilakukan dengan memakai beberapa asumsi. Sebagian orang meng-ukur volume suatu partikel, kemudian menghitung diameter bola yang volumenya sama dengan volume partikel itu. Diameter seperti itu disebut diameter nominal (nominal diameter) oleh Wadell (1932). Metoda itu tidak tergantung pada densitas atau bentuk partikel. Jadi, sahih untuk dipakai. Ahli lain “menguku” diameter berdasarkan settling velocity partikel. Karena settling velocity tidak hanya tergantung pada besar butir, namun juga pada bentuk dan densitasnya, maka metoda ini hanya sahih jika densitas dan bentuk butir partikel tetap. Hasil pengukuran itu selanjutnya direduksi dan dikonversikan ke dalam harga diameter atau jari-jari dengan asumsi bahwa butirannya berbentuk bola dengan densitas 2,65 (densitas kuarsa).

V. Istilah Istilah Besar Butir

Istilah-istilah psefit (psephite), psamit (psammite), dan pelit (pelite) yang diambil dari Bahasa Yunani serta istilah ekivalen-nya—rudit (rudite), arenit (arenite), dan lutit (lutite)—yang diambil dari Bahasa Latin, diusulkan untuk menggantikan istilah gravel, pasir, dan lempung. Ketiga istilah yang disebut terakhir ini tidak hanya menyatakan besar butir, namun mengimplikasikan juga komposisi atau sifat lain. Istilah lempung, misalnya saja, sekarang ini memiliki arti ganda, yaitu sebagai istilah besar butir dan jenis mineral. Jika istilah lempung kemudian disepakati untuk digunakan secara terbatas hanya untuk menyatakan jenis mineral, maka kita perlu mencari istilah lain untuk menyatakan besar butir yang semula disebut lempung. Istilah yang agaknya dapat digunakan sebagai pengganti istilah lempung dalam pengertian besar butir adalah lutit; suatu istilah yang sebenarnya tidak terlalu asing bagi kita karena dipakai dalam penamaan batugamping (ingat, batugamping klastika halus disebut kalsilutit).

Sebenarnya, dalam prakteknya, pemakaian istilah lempung dalam pengertian berganda seperti tersebut di atas kurang disetujui oleh para ahli. Sebagai buktinya, agaknya tidak ada ahli geologi yang setuju untuk menamakan lumpur gamping murni sebagai lempung. Dengan dipakainya istilah lutit, kita dapat menamakan sedimen seperti itu sebagai kalsilutit (calcilutite). Sedimen lain yang disusun oleh partikel klastika berukuran lempung dapat disebut argilutit (argillutite). Analog dengan itu, pasir karbonat murni akan disebut batugamping, bukan batupasir. Tyrell (1921) mengusulkan agar istilah-istilah yang berasal dari Bahasa Latin digunakan untuk menamakan batuan sedimen, sedangkan istilah-istilah yang berasal dari Bahasa Yunani digunakan untuk menamakan batuan metamorf yang berasal dari batuan sedimen.

Istilah-istilah manapun yang dipilih, setiap istilah itu kemungkinan besar akan dipersepsikan secara beragam oleh orang yang terlibat dalam suatu bentuk komunikasi. Sebagai contoh, ketika seseorang mengatakan bahwa dia menemukan pasir, orang-orang yang mendengarnya mungkin mempersepsikan pasir itu dengan besar butir yang berbeda-beda karena limit-limit kelas pasir itu sendiri memang beragam. Fakta ini mendorong kita untuk membuat pembakuan. Sayang sekali, hingga kini keinginan itu masih belum tercapai. Para ahli rekayasa, ahli tanah, dan ahli geologi masih memakai rujukan yang berbeda. Sebernarnya, jangankan kesepakatan diantara orang-orang yang disiplin ilmunya berbeda-beda, diantara ahli-ahli sedimentologi sendiri masih belum ada kesepakatan.

