BIOSTRATIGRAFI

BIOSTRATIGRAFI

6.1  PENDAHULUAN

      Biostratigrafi adalah cabang stratigrafi yang didasarkan pada pengetahuan tentang fosil yang ada dalam batuan. Ilmu ini memanfaatkan kisaran kronostratigrafi dari berbagai spesies fosil untuk (1) mengkorelasikan penampang-penampang stratigrafi; dan (2) menafsirkan lingkungan pengendapan.

      Sebelum ada data seismik, metoda biostratigrafi merupakan satu-satunya cara yang dimiliki para ahli geologi untuk meng-korelasikan bagian-bagian penampang yang umurnya "sama" (dalam batas resolusi biostratigrafi). Walau demikian, kebanyakan fosil yang digunakan para ahli paleontologi sebelum pertengahan abad ini bukan organisma yang hidup di dalam kolom air laut (plankton), melainkan organisma dasar laut (bentos). Dengan demikian, korelasi-korelasi yang dibuat waktu itu sebenarnya lebih menunjukkan kesamaan kondisi lingkungan dan fasies pengendapan; bukan kesamaan waktu (Loutit dkk, 1988). Karena itu, tidak mengherankan jika banyak satuan litostratigrafi lama mengandung kumpulan fosil bentonik yang sifatnya khas. Hal inilah yang kemudian menyebabkan timbulnya praktek pengkorelasian satuan-satuan litostratigrafi.

      Dewasa ini, praktek korelasi dalam analisis cekungan lebih banyak dilakukan berdasarkan seismik stratigrafi, bukan bio-stratigrafi. Walau demikian, bersama-sama dengan metoda penanggalan lain seperti isotope stratigraphy (Emery & Robinson, 1993) dan magnetostratigrafi, biostratigrafi memegang peranan penting dalam memberikan kontrol umur terhadap korelasi seismik stratigrafi (Armentrout, 1987; Loutit dkk, 1988; McNeil dkk, 1990). Selain itu, tanpa batuan biostratigrafi, seismik strati-grafi hanya akan memiliki penerapan yang sangat terbatas dalam menganalisis daerah dengan struktur yang rumit.

      Bab ini akan memperlihatkan bagaimana data biostratigrafi dapat dipadukan dengan teknik-teknik lain untuk meningkatkan penafsiran sekuen stratigrafi.

6.2  FOSIL DAN ZONA BIOSTRATIGRAFI

6.2.1 Fosil

      Semua tipe fosil sebenarnya berpotensi untuk dapat diterapkan pada sekuen stratigrafi. Walau demikian, untuk menentukan umur batas sekuen dan maximum flooding surface secara akurat, diperlukan adanya fossil events yang memiliki kebenaan kronostratigrafi. Hal ini dapat dicapai melalui pengintegrasian marker taxa dari jenis fosil yang berbeda-beda. Fosil yang paling berguna adalah fosil yang, ketika berevolusi, memperlihatkan perubahan morfologi secara cepat dan tegas sedemikian rupa sehingga mudah dikenal tanpa keraguan. Persyaratan lain yang perlu dimiliki oleh index fossils adalah memiliki penyebaran yang luas sehingga dapat dikorelasikan dalam satu cekungan atau antar cekungan serta memiliki kelimpahan yang relatif tinggi. Beberapa tipe fosil seperti amonit, goniatit, dan foraminifera besar sebenarnya memiliki kelebihan tersendiri dibanding fosil lain. Namun, ukurannya yang relatif besar memperkecil kemungkinannya untuk dapat terkandung dalam keratan pengeboran atau inti bor. Karena itu, berbagai jenis fosil kecil (umumnya berukuran beberapa mikron hingga kurang dari beberapa milimeter) saja yang biasa digunakan dalam biostratigrafi. Ada tiga kategori fosil yang paling banyak digunakan oleh para ahli biostratigrafi: (1) mikrofosil (misalnya foraminifera, ostracoda, diatom, calpionellida, radiolaria, ganggang kapur, dan conodonta); (2) nanofosil (misalnya cocolith dan discoaster); serta (3) palinomorf (misalnya dinoflagelata, chitinozoa, acritarch, tasmanitida, serbuksari, dan spora). Salah satu kelebihan utama dari mikrofosil adalah bahwa, jika lingkungannya sesuai, akan ditemukan dalam jumlah yang melimpah. Gambar 6-1 memperlihatkan kisaran stratigrafi untuk beberapa kategori fosil yang biasa digunakan dalam industri perminyakan.

      Keberadaan organisma yang kemudian menjadi fosil merupakan fungsi dari evolusi, kondisi lingkungan, dan geografi. Terawetkan tidaknya suatu organisma tergantung pada susunan mineral dan kimia tubuh organisma itu, pada lingkungan dimana tubuh organisma itu terendapkan, dan pada sejarah diagenesis setelah tubuh organisma tertutup oleh sedimen yang diendapkan kemudian. Ketidakhadiran fosil indeks tertentu, baik karena keterbatasan biofasies atau karena tidak terawetkan, merupakan faktor pembatas bagi studi biostratigrafi dan menjadi penghalang utama dalam usaha penafsirannya.

6.2.2  Skema-Skema Zonasi Fosil dan Resolusi Biokronostratigrafi

      Organisma berevolusi, berkembang, dan kemudian punah akibat interaksi antara organisma dengan lingkungannya. Datum pemunculan pertama (first appearance datum, FAD) dan datum pemunculan terakhir (last appearance datum, LAD) suatu organisma dalam rekaman batuan merupakan titik-titik penting dalam korelasi biostratigrafi. Peristiwa lain, misalnya kelimpahan maksimum, juga sering dipakai sebagai kriteria korelasi. Walau demikian, kelimpahan maksimum hendaknya ditangani secara hati-hati mengingat faktor-faktor lokal, misalnya laju sedimentasi, dapat mempengaruhi kelimpahan fosil dalam rekaman batuan.

      Waktu biostratigrafi diukur dalam biokronozona (biochronozone) yang didasarkan pada pemunculan dan kepunahan fosil secara global. Bolli dkk (1985) menyusun suatu sintesis yang menyeluruh terhadap berbagai kategori fosil bahari yang kemudian digunakan untuk menyusun skema biokronozona. Kisaran global suatu spesies fosil mungkin tidak dapat ditemukan dalam suatu cekungan akibat keterbatasan lingkungan atau geografi. Pada kondisi seperti itu, biozona yang didasarkan pada pengetahuan mengenai pemunculan pertama dan pemunculan terakhir setiap spesies fosil yang ditemukan mungkin hanya memiliki nilai korelatif lokal. Hal ini mengandung pengertian bahwa korelasi global dari suatu tipe fosil memerlukan adanya diagram sekuen stratigrafi seperti yang dibuat oleh Haq dkk (1987).

      Resolusi kronostratigrafi yang dapat diperoleh dari fosil indeks tergantung pada waktu geologi, jumlah kategori fosil yang digunakan, dan lingkungan pengendapan. Resolusi suatu kategori fosil dihitung dengan cara membagi rentang waktu geologi fosil tersebut dengan jumlah biozona. Resolusi kronostratigrafi rata-rata untuk beberapa tipe fosil diperlihatkan pada tabel 6-1.

      Skema-skema biozona yang diterbitkan hingga dewasa ini menggunakan titik-titik pemunculan pertama dan pemunculan akhir untuk menentukan biozona. Di lain pihak, puncak biozona yang dipakai dalam industri perminyakan ditentukan ber-dasarkan titik-titik pemunculan terakhir, sedangkan pertumpangtindihan antar biozona dijadikan dasar untuk menentukan subzona. Hal ini terjadi karena sampel yang paling banyak dimiliki oleh para ahli biostratigrafi yang bekerja di dunia perminyakan adalah keratan pengeboran yang ketika terangkut bersama-sama dengan lumpur pengeboran biasanya dikenai efek sisa dan kontaminasi oleh material yang terletak di bagian atas sumur pengeboran. Walau demikian, penelitian reservoar yang mendetil menggunakan data pemunculan awal untuk membuat skema biozona karena inti bor dan side-wall core biasanya dapat diperoleh. Data itu selanjutnya digunakan untuk membuat diagram korelasi yang mendetil dengan tujuan mengetahui kesinambungan dan variasi reservoar pada arah lateral.

      Skema biozona lokal biasanya lebih mendetil dan memiliki resolusi kronostratigrafi yang lebih tinggi dibanding skema biozona global atau regional. Sebagai contoh, biozona nannofosil Miosen Akhir–Plistosen di Teluk Meksiko memiliki resolusi rata-rata 0,375Ma. Resolusi gabungan dari beberapa kategori fosil bahkan bernilai lebih tinggi dari itu. Sebagai contoh, resolusi gabungan rata-rata dari nannofosil dan foraminifera untuk Miosen Akhir–Plistosen di Teluk Meksiko adalah sekitar 0,2Ma.

6.3  ANALISIS LINGKUNGAN PURBA

6.3.1  Bentos dan Palinofasies

      Organisma yang hidup di dasar laut atau dalam sedimen dasar laut disebut bentos. Dalam industri perminyakan, foraminifera bentonik sering dipakai untuk menentukan lingkungan bahari purba (Van Gorsel, 1988). Walau demikian, organisma lain seperti ganggang kapur bentonik, conodonta, dan ostracoda juga tidak jarang digunakan (gambar 6-2). Foraminifera bentonik hidup dalam lingkungan yang bervariasi, mulai dari tepi laut hingga laut-dalam (Murray, 1973, 1992). Organisma bentos juga tahan terhadap variasi kondisi lingkungan seperti temperatur, kadar oksigen, salinitas, kondisi substrat, dan tingkat penetrasi cahaya (gambar 6-3). Pada lingkungan batial dan abisal, sifat-sifat fisik air laut yang berlapis—misalnya akibat per-bedaan kadar bahan makanan, oksigen, salinitas, dan temperatur—mengontrol penyebaran organisma bentonik. Di paparan, faktor-faktor yang mengontrol penyebaran organisma bentonik adalah energi arus, tipe substrat, salinitas, temperatur, dan intensitas cahaya. Karena itu, ada suatu hubungan umum antara organisma bentonik dengan kedalaman (gambar 6-4).

      Metoda lain untuk menentukan lingkungan adalah analisis palinofasies (palynofacies; lihat gambar 6-5). Metoda ini terbukti cukup ampuh, khususnya pada sistem sungai-delta seperti dalam kasus di Provinsi Brent dan Laut Utara (Denison & Fowler, 1980; Hancock & Fisher, 1981; Parry dkk, 1981; Nagy dkk, 1984).

6.3.2  Plankton

      Organisma yang hidup melayang-layang dalam kolom air disebut plankton. Penyebaran plankton bahari juga dikontrol oleh parameter-parameter lingkungan seperti salintas, pasokan oksigen, temperatur, dan ketersediaan bahan makanan. Fitoplankton (phytoplankton) dikontrol oleh intensitas cahaya, yang nilainya akan menurun dengan bertambahnya kedalaman atau dengan makin keruhnya air. Karena itu, fitoplankton tidak hidup di daerah air turbid seperti di sekitar sistem delta yang berlumpur. Parameter lingkungan bahari berbeda-beda, tergantung pada asal-usul air, iklim, geografi, dan kedalaman. Keberadaan suatu plankton juga dipengaruhi oleh tingkat toleransi yang dimilikinya terhadap parameter-parameter lingkungan tersebut di atas. Sebagai contoh, radiolaria dan foraminifera planktonik jarang ditemukan di paparan, sedangkan dinoflagelata dan acritarch dapat hidup mulai dari lingkungan laut tepi hingga laut terbuka (gambar 6-6). Karena itu, penyebaran fosil plankton tertentu secara kasar dapat pula dikaitkan dengan massa air, kedalaman, dan jaraknya terhadap daratan.

      Nisbah mikrofosil plantonik terhadap bentonik (Murray, 1976) dan nisbah dinocyst laut-"dalam" terhadap dinocyst laut-"dangkal" memberikan informasi mengenai tingkat "kelautan" dan upwelling.

6.3.3  Biofasies

      Suatu kumpulan organisma yang mencirikan lingkungan pengendapan tertentu disebut biofasies. Komposisi fosil dalam setiap biofasies merupakan fungsi dari kondisi lingkungan, redistribusi post-mortem oleh aliran gravitasi, dan sejarah diagenesis batuan. Sebagian besar spesies fosil dapat digunakan untuk mencirikan lingkungan. Walau demikian, ukurannya yang kecil, daya pengawetannya yang relatif tinggi, dan penyebarannya yang luas menyebabkan foraminifera bentonik menjadi tipe fosil istimewa untuk digunakan sebagai dasar penentuan biofasies. Penyebaran sedimen hanya merupakan salah satu dari sekian parameter lingkungan yang mengontrol biofasies. Jadi, sebenarnya tidak ada hubungan sederhana antara biofasies dengan jenis sedimen. Meskipun demikian, pada lingkungan laut dangkal, hubungan biofasies dengan energi gelombang dan pasut demikian erat dan, oleh karena itu, hubungan antara biofasies dengan besar butir sedimen juga cukup erat di wilayah tersebut.

      Pada sistem pengendapan progradasional dan retrogradasional, parameter lingkungan mengontrol penyebaran kumpulan fosil. Karena itu, dalam sistem tersebut, biofasies juga berpindah-pindah ke arah laut dan ke arah darat. Dengan demikian, data fosil secara vertikal dalam sistem pengendapan progradasional dan retrogradasional mencerminkan sejarah batimetri suatu cekungan. Dengan data itu dapat dikesimpulkan apakah tepi cekungan telah berprogradasi, beretrogradasi, atau beragradasi.

      Dalam sistem progradasional dan retrogradasional, batas antar biofasies merupakan bidang diakron (Armentrout, 1987). Akibatnya, datum-datum pemunculan pertama dan pemunculan terakhir yang berimpit dengan perubahan lingkungan tidak harus diartikan sebagai sebagai titik-titik kelahiran dan kepunahan spesies tertentu, melainkan mungkin hanya sekedar batas biofasies diakron yang berkaitan dengan proses progradasi dan retrogradasi dalam cekungan tersebut (gambar 6-7).

6.3.3.1  Biofasies Bahari

      Penafsiran lingkungan bahari purba berdasarkan biofasies bentonik dan planktonik biasanya didasarkan pada pengetahuan kita mengenai batimetri paparan dan samudra masa sekarang. Sebenarnya sebagian besar biofasies masa kini hanya dapat digunakan untuk menafsirkan lingkungan bahari purba sejak masa transgresi terakhir atau sejak awal highstand systems tract terakhir, pada saat mana garis pantai terletak cukup jauh di daratan. Sewaktu posisi muka air laut relatif rendah, atau ketika garis pantai maju jauh hingga mendekati tekuk paparan (shelf break), biofasies paparan dan biofasies batial atas akan terletak saling berdekatan (gambar 6-8). Pada kondisi itu, biofasies proximal dan distal akan dicampuradukkan oleh arus. Bahkan, aliran gravitasi menuju wilayah perairan yang lebih dalam akan menyebabkan usaha penafsiran lingkungan pengendapan purba menjadi jauh lebih kompleks dan sukar untuk dilakukan.

      Penentuan indikator-indikator lingkungan bahari yang paling dalam pada setiap kumpulan fosil akan menolong kita untuk membedakan indikator biofasies laut-dalam dari indikator semu (hasil pengangkutan oleh aliran gravitasi). Sayang sekali, biofasies batial memiliki resolusi batimetri yang relatif lebih rendah dibanding resolusi batimetri yang dimiliki oleh biofasies paparan. Karena itu, rekaman perubahan muka air laut relatif praktis tidak (atau hanya sedikit, kalau ada) terindikasikan oleh biofasies laut-dalam. Walau demikian, pergantian dari zaman es ke zaman interglasial (dan sebaliknya) mempengaruhi sifat-sifat massa air laut seperti kadar oksigen, temperatur, dan pasokan bahan makanan sedemikian rupa sehingga peristiwa itu masih tampak rekamannya dalam biofasies laut-dalam.

6.3.3.2  Biofasies Terestris

      Kumpulan-kumpulan fosil dari lingkungan terestris dapat memberikan informasi mengenai kondisi iklim dan kondisi berbagai lingkungan yang terletak di sekitar cekungan (gambar 6-9). Kumpulan mikroflora mengindikasikan iklim kering-hangat (warm-arid), ranoff yang rendah, serta potensi terbentuknya sistem karbonat bahari di daerah lintang rendah. Mikroflora dari lingkungan basah (humid) mengindikasikan adanya proses pemasokan klastika yang lebih tinggi ke dalam cekungan serta potensi ter-bentuknya sistem pengendapan fluvial dan delta. Lingkungan basah biasanya juga memiliki vegetasi subur, yang menutupi atau menjebak sedimen, sedangkan lingkungan kering mendorong terjadinya erosi sedimen yang cepat serta terendapkannya kembali sedimen berbutir kasar.

      Kumpulan fosil daratan dan air tawar dapat diangkut menuju lingkungan bahari didekatnya oleh aktivitas angin (khususnya untuk kasus bissacate pollen) atau, lebih umum lagi, oleh sistem sungai (untuk miospores, charophytes, ostracoda, dan material rombakan tumbuhan). Secara umum dapat dikatakan bahwa melimpahnya fosil asal-daratan dalam suatu lingkungan bahari mengindikasikan bahwa lingkungan tersebut terletak dekat dengan influx sungai. Meningkatnya kandungan