Geologi Cekungan Sumatera Selatan

Geologi Regional

Lokasi Cekungan Sumatera Tengah

Nama cekungan polyhistory                : Paleogene Back Arc - Neogene Back Arc Basin

Klasifikasi Cekungan                          : Cekungan Sedimen dengan Produksi Hidrokarbon

Cekungan Sumatera Selatan merupakan cekungan yang menghasilkan hidrokarbon paling produktif dalam tatanan cekungan belakang busur yang terbentuk di timur pantai Sumatera di bagian Barat Indonesia.

Peta Isopach Cekungan Sumatera Selatan

Cekungannya dibatasi oleh Selat Malaka di bagian timur, Tinggian Tigapuluh di utara serta bentangan Bukit Barisan di bagian baratnya. Daerahnya hampir semua berada di darat dan hanya sebagian kecil di lepas pantai. Cekungan Sumatera Selatan mencakup luas area sekitar 119.000 km² dengan ketebalan sedimen tersier rata-rata 3.5 km.

Peta Gaya Berat Cekungan Sumatera Selatan

Tiga cekungan busur belakang di Sumatera merupakan cekungan Tersier yang lapisan penghasil hidrokarbonnya berada langsung diatas batuan dasarnya yang berupa batuan metamorf dan batuan beku berumur Pra-Tersier; terbentuk sebagai depresi di belakang busur volkanik. Anomali gaya berat memberikan batas yang cukup signifikan untuk Cekungan Sumatera Selatan.

 

 Tektonik Regional

Eosen-Awal Oligosen
 

Pola Struktur Cekungan Sumatera Selatan

Cekungan Belakang Busur Sumatera terbentuk pada fase pertama tektonik regangan pada masa Tersier Awal. Sedimentasi awal merupakan sedimentasi dengan lingkungan darat yang diakibatkan pengangkatan blok batuan dasar. Batuan dasar yang tersingkap sekarang di Cekungan Sumatera Selatan berarah utara-selatan dan  timurlaut-baratdaya . Empat sub-cekungan ditemukan di Cekungan Sumatera Selatan yakni Palembang Utara, Jambi, Palembang Selatan, dan Tengah.

Oligosen Awal-Miosen Awal

Tektonik ekstrusi yang dikemukakan oleh Taponnier dkk. (1986) menyebabkan sutura-sutura tektonik di asia berbelok dan mengalami perputaran blok. Fasa transgresi terjadi di Akhir Oligosen atau Awal Miosen Formasi ini tersesarkan dan terlipat berulang kali membentuk jebakan struktur untuk hidrokarbon.

Implikasi dari model tektonik ini adalah adanya tektonik transtensional yang mengawali terbentuknya cekungan pull apart yang kemudian mengawali diendapkannya Formasi Talang Akar secara selaras diatas sedimen syn-rift tetapi tidak selaras di batas cekungan.

Beberapa seri cekungan ‘pull apart’ berarah Utara-Selatan terbentuk dari mekanisme seperti ini yang direpresentasikan oleh cekungan-cekungan di Sumatera.

Miosen Tengah-Resen

Pengangkatan Bukit Barisan menyebabkan regresi muka air laut yang dilanjutkan dengan pengendapan sedimen darat pada Miosen Tengah. Cekungannya menjadi objek dari deformasi baru yang berarah timurlaut-baratdaya yang mengaktifkan kembali struktur perlipatan berarah baratlaut-tenggara dan sesar mendatar berarah utara-selatan juga membentuk struktur struktur bunga  

Stratigrafi Regional

Periode sedimentasi paling tua di Cekungan Sumatera Selatan teridentifkasi dari lubang bor dan seismik yang mewakili sedimen darat dari Formasi Lahat dan Formasi Lemat yang terdiri dari batuan volkanik, breksi dan ‘granite wash’ hasil dari erosi blok batuan dasar yang terangkat ke permukaan yang diendapkan secara tidak selaras diatas batuan dasar. Sedimen-sedimen ini juga berupa konglomerat yang terbentuk dari fragmen-fragmen kelompok Tapanuli, Kuantan dan Woyla yang bermur Pra-Tersier, semakin ke bagian tengah cekungannya endapannya berubah menjadi perlapisan batupasir dan batulanau dengan sisipan tipis batubara (De Coster, 1974).

Stratigrafi Regional Cekungan Sumatera Selatan

Endapannya kemudian ditutupi oleh batupasir channel dengan sisipan batulanau dan serpih berkarbon  terkadang mengandung cangkang moluska dan sisipan batubara dan unit tufaan yang diidentifikasi sebagai Formasi Talang Akar yang diendapkan pada lingkungan fluvial, lakustrin, laguna dan laut dangkal.

Setelah pembentukan Formasi Talang Akar sedimentasi dilanjutkan dengan fase thermal subsidence yang mengendapkan batuan sedimen halus di hampir semua area cekungan juga terbentuknya batugamping pada blok tinggian. Fase ini berlanjut hingga pengendapan Formasi Gumai dan Formasi Baturaja.

Read More

Diagenesis Batupasir

1. TINJAUAN DIAGENESIS

Diagenesis didefinisikan sebagai semua perubahan aspek fisika, kimia, dan biologi pada sedimen sesaat setelah terjadinya pengendapan butiran, akan tetapi sebelum mengalami proses metamorfosis (temperatur <150-200°C). Perubahan dapat terjadi ketika terjadinya interface antara air dan sedimen, dan  dikenal sebagai halmyrolysis, akan tetapi sebagian besar aktifitas diagenesis terjadi setelah pembebanan (burial). Yang termasuk dalam aktifitas halmyrolysis adalah alterasi dari biotit menjadi glaukonit pada lantai samudera, atau perusakan cangkang moluska oleh boring sponges sebagai cangkang pada lantai samudera (Ehlers and Blatt, 1982). Proses diagenesis lainnya terjadi pada saat deeper burial antara 70 dan 140°C (Surdam et al., 1989 op. cit. Thyne, 1999).

Diagenesis meliputi proses fisika dan kimia (Gambar 1). Diagenesis secara fisika meliputi bioturbasi dan kompaksi. Sedangkan secara kimia yaitu sementasi, pelarutan (dissolution), penggantian (replacement), rekristalisasi, dan generasi hidrokarbon (Boggs, 1992 op. cit. Kameda, 2004).

Bioturbasi akan mereworks sedimen yang mengendap dengan cara crawling, burrowing dan sediment-ingesting of organisms, hal ini akan merusak karakteristik ataupun feature dari pengendapan primer. akan tetapi, perubahan porositas oleh kompaksi lebih berpengaruh dibandingkan karena adanya bioturbasi.

Kompaksi merupakan pengurangan atau reduksi dari volume sedimen dan pengurangan porositas oleh pembebanan sedimen dan gaya tektonik. Temperatur juga berpengaruh terhadap kompaksi dengan adanya pressure solution.

Diagenesis secara kimia disebabkan oleh reaksi kimia dalam batuan oleh adanya perubahan tekanan dan temperatur. Seperti kebanyakan sedimen yang terendapkan pada kondisisubaqueously atau di bawah muka air tanah, akan menyebabkan sedimen jenuh air. Selama burial, mineral berada pada kontak atau batas yang konstan yang mengandung salinitas dan kondisi redoks yang beragam. Air pori dapat juga mengandung karbon organik terlarut. Batupasir umumnya memiliki kandungan karbon organik kurang dari 0.5 %  (Boggs, 1992 op. cit. Kameda, 2004). Kandungan organik bersifat reaktif dan dapat menghasilkan reaksi ion hidrogen dan bikarbonat yang merubah kondisi air pori dan menyebabkan ketidakstabilan mineral. Selama early burial, reaksi kima ini akan menyebabkan presipitasi pirit, klorit, illit/smektit, kwarsa dan felspar overgrowth, dan presipitasi semen karbon  (Burley et al., 1985 op. cit. Kameda, 2004).

 2. KOMPAKSI

Kompaksi merupakan salah satu tahapan penting dalam diagenesa batuan. Kompaksi biasanya terjadi segera setelah sedimen diendapkan, terjadi karena adanya pembebanan dari material yang berada di atasnya semakin bertambah. Proses kompaksi ini menyebabkan hubungan antar butir semakin mendekat (grain packing dan grain fabric berubah), mengurangi jarak antar pori (porositas berkurang) dan mengurangi kandungan air yang terdapat pada sedimen tersebut. Adanya kadungan air ini dapat membawa mineral-mineral yang larut, sehingga nantinya menghasilkan mineral-mineral baru yang terdapat pada rongga-rongga batuan. Hal itu dapat memicu terjadinya sementasi sebagai proses pengikatan dari partikel-partikel yang terpisah menjadi bersatu.

Pada tahap yang lebih lanjut, kompaksi dan burialdapat menyebabkan rekristalisasi sehingga menghasilkan batuan menjadi lebih kompak dan keras.

Pada batuan sedimen proses kompaksi akan menghasilkan karakteristik yang berbeda-beda. Dalam hal ini, penulis menekankan kepada proses kompaksi yang terjadi pada batupasir. kita mengetahui bahwa batupasir memiliki jenis yang berbeda-beda pula. Penulis dalam hal ini juga akan menekankan kepada batupasir dengan komposisi utamanya adalah mineral kuarsa.

Pasir memiliki kekompakan yang lebih kecil dibandingkan dengan lumpur (mudrock). Kompaksi yang tidak terlalu besar pengaruhnya pada batupasir dapat disebabkan oleh beberapa hal, diantaranya adalah :

Pertama, batupasir terdiri dari butiran mineral kuarsa yang berukuran relatif besar. Butiran-butiran kuarsa ini biasanya tidak berubah pada kondisi-kondisi pengendapan. Yang kedua adalah bahwa mudrockmengandung air yang cukup tinggi dan air ini sewaktu-waktu dapat keluar jika mendapat tekanan.

Pada percobaan yang dilakukan di laboratorium, batupasir yang komposisi utamanya adalah mineral kuarsa hanya mengalami perubahan ketebalan sekitar 10 – 15%. Pengaruhnya yaitu kepada rearrangement of grain dan chipping of grain corners.

  

Kompaksi pada batupasir ini dapat terjadi pada dua kondisi, yaitu :

Kondisi Un-Cementedsediment at grain to grain contact .

Kondisi un-cemented dalam hal ini adalah pada kontak antar butirnya. Jika sedimen telah mencapai kondisi yang cukup padat, maka setiap butiran akan menyesuaikan dirinya dan akan berubah mengikuti bidang gelincirnya,  kemudian mengalami reorientasi, dan fracture of radical grains, serta overburden ini ditransformasikan melalui kontak antar butir ini (gambar 2.a).

Adanya gaya (stress) yang kontinu akan menghasilkan dissolution pada daerah kontak antar butirnya (gambar 10.b). ketika terjadi proses disolution compaction, bagian-bagian yang saling bersentuhan kemungkingan akan larut dan  mungkin akan terbawa keluar melalui rongga-rongga yang terdapat diantara butiran–butiran. Menurut Sibley dan Blatt, (1976) fluida dari hasil kompaksi ini dianggap sebagai sumber atau source dari semen selain semen kuarsa dan kalsit. Larutnya kuarsa atau kalsit mungkin terjadi karena precipitasi secara lokal, atau bisa juga terdapat pada larutan yang masuk di antara butiran yang sedang mengalami kompaksi (e.g. Moore, 1985)  

Read More

Stratigrafi Cekungan Asem - Asem Kalimantan Timur

Stratigrafi Regional

Stratigrafi umum dari Cekungan Asem-Asem mempunyai kemiripan dengan Cekungan Barito. Cekungan Asem-Asem dan Cekungan Barito dipercaya sebagai satu kesatuan deposenter pada Eosen yang menyambung sampai terpisah akibat pengangkatan Pegunungan Meratus pada kala Miosen Akhir (Witts,dkk; 2012). Stratigrafi umum Cekungan Barito dan Cekungan Asem-Asem terdiri dari batuan dasar Mesozoikum dan batuan sedimen Kenozoikum. Penjelasan stratigrafi tersebut banyak dibahas oleh Wakita (2000) dan Satyana (2014) pada bagian batuan dasar Mesoikum sedangkan stratigrafi batuan sedimen Kenozoikum banyak dibahas oleh Witts (2011,2012) dan Satyana (1994).
Stratigrafi batuan dasar Mesozoikum (Wakita, 2000; dan Satyana, 2014) terdiri dari batuan Kompleks Meratus yang berumur Jura – Kapur Akhir, ditutupi oleh batuan vulkanik dan turbidit Kapur Akhir yaitu Formasi Haruyan dan Pitap. Batuan Kompleks Meratus terdiri dari unit ofiolit, unit sedimen pelagik, unit bancuh dan unit metamorfik (Gambar 3).

⦁ Unit ofiolit terdiri dari batuan ultramafik peridotit, harzburgite, dan piroksenit yang terserpentinisasi,berasosiasi dengan gabbro dan intrusi plagiogranite,serta lava bantal basalt (disebut dengan Bobaris dan Meratus Ofiolit).Unit ini diperkirakan umurnya tidak lebih muda dari umur radiolaria rijang pada unit pelagik

⦁ Unit pelagik terdiri dari rijang yang mengandung fosil radiolarian berasosiasi dengan batugamping, dan serpih tersilifikasi. Umur dari rijang ini adalah Jura Tengah – Kapur Awal.

⦁ Unit bancuh pada terdiri dari klastika dan blok dari rijang, lempung silifikasi, batugamping, dan basalt di dalam matrik lempung bancuh. Bancuh dari Meratus Kompleks hanya dapat d teramati pada Pulat Laut.Unit ini diperkirakan lebih muda dari klastik rijang yang berumur Jura Tengah – Kapur Awal dan klastik lempung tersilifikasi yang berumur Kapur Awal

⦁ Unit metamorfik terdiri dari Filit Pelaihari dan Sekis Hauran yang keduanya merupakan batuan metamorfik tekanan tinggi. Terdistribusi pada baratdaya dari Pegunungan Meratus. Filit Pelaihari merupakan batuan metamorfik lower grade, yang terdiri dari filit dan sabak yang sedikit tersingkap. Sekis Hauran merupakan batuan metamorfik higher grade, yang terdiri dari sekis glaukopan, sekis kloritoit-kuarsa, sekis kyanit-kuarsa-phengit-kloritod, granet, sekis mika, sekis kuasa-mika, sekis piomontit, dan ampibolit. Protolit dari Sekis Hauran didominasi batuan pelitik dan basa. Berdasarakan K-Ar, umur dari mika dari Sekis Hauran adalah 110-180 Ma.

Formasi Haruyan pada Kompleks Meratus merupakan batuan produk dari aktivitas vulkanik yang berlangsung pada Kapur Akhir. Frmasi ini  umumnya terdiri dari basa sampai andesitik batuan vulkanik seperti, lava, tuf dan breksi tuf. Breksi tuf ini mengandung fenokris feldspar, pumice, fragmen lava, fragmen rijang  di dalam matriks tuf berwarna ungu terang.

Formasi Pitap pada Kompleks Meratus merupakan endapan sedimen flysch pada forearc basin. seperti batupasir, batulanau, konglomerat, serpih dengan sedikit lapisan batugamping dan blok yang mengandung foraminifera Orbitolina berumur Aptian – Albian.

Berdasarkan Heryanto dan Hartono (2003, dalam Satyana, 2014), Subdivisi Formasi Pitap dan Haruyan  ini menggantikan Alino Group yang berumur Kapur Tengah – Kapur Akhir dan Manunggul Group yang berumur Kapur Akhir pada penelitian terdahulu

Endapan sedimen Kenozoikum (Gambar 4) yang menutupi batuan dasar Mesozoikum antara lain di susun oleh Formasi Tanjung, Formasi Berai, Formasi Warukin dan Formasi Dahor (Witts dkk. , 2011 dan Witts, 2012)

Formasi Tanjung  terbentuk pada pengendapan Eosen Tengah sampai akhir Oligosen Awal. Formasi ini didominasi oleh endapan fluvio-tidal pembawa lapisan batubara sampai lingkungan marginal marin.  Liotologi dari formasi ini umumnya batupasir, batulempung karbonan dan batubara. Berdasarkan data palinologi, dasar dari formasi ini berumur akhir Miosen tengah (zona E6), sedangkan lapisan atas dari formasi ini ditemukan kehadiran Nummulites ficheteli dan Eulepidina spp, merujuk pada kisaran Te1-Te5. (Oligosen Awal)

Formasi Tanjung ditutupi secara selaras oleh Formasi Berai pada bagian selatan cekungan dan Formasi Montalat pada jauh di utara cekungan. Formasi Montalat terekam sebagai endapan marginal marine sampai delta sedangkan .Formasi Berai terekam seluruhnya dipengaruhi oleh lingkungan laut. 

Formasi ini dicirikan sebagai batuan paparan karbonat laut dangkal dengan litologi umumnya batulempung, batunapal dan batugamping. Umur dari Formasi Berai adalah Oligosen Awal hingga Miosen Awal, berdasarkan kehadiran Heterostegina borneensis lapisan bawah dari Formasi Berai menunjukkan rentang umur Te1 – Te5 (P21-N4 zona plangtonik).

Formasi Warukin diendapkan selaras di atas Formasi Berai dan Montalat. Formasi ini menunjukkan pengendapan laut dangkal yang kemudian menjadi lingkungan fluvio-deltaic.  Litologi dari formasi ini umumnya batulempung , batupasir dan batubara. Umur dari formasi ini adalah Miosen Awal – Miosen Akhir, berdasarkan kehadiran Miogypsinodella sp., Miogypsina spp. dan L. (N) brouweri pada bagian lapisan bawah formasi yang menunjukkan kisaran umur Te5-Tf1 (N6-N8 zona plangtonik) dan pada lapisan atas formasi berumur lebih tua dari 7.4 Ma (Miosen Awal) dari zona palinologi Florschuetzia meridionalis.

Formasi Dahor diendapkan tidak selaras di atas Formasi Warukin. Formasi ini merupakan endapan molas silisiklastik akibat pengangkatan Pegunungan Meratus. Formasi di terdiri dari endapan polymict fluviatile dan endapan laut dangkal. Formasi ini berumur Miosen Akhir hingga Piosen

Read More

Teori Geosinklin

Terminologi geosyncline (Leet, 1982) : “merupakan suatu cekungan dimana terakumulasi sedimen dengan ketebalan ribuan meter, yang disertai penurunan lantai cekungan secara progresif yang disebabkan oleh pembebanan sedimen”. Semua barisan pegunungan yang terlipat dibangun dari geosinklin, namun tidak semua geosinklin menjadi barisan pegunungan. Lokasi tipe geosinklin adalah geosinklin Appalachian, penemunya adalah James Hall. Hall (1859) menyatakan bahwa “arah setiap rantai pegunungan berhubungan dengan garis asal akumulasi sedimen yang sangat besar, atau garis sepanjang sedimen yang sangat melimpah diendapkan”. Pada area Appalachian, lapisan laut/air dangkal diendapkan setebal 40000 kaki, sepuluh lebih tebal dari seri sedimentasi yang ada di Lembah Mississippi. 

Teori geosinklin

Perkembangan teori Hall : sedimentasi yang sangat tebal kemudian menyebabkan adanya subsidence, dan sumbu palungnya akan menjadi barisan pegunungan. Adanya subsidence tersebut kemudian menghasilkan adanya lapisan yang terlipatkan, namun perlipatan tersebut bukan penyebab dari naiknya sedimen tebal tersebut menjadi pegunungan. Selain itu, adanya sedimentasi yang tebal diatas palung/cekungan terdalam mengakibatkan adanya pergerakan material subcrustal yang berada dibawah palung. Material tersebut bergerak secara lateral di bawah cekungan sedimen dan foreland – nya, sehingga daerah tersebut naik.

Penamaan geosinklin diperkenalkan oleh Dana (1873), yang merupakan proses penurunan kerak dimana sedimentasi terakumulasi (geosinklinal). Pada intinya, teori yang dikemukakan oleh Dana menambahkan teori yang diperkenalkan oleh Hall.

Ide yang sangat fundamental : Selama kolapsnya perlipatan besar geosinklin yang didorong oleh tekanan lateral, akan membentuk rangkaian perlipatan yang besar (sinklinorium). Penurunan geosinklin ke kedalaman 35000 atau 40000 kaki yang berarti suatu massa batuan yang mobile (kental atau plastis), 7 mil maksimum kedalaman dan lebih dari 100 mil secara lateral, terdorong kesamping. Setelah itu, pada bagian utamanya bergerak ke timur, dan menyebabkan jejak yang berbatasan dengan laut pada sisi timur, yang kemudian terangkat sebagai suatu geantiklinal yang paralel dengan palung yang subsidence. Tingginya busur geantiklinal dapat tergantung kepada seberapa jauh batuan plastis dapat bergerak ke arah timur. Kemudian lantai geosinklin menjadi lebih lemah yang disebabkan adanya isogeotherms, dan pelemahan ini menyebabkan perlipatan sedimen geosinklin dan melahirkan barisan pegunungan.

Teori Dana – Hall yang menyatakan bahwa barisan pegunungan merupakan kelahiran geosinklin berdasarkan dua pendapat utama : (1) determinasi lokasi barisan pegunungan yang akan terbentuk didasarkan kepada adanya akumulasi sedimen pada suatu geosinklin, (2) pegunungan menjadi rentan dalam proses yang relatif singkat, selama perlapisan terlipat dan tersesarkan.
 

Menurut L. De Launay (1921), Geosinklin adalah suatu zona penting yang panjang dimana endapan batyal secara menerus diendapkan hingga mencapai suatu ketebalan, dimana pendalaman berjalan secara simultan terhadap akumulasi. 

Dalam perkembangannya, terdapat beberapa penambahan terhadap teori Hall – Dana : (1) vulkanisme dan intrusi selama pertumbuhan geosinklin induk, (2) isostatik mengontrol selama perlipatan akibat appression sedimen geosinklinal, (3) metamorfisme dihasilkan dari kondisi geosinklin dan kejadian yang mengikuti perlipatan, (4) intrusi batolit, sintektonik dan epitektonik, dan hubungannya antara intrusi batolitik dan kejadian suksesi perlipatan yang terdiri dari suatu revolusi orogenesa berskala besar, (5) endapan bersifat metal sebagai akibat dari successive cycles dari aktifitas gunung api selama revolusi orogenesa.

Read More

Sistem Pengendapan Tipe Estuari

SISTEM ESTUARI

 

Bentuk endapan estuari

Dalam pengertian umum, estuari merupakan bagian dari hilir sungai yang berhubungan langsung dengan laut terbuka. Dalrymple, Zaitlin dan Boyd (1992) mengemukakan bahwa karakter dari estuari yang memiliki pergerakan sedimentasi berarah ke darat dengan sedimen yang berasal dari luar mulut estuari haruslah diperhitungkan, hal ini dilakukan untuk membedakan estuari dengan delta. Oleh karena itu didefinisikan bahwa estuari adalah sebuah bagian dekat laut dari suatu sistem lembah yang terbenam, yang mana sedimen yang diendapkan berasal dari sumber yang berhubungan dengan sungai dan laut serta berisikan fasies yang dipengaruhi oleh proses pasang-surut, gelombang, serta yang berhubungan dengan sungai. Estuari memiliki batas dari arah darat yaitu fasies pasang-surut pada kepalanya dan yang kearah laut yaitu fasies pesisir pada mulutnya. Estuari hanya dapat terbentuk hanya pada saat kenaikan relatif permukaan laut (transgresi). Progradasi cenderung menyebabkan hancurnya estuari dan mengubahnya menjadi delta.

 

Contoh lingkungan estuari

Berdasakan karakteristik fisiografi dari bentuk relatif ketegasan serta tingkatan penghalang dari sungai hingga mulut estuari, dikenal tujuh bentuk dasar estuari modern, yaitu fjords, muara, rias, estuari dataran-pesisir, estuari gosong, estuari semu, estuari mirip-delta serta estuari tektonik. Fjords adalah estuari berbentuk ketegasan kuat dengan profil lembah berbentuk bentuk-U yang terbentuk oleh proses terbenamnya lembah erosi glasial selama kenaikan permukaan laut pada kala holosen. Muara memiliki kemiripan dengan fjordsnamun memiliki bentuk ketegasan yang lemah. Riasberkembang pada lembah yang berliku-liku dengan bentuk ketegasan yang sedang. Estuari dataran pesisir adalah estuari dengan ketegasan lemah, berbentuk corong pada pandangan burung dan langsung terhubung dengan laut terbuka. Estuari gosong adalah estuari dengan ketegasan lemah berbentuk bentuk-L pada pandangan burung dan mempunyai jalur yang sejajar sepanjang pesisir. Estuari semu adalah estuari yang memiliki kesamaan dengan estuari gosong, namun dalam musim tertentu dapat tertutup oleh migrasi bukit-pasir. Estuari mirip-delta terdapat pada depan delta sebagai percabangan dari sungai sementara. Estuari tektonik merupakan estuari yang berbentuk seperti botol, memiliki ketegasan-kuat pada bagian mulut-nya dan ketegasan lemah pada kepala-nya yang pembentukannya disebabkan karena peristiwa tektonik.

Dalrymple, Zaitin dan Boyd (1992) mengklasifikasikan model dari estuari berdasarkan karakteristik hidrologi yang dominan, yang dapat memperlihatkan jenis sedimen yang terendapkan serta geometri sedimen yang terbentuk pada estuari tersebut. Jenis estuari tersebut yaitu estuari dominasi gelombang, estuari dominasi pasang-surut serta estuari campuran gelombang dan pasang-surut. Klasifikasi ini sering dipergunakan oleh sedimentologis karena dapat menggambarkan jenis dan karakteristik sedimen yang diendapkan.

Estuari Dominasi Gelombang

Pada estuari dominasi gelombang, pengaruh pasang-surut sangatlah kecil, dan pada mulut estuari mengalami hempasan energi gelombang yang tinggi. Kondisi hidrologi dapat bercampur ataupun berlapis dengan baik. Sedimen cenderung untuk bergerak dari pesisir masuk melalui mulut kedalam estuari, yang mana pada mulut tersebut terbentuklah pasir-penghalang akibat pergerakan osilasi gelombang. Pasir-penghalang tersebut menghalangi  hampir sebagian besar energi gelombang untuk masuk kedalam estuari, sehingga gelombang yang dihasilkan dibelakang penghalang hanyalah berasal dari energi internal estuari saja. Adanya pengaruh kecil dari pasang-surut, dapat membentuk celah sehingga estuari masih dapat terhubung dengan laut terbuka.

Pasir yang berasal dari arah laut, dapat terendapkan hingga melewati penghalang, namun pasir tersebut hanya didapat sebagai endapan banjir saja. Sedimen lumpur yang berasal dari sungai, terakumulasi pada bagian tengah dari estuari yang mana energi keseluruhannya sangat rendah. Proses pengendapan lumpur dapat menjadi meningkat dikarenakan dibantu oleh adanya proses flokulasi, yaitu  partikel lempung yang memiliki ion negatif menjadi netral karena bercampur dengan air laut yang mengandung ion positif sehingga mempercepat proses pengendapan partikel lempung tersebut. Perlapisan horizontal dan bioturbasi adalah struktur yang umum pada daerah ini. Pada bagian kepala estuari, terendapkan sedimen berukuran lebih kasar dan merupakan sedimen yang berasal dari sungai. Pada bagian ini dapat disertai pula dengan endapan rawa-bakau yang umunya memiliki posisi berdampingan dengan aliran sungai.

Estuari Dominasi Pasang-surut

Estuari dominasi pasang-surut berada pada daerah pesisir, yang memiliki energi arus pasang-surut melebihi dari energi gelombang pada bagian mulut estuari-nya. Energi keseluruhan yang terdapat pada estuari dominasi pasang-surut umumnya lebih tinggi daripada energi yang terdapat pada estuari dominasi gelombang. Air yang terdapat pada estuari ini bercampur dengan baik. Pasir yang berasal dari laut yang terbentuk pada estuari berupa gosong-pasir, akhirnya disebar penyebarannya oleh energi pasang-surut sehingga membentuk gosong-pasir pasang-surut. Di lain-hal penyempitan estuari yang disebabkan oleh adanya gosong-pasir pasang-surut tersebut menyebabkan kecepatan arus yang melaluinya menjadi tinggi.

Dengan terbentuknya gosong-pasir pasang-surut pada bagian mulut estuari, pasir yang tertransportasi masuk kedalam estuari bergerak melalui saluran yang berada di antara gosong-pasir tersebut. struktur sedimen yang terbentuk berkisar antara riak hingga bukit-pasir besar, yang berkembang pada sedimen berpasir. Perlapisan silang-siur dihasilkan dari proses migrasi struktur sedimen, yang memiliki arah kemiringan kearah darat maupun kearah laut. Perlapisan flaser dapat terbentuk pada saat berkurangnya energi pada air sehingga mengendapkan lumpur diatas riak pasir. Sedimen berlumpur diendapkan pada bagian energi rendah di dasar estuari dan pada bagian rawa-bakau yang terletak berdampingan sepanjang sisi sungai dari estuari. Bioturbasi oleh organisme penggali umumnya secara lokal bercampur dan homogen pada lapisan berlumpur tersebut. Sedimen estuari umumnya terdapat didalamnya organisme air payau yaitu termasuk tiram, kepah, pelesipoda dan gastropoda. 

  

Estuari Campuran Gelombang dan Pasang-Surut

Banyak estuari yang memiliki karakteristik berada diantara dominasi gelombang dan dominasi pasang-surut. Sebagai contoh, energi pasang-surut yang meningkat secara relatif terhadap energi gelombang sehingga sistem penghalang pada estuari dominasi gelombang secara progresif menjadi tersebar oleh celah pasang-surut, dan gosong-pasir yang sebelumnya memanjang paralel sepanjang pesisir akhirnya menjadi berbentuk segmen-segmen penghalang. Pada tengah estuari yang sebelumnya terendapkan sedimen lumpur kemudian digantikan pasir pasang-surut yang pada sisinya terdapat rawa-bakau.

Read More