Skala besar butir yang biasa digunakan oleh para ilmuwan di Amerika Utara adalah karya J.A. Udden (1898, 1914). Udden mengembangkan suatu skala geometri dan menggunakan istilah umum untuk menamakan setiap kelas besar butir (gravel, pasir, lanau, dan lempung). Pada 1922, Wentworth menyempurnakan skala Udden dengan mempertimbangkan pendapat para ahli yang didapatkannya melalui kuestioner. Pada 1947, suatu komite ahli geologi dan hidrologi mendukung penggunaan skala dan istilah besar butir Udden-Wentworth, kecuali untuk granul (granule) (Lane dkk, 1947). Sejak itu, skala Udden-Wentworth digunakan secara luas oleh para peneliti di Amerika Utara. Kemudian, setelah dilengkapi dengan notasi phi yang diperkenalkan oleh Krumbein pada 1938, skala besar butir Udden-Wentworth juga banyak dipakai di tempat lain.

Committee on Sedimentation dari National Research Council (Amerika Serikat) telah menerbitkan sejumlah laporan tentang tatanama sedimen, termasuk didalamnya pendefinisian ulang istilah-istilah besar butir. Definisi-definisi baru yang mereka ajukan adalah sbb:

  1. Bongkah (boulder) adalah suatu massa batuan lepas yang agak membundar karena terabrasi selama terangkut dan memiliki diameter minimal 256 mm. Bongkah hasil pelapukan in situ disebut bongkah disintegrasi (boulder of disintegration) atau bongkah ekstrafolasi (boulder of extrafolation). Blok (block) adalah fragmen batuan yang berukuran sama dengan bongkah, namun menyudut dan tidak memperlihatkan jejak pengubahan oleh media pengangkut.
  2. Kerakal (cobble) adalah suatu massa batuan lepas yang agak membundar karena terabrasi selama terangkut dan memiliki diameter 64–256 mm. Kerakal hasil pelapukan in situ disebut kerakal exfoliasi (cobble of exfoliation).
  3. Kerikil (pebble) adalah suatu fragmen batuan yang lebih besar dari pasir kasar atau granul dan lebih kecil dari kerakal serta membundar atau agak membundar karena terabrasi oleh aksi air, angin, atau es. Jadi, diameter kerikil adalah 4–64 mm.
  4. Akumulasi bongkah, kerakal, kerikil, atau kombinasi ketiganya dan tidak terkonsolidasi disebut gravel. Berdasarkan besar butir partikel dominannya, suatu gravel dapat disebut gravel bongkah (boulder gravel), gravel kerakal (cobble gravel), atau gravel kerikil (pebble gravel). Bentuk ekivalen dari gravel, namun sudah terkonsolidasi, disebut konglomerat (conglomerate). Seperti juga gravel, konglomerat dapat berupa konglomerat bongkah (boulder conglomerate), konglomerat kerakal (cobble conglomerate), atau konglomerat kerikil (pebble conglomerate). Rubble adalah akumulasi fragmen batuan yang lebih kasar dari pasir, menyudut, dan belum terkonsolidasi. Bentuk ekivalen dari rubble, namun telah terkonsolidasi, disebut breksi (breccia).
  5. Istilah pasir (sand) digunakan untuk menamakan agregat partikel batuan yang berdiameter lebih dari 1/16–2 mm.
  6. Wentworth (1922) mengusulkan istilah granul (granule) untuk menamakan material yang berukuran 2–4 mm.
  7. Lanau (silt) adalah agregat partikel batuan yang berukuran 1/125–1/16 mm.
  8. Lempung (clay) adalah agregat partikel batuan yang berukuran kurang dari 1/256 mm.

VI. Fall Velocity (Kecepatan Jatuh)

Sedimen yang diangkut didasarkan pada kekuatan dari aliran yang membawa dan ukuran sendiri, volume, kepadatan, dan bentuk. Mengalir kuat akan meningkatkan lift dan tarik pada partikel, menyebabkan ia naik, sementara partikel yang lebih besar atau lebih padat akan lebih cenderung jatuh melalui aliran.

Sungai membawa sedimen di aliran mereka. Sedimen ini dapat berada di berbagai lokasi dalam aliran, tergantung pada keseimbangan antara kecepatan ke atas pada partikel (tarik dan kekuatan angkat), dan menyelesaikan kecepatan dari partikel. Hubungan ini diberikan dalam tabel berikut untuk nomor Rouse, yang merupakan rasio kecepatan jatuh sedimen ke atas kecepatan.

Konstanta Von Karman

Dalam dinamika fluida, Von Karman yang konstan (atau Karman konstanta), yang ditemukan Theodore von Kármán, adalah sebuah konstanta berdimensi menggambarkan logaritmik profil kecepatan turbulen dari aliran fluida di dekat perbatasan dengan kondisi tanpa-slip.

Kecepatan jatuh dapat diplot untuk kedua formula dan hasilnya dibandingkan dengan pengukuran empiris. Gibbs, et al., 1971 Sementara plot garis-garis teoritis secara konsisten di atas data percobaan, itu masih dapat dilihat bahwa ada hubungan yang konsisten antara ukuran butir lebih kecil dan penurunan kecepatan jatuh.

The Rouse Number

Adalah dimensi non-nomor dalam dinamika fluida yang digunakan untuk menentukan profil konsentrasi sedimentasi dan yang juga menentukan bagaimana sedimen akan diangkut dalam fluida yang mengalir. Ini adalah perbandingan antara sedimen kecepatan jatuh w s dan kecepatan di atas butir sebagai produk dari von Karman konstan κ dan kecepatan geser u *.

Kecepatan Geser

Adalah suatu bentuk dengan mana tegangan geser dapat ditulis ulang dalam satuan kecepatan. Hal ini berguna sebagai metode dalam mekanika fluida untuk membandingkan kecepatan sejati, seperti kecepatan dari aliran di sungai, untuk sebuah kecepatan yang menghubungkan antara lapisan geser aliran. Kecepatan geser digunakan untuk menggambarkan gerak terkait geser dalam fluida yang bergerak. Hal ini digunakan untuk menjelaskan:

  • Difusi dan dispersi dari partikel, pelacak, dan kontaminan dalam fluida mengalir
  • Profil kecepatan di dekat perbatasan aliran (lihat hukum logaritmik dinding)
  • Transportasi sedimen di saluran

VII. Kecepatan Endap (Settling Velocity)

Interaksi antara partikel butiran sedimen terhadap aliran zat cair dipengaruhi oleh adanya kecepatan endap butiran tersebut. Bentuk konfigurasi dasar saluran dipengaruhi oleh nilai kecepatan endap dari butiran sedimen seperti yang ditunjukkan pada beberapa hasil penelitian serta dalam studi sedimen suspensi, bahwa kecepatan endap mempunyai pengaruh yang sangat penting.

Kecepatan endap dapat diturunkan dari persamaan Navier Stokes dengan tanpa memperhitungankan pengaruh gaya inersia aliran yang bekerja pada suatu butiran sedimen berbentuk bola. Turunan persamaan ini menghasilkan persamaan hambatan selama butiran mengendap.

Penurunan persamaan kecepatan endap didasarkan asumsi berikut (Kironoto, 1997) :

  1. Gaya-gaya inersia dianggap dapat diabaikan karena bilangan Reynolds yang digunakan sangat kecil sehingga pengaruh gaya viskositas jauh lebih dominan dari pengaruh gaya inersia.
  2. Butiran yang dipergunakan hanya butiran berbentuk bola, sehingga untuk butiran yang berbentuk selain bola kemungkinan terjadi kesalahan bisa saja terjadi.
  3. Antara butiran sedimen dan zat cair tidak ada bidang slip.
  4. Butiran yang mengendap terjadi pada zat cair diam, dan pergerakan butiran tidak dipengaruhi oleh bidang batas.

Kecepatan endap yang memperhitungkan adanya gaya inersia yang bekerja pada butiran masih didasarkan persamaan Navier Stokes tetapi dalam bentuk yang agak berbeda. Pergerakan sedimen dalam zat cair akan mengalami gaya hambat yang ditimbulkan karena adanya gesekan antara zat cair dengan partikel sedimen. Gaya hambat menurut Newton merupakan fungsi dari luas bidang kontak atau luar permukaan butiran yang mendapat  gaya dan kecepatan endap. Sedangkan menurut Stokes gaya hambat yang ditimbulkan oleh partikel sedimen terhadap air merupakan fungsi dari diameter butiran, viskositas dinamik zat cair dan kecepatan endap.

Banyak peneliti yang sudah dilakukan untuk mengetahui besarnya pengaruh bentuk partikel teratur terhadap koefisien hambat, baik secara eksperimental ataupun secara analisis. Sedangkan material berbentuk tidak teratur seperti pasir alam sebagian besar hanya berdasarkan pada eksperimen.

Secara empirik hubungan antara koefisien hambat dengan bilangan Reynolds dapat ditulis sebagai berikut (Kironoto (1997), Graf (1984)):

  1. Partikel bola                            CD = 24 / Re
  2. Partikel disk lingkaran            CD = 20,37 / Re

Persamaan diatas memperlihatkan bahwa baik butiran berbentuk bola dan disk lingkaran, nilai koefisien hambat tidak banyak berbeda, Sehingga dapat disimpulkan bahwa pada daerah Stroke’s range, koefisien hambat tidak dipengaruhi oleh tebal partikel, dengan catatan bahwa butiran tidak terlalu panjang atau terlalu tebal.

Karakteristik bentuk dari butiran sedimen dinyatakan dalam suatu bilangan tak berdimensi yang dikenal dengan faktor bentuk (Shape factor) yang didefinisikan sebagai (Albertson et.al. (1953) dalam Graf (1984)) :

Sf = c / (a b)1/2

Dengan a, b, cmerupakan diameter terpanjang, menengah, kecil. Faktor bentuk untuk pasir alamdari hasil penelitian Schulz, Wilde dan Albertson, dalam Graf (1984) bervariasi berkisar antara 0,6 – 0,7 .

VIII. Distribusi Massa Sedimen

Distribusi massa partikel sering ditunjukkan dengan pendekatan distribusi probabilitas Normal-Logaritmik (Semilogaritmic). Kurva yang dihasilkan merupakan hubungan antara ukuran butir sebagai absis dan persen lolos kumulatif sebagai ordinat.

Keseragaman butiran sedimen yang menyusun suatu gradasi dapat dinyatakan dengan koefisien keseragaman Kramer, Mk (Kramer’s Coeffisient of Uniformity),

Dalam Garde (1997), derajat penyebaran dari suatu ukuran butiran diukur dengan penyebaran baku. Material yang mempunyai nilai penyebaran baku sangat kecil atau mendekati 1 maka material disebut dengan material berbutir seragam.

IX. Gerak Awal Butiran

Gaya-gaya hidrodinamik yang timbul sebagai akibat adanya aliran, bekerja pada material sedimen dasar yang cenderung menyebabkan butiran sedimen tersebut bergerak. Kondisi dimana gaya-gaya hidrodinamika yang bekerja menyababkan suatu butiran mulai bergerak disebut kondisi kritis atau gerak awal butiran sedimen. Hasil dari penelitian tentang gerak awal suatu butiran sedimen menunjukkan sangat subjektif sekali karena sifat fisik dari material sedimen tidak sama. Seperti material yang mempunyai kandungan fraksi lanau atau lempung yang cenderung mempunyai sifat kohesif, gaya-gaya yang melawan gaya hidrodinamik lebih disebabkan oleh sufat kohesifitasnya. Berbeda dengan material yang sifat kohesifnya kecil seperti pasir atau batuan, gaya perlawanan terhadap gaya hidrodinamik lebih disebabkan oleh gaya berat butiran itu sendiri.

Gerak awal butiran dasar dapat dijelaskan dengan cara seperti (Graf, 1984):

  1. Dengan menggunakan persamaan kecepatan kritis yakni dengan mempertimbangkan pengaruh aliran terhadap butiran.
  2. Dengan kondisi tegangan gesek kritis yakni dengan mempertimbangkan hambatan gesek dari aliran butiran.
  3. Kriteria gaya angkat yakni dengan mempertimbangkan perbedaan tegangan yang menyebabkan terjadinya gradien kecepatan.

IX.1 Persamaan Kecepatan Kritis

Gaya-gaya yang bekerja pada suatu butiran dasar terdiri dari gaya hambat, FD, gaya angkat, FL, dan gaya berat, W.

Hjulstrom (1953) dalam Graf (1984) mengadakan penelitian dan membuat laporan tentang garis batas erosi, transportasi dan deposisi. Dalam analisis data yang lebih luas, untuk pergerakan material dasar lepas dengan ukuran seragam, Hjulstrom menggunakan kecepatan rerata sebagai pengganti kecepatan dasar. Dengan alasan ini, dianggap bahwa kecepatan rerata 40% lebih besar dari kecepatan dasar untuk aliran yang kedalamannya melebihi 1,00 m.

IX.2 Kriteria Tegangan Gesek Kritis

Gaya-gaya yang bekerja pada aliran permanen seragam dapat dikategorikan sebagai gaya pendorong berupa gaya tekan hidrostatis yang saling meniadakan, gaya tekan atmosfir, gaya berat, dan gaya penghambat yang merupakan gaya perlawanan terhadap gaya pendorong. Gaya hambat biasa disebut dengan gaya gesek dasar. Berdasarkan prinsip kesetimbangan gaya atau hukum Newton tentang gerak, maka penurunan kedua jenis gaya diatas pada saluran lebar menhasilkan gaya gesek dasar (τo) yang dinyatakan sebagai:

τo = ρ g h Sf

dimana:

ρ          = rapat massa air,

Sf = gradien hidraulis,

h          = kedalaman aliran.

Aplikasi dari persamaan tegangan gesek ke persamaan koefisien sedimen didapat persamaan tegangan gesek dasar kritis sebagai berikut:

A” = (τo)cr / (γs – γ) d

Shields (1936) memasukkan kecepatan gesek dasar, U* = (τo / ρ)1/2, yang digunakan dalam pengembangan persamaan angkutan sedimen dengan menggunakan butiran sedimen seragam pada dasar rata, sehingga koefisien sedimen A” menjadi:

o)cr / (γs–γ)d = fct (dU*/v) atau (τo)cr / (γs–γ)d = fct (Re)

Kurva hubungan tegangan gesek kritis dengan bilangan Reynolds tersebut, oleh shields (1936) dinyatakan dengan hukum distribusi logaritmik.

Pada sub-lapis laminer, δ, bilangan Reynolds dinyatakan sebagai:

(dU*/v) = 11,6 (d / δ)

X. Mekanisme Transportasi Sungai

Sedimen mengalami transportasi oleh sungai melalui tiga cara, yaitu dengan mekanisme bed load, mekanisme suspended load dan mekanisme dissolved load. (Plummer dkk, 2003:231-232). Mekanisme bed load Partikel partikel sedimen terangkut pada dasar sungai. Partikel  partikel tersebut umumnya berukuran butir gravel – sand. Pada mekanisme bed load ada beberapa macam cara partikel-partikel tertransportasikan :

  1. Traksi, yaitu pengangkutan dengan cara terseret pada dasar sungai.
  2. Rolling, partikel partikel tersebut tertransportasikan dengan cara menggelinding di dasar sungai.
  3. Saltasi, partikel partikel tertransportasikan dengan cara melompat – lompat pada dasar sungai.
  4. Mekanisme suspended load, Material material sedimen tertransportasikan oleh sungai dengan cara melayang layang di atas dasar sungai oleh turbulensi air. Material yang terangkut dengan cara ini umumnya berukuran butir lanau sampai lempung.
  5. Mekanisme dissolved load

Umumnya material yang tertransportasikan dengan cara ini merupakan larutan hasil pelapukan kimia, misalnya ion – ion bikarbonat, kalsium, potassium, sodium, klorit, dan sulfat.

Proses Deposisi Pada Sungai

Proses deposisi berlangsung apabila sungai tidak dapat lagi mentrasportasikan material-material yang dibawanya. Menurut Thornbury (1964, hal. 164 – 165), hal tersebut dapat terjadi karena beberapa hal, antara lain :

  • Penurunan kecepatan aliran sungai.
  • Adanya hambatan disepanjang channel, misalnya akibat adanya aliran lava atau gerakan massa.
  • Penambahan material – material yang ditransportasikan sungai.
  • Berkurangan debit aliran akibat perubahan iklim.
  • Proses deposisi yang berlangsung secara terus – menerus dapat membentuk dataran banjir, braided streams, endapan gosong, alluvial fan, dan delta. Di samping air, angin juga merupakan pelaku dalam proses erosi. Erosi oleh angin dibagi menjadi dua macam yaitu deflasi dan abrasi. Deflasi adalah proses perpindahan materi permukaan bumi yang lepas‑lepas disebabkan oleh tiupan angin. Abrasi adalah pengikisan materi permukaan bumi oleh angin dan butir‑butir materi yang terangkut.
  • Hasil pengendapan oleh angin yang tebal dan luas dan terdiri dari butir‑butir kuarts, feldspar, mika dan kalsit berukuran butir lempung, lanau dan pasir.
  • Gerakan Massa, yaitu proses berpindahnya tanah atau batuan disebabkan oleh gaya gravitasi bumi.

Gerakan massa ada beberapa macam yaitu :

  • Creeping (rayapan tanah) yaitu gerakan massa tanah sepanjang bidang batas dengan batuan induknya. Gerakannya sangat lambat, tidak dapat diikuti dengan pengamatan mata langsung. Baru diketahui setelah nampak adanya pohon atau tiang listrik/telpon yang miring.
  • Mudflow (aliran lumpur) yaitu gerakan massa yang relatif cair dan gerakannya relatif cepat. Sebagai contohya adalah aliran lahar
  • Debris Flow (aliran bahan rombakan) yaitu gerakan massa bahan rombakan yang kering dan bersifat lepas. Gerakannya relatif cepat
  • Rock Fall (jatuhan batuan) dan debris fall (jatuhan bahan rombakan) yaitu gerakan massa batuan atau bahan rombakan yang jatuh bebas karena adanya tebing terjal menggantung. Gerakannya cepat.
  • Debris slide dan Rock slide (Geseran bahan rombakan dan geseran batuan) yaitu gerakan massa batuan atau bahan rombakan yang menggeser sepanjang bidang rata dan miring, misalnya di sepanjang permukaan bidang lapisan batuan.
  • Slump adalah geseran melalui bidang lengkung
  • Subsidence (Amblesan) adalah gerakan massa tanah atau batuan yang relatif vertikal secara perlahan‑lahan.

XI. Proses sedimentasi

Proses sedimentasi terjadi ketika sungai tidak mampu lagi mengangkut material yang dibawanya. Apabila tenaga angkut semakin berkurang, maka material yang berukuran kasar akan diendapkan terlebih dahulu baru kemudian diendapkan material yang lebih halus. Ukuran material yang diendapkan berbanding lurus dengan besarnya energi pengangkut, sehingga semakin ke arah hillir ukuran butir material yang diendapkan semakin halus.

Pola Penyaluran

Bentuk-bentuk tubuh air disebut pengaliran / penyaluran (drainage), meliputi laut, danau, sungai, rawa dan sejenisnya. Satu sungai atau lebih beserta anak sungai dan cabangnya dapat membentuk suatu pola atau sistem tertentu yang dikenal sebagai pola pengaliran / pola penyaluran (drainage pattern). Pola pengaliran dapat dibedakan menjadi beberapa macam. Tiap-tiap macam pola pengaliran dapat bervariasi, dan variasi tersebut antara lain disebabkan oleh adanya struktur dan variasi batuan dimana pola pengaliran itu terdapat.

Macam-macam pola pengaliran :

  1. Dendritik : pola pengaliran dengan bentuk seperti pohon, dengan anak-anak sungai dan cabang-cabangnya mempunyai arah yang tidak beraturan. Umumnya berkembang pada batuan yang resistensinya seragam, batuan sedimen datar, atau hampir datar, daerah batuan beku masif, daerah lipatan, daerah metamorf yang kompleks. Kontrol struktur tidak dominan di pola ini, namun biasanya pola aliran ini akan terdapat pada daerah punggungan suatu antiklin.
  1. Radial, adalah pola pengaliran yang mempunyai pola memusat atau menyebar dengan 1 titik pusat yang dikontrol oleh kemiringan lerengnya.
  1. Rectanguler : pola pengaliran dimana anak-anak sungainya membentuk sudut tegak lurus dengan sungai utamanya, umumnya pada daerah patahan yang bersistem (teratur).
  1. Trellis, adalah bentuk seperti daun dengan anak-anak sungai sejajar. Sungai utamanya biasanya memanjang searah dengan jurus perlapisan batuan. Umumnya terbentuk pada batuan sedimen berselang-seling antara yang mempunyai resistensi rendah dan tinggi. Anak-anak sungai akan dominan terbentuk dari erosi pada batuan sedimen yang mempunyai resistensi rendah.

Jadi secara umum, pembentukan sungai utama lebih disebabkan oleh kontrol struktrur dan pembentukan anak sungai lebih disebabkan oleh kontrol litologi.

  1. Annular, adalah pola pengaliran dimana sungai atau anak sungainya mempunyai penyebaran yang melingkar. Sering dijumpai pada daerah kubah berstadia dewasa. Pola ini merupakan perkembangan dari pola radier. Pola penyaluran ini melingkar mengikuti jurus perlapisan batuannya.
  1. Multi basinal atau sink hole adalah pola pengaliran yang tidak sempurna, kadang nampak di permukaan bumi, kadang tidak nampak, yang dikenal sebagai sungai bawah tanah. Pola pengaliran ini berkembang pada daerah karst atau daerah batugamping.
  2. Contorted, adalah pola pengaliran dimana arah alirannya berbalik / berbalik arah. Kontrol struktur yang bekerja berupa pola lipatan yang tidak beraturan yang memungkinkan terbentuknya suatu tikungan atau belokan pada lapisan sedimen yang ada.

Macam-macam Bentang Alam Fluviatil

a. Sungai Teranyam (Braided Stream)

Terbentuk pada bagian hilir sungai yang memiliki slope hampir datar – datar, alurnya luas dan dangkal. terbentuk karena adanya erosi yang berlebihan pada bagian hulu sungai sehingga terjadi pengendapan pada bagian alurnya dan membentuk endapan gosong tengah. Karena adanya endapan gosong tengah yang banyak, maka alirannya memberikan kesan teranyam. Keadaan ini disebut juga anastomosis( Fairbridge, 1968).

b. Bar deposit

Adalah endapan sungai yang terdapat pada tepi atau tengah dari alur sungai. Endapan pada tengah alur sungai disebut gosong tengah (channel bar) dan endapan pada tepi disebut gosong tepi (point bar).Bar deposit ini bisa berupa kerakal, berangkal, pasir, dll.

c. Dataran banjir ( Floodplain) dan Tanggul alam (Natural levee)

Sungai stadia dewasa mengendapkan sebagian material yang terangkut saat banjir pada sisi kanan maupun kiri sungai, seiring dengan proses yang berlangsung kontinyu akan terbentuk akumulasi sedimen yang tebal sehingga akhirnya membentuk tanggul alam.

d. Kipas Aluvial (alluvial fan)

Bila suatu sungai dengan muatan sedimen yang besar mengalir dari bukit atau pegunungan, dan masuk ke dataran rendah, maka akan terjadi perubahan gradien kecepatan yang drastis, sehingga terjadi pengendapan material yang cepat, yang dikenal sebagai kipas aluvial, berupa suatu onggokan material lepas, berbentuk seperti kipas, biasanya terdapat pada suatu dataran di depan suatu gawir. Biasanya pada daerah kipas aluvial terdapat air tanah yang melimpah. Hal ini dikarenakan umumnya kipas aluvial terdiri dari perselingan pasir dan lempung sehingga merupakan lapisan pembawa air yang baik.

e. Meander

Bentukan pada dataran banjir sungai yang berbentuk kelokan karena pengikisan tebing sungai, daerah alirannya disebut sebagai Meander Belt. Meander ini terbentuk apabila pada suatu sungai yang berstadia dewasa/tua mempunyai dataran banjir yang cukup luas, aliran sungai melintasinya dengan tidak teratur sebab adanya pembelokan aliran Pembelokan ini terjadi karena ada batuan yang menghalangi sehingga alirannya membelok dan terus melakukan penggerusan ke batuan yang lebih lemah.

f. Danau tapal kuda

Terbentuk jika lengkung meander terpotong oleh pelurusan air.

g. Delta

Adalah bentang alam hasil sedimentasi sungai pada bagian hilir setelah masuk pada daerah base level. Selanjutnya akan dibahas dalam bentang Alam Pantai dan Delta.

XII. Teknik Analisis Granulometri

Teknik yang digunakan akan bergantung pada ukuran butir material yang diteliti. Kerikil biasanya langsung diukur di lapangan. Sebuah kuadran diletakkan pada material lepas atau di permukaan konglomerat, dan tiap klastik di dalam daerah kuadran diukur. Ukuran kuadran yang diperlukan bergantung pada ukuran klastik: kuadran satu meter persegi untuk material berukuran kerakal dan berangkal.

Contoh pasir yang tidak terkonsolidasi diambil dari potongan batupasir yang semennya hancur akibat proses mekanik atau kimia. Kemudian timbunan pasir disaring dengan penyaring yang memiliki satuan interval setengah atau satu Φ (2.2.2). Semua pasir yang melewati 500μm (Φ=1) tapi tertahan oleh jala 250μm (Φ=2) memiliki ukuran butir pasir sedang. Dengan menimbang kandungan tiap saringan, distribusi ukuran butir yang berbeda dapat ditentukan.

Tidak mudah menyaring material yang lebih halus dari lanau kasar, jadi proporsi material berukuran lempung dan lanau ditentukan dengan cara lain. Banyak teknik laboratorium digunakan dalam analisis granulometri partikel berukuran lempung dan lanau berdasarkan kecepatan pengendapan yang diprediksikan dengan hukum Stoke (4.2.5). Jenis metode yang menggunakan pipa dan pipet (Krumben & Pettijohn 1938; Lewis & McConchie 1994), semua berdasarkan prinsip bahwa partikel setiap ukuran butir akan tenggelam menempuh jarak tertentu di dalam pipa berisi air dengan waktu yang dapat diperkirakan. Sampel dipindahkan pada suatu interval waktu, dikeringkan dan ditimbang untuk menentukan proporsi lempung dan lanau. Teknik pengendapan ini tidak sepenuhnya dapat menghitung efek bentuk butir atau berat jenis pada kecepatan pengendapan dan perlu hati-hati dalam membandingkan hasil analisis ini dengan data distribusi ukuran butir yang diperoleh dari teknik yang lebih canggih seperti alat hitung Coulter, yang menentukan ukuran butir berdasarkan sifat listrik butiran yang tersuspensi dalam fluida.

Hasil dari analisis diplot dalam salah satu dari tiga bentuk diagram: histogram persentase berat tiap fraksi ukuran, kurva frekuensi atau kurva frekuensi kumulatif (Gambar 10). Catatan, bahwa ukuran kasar diplot di kiri dan material yang halus diplot di bagian kanan grafik. Tiap-tiap grafik mewakili distribusi ukuran butir, memungkinkan menghitung nilai rata-rata ukuran butir dan pemilahan (deviasi standar dari distribusi normal). Nilai lain yang dapat dihitung adalah kecondongan distribusi, petunjuk apakah histogram ukuran butir simetri atau condong ke material kasar atau halus; dan kurtosis, nilai yang menunjukkan apakah histogram memiliki puncak yang tajam atau datar (Pettijohn 1975: Lewis & McConchie 1994).

Menggunakan Hasil Analisis Granulometri

Distribusi ukuran butir ditentukan oleh proses transportasi dan distribusi. Sedimen glacial biasanya terpilah sangat buruk, sedimen sungai terpilah sedang dan endapan pantai serta aeolian sering terpilah baik. Alasan perbedaan ini dibahas dibab selanjutnya. Dalam banyak kondisi karakter pemilahan dapat ditafsirkan secara kualitatif, dan bayak fitur seperti struktur sedimen tertentu yang menunjukkan lingkungan pengendapannya. Analisis granulometri kuantitatif sering tidak diperlukan dan tidak memberikan banyak informasi dibandingkan dengan bukti-bukti lainnya.

Analisis granulometri menyediakan informasi kuantitatif ketika memerlukan perbandingan karakter dari endapan sedimen di dalam lingkungan yang telah diketahui, seperti di pantai atau sepanjang sungai. Ini sangat umum digunakan dalam analisis dan kuantifikasi proses transportasi dan pengendapan masa sekarang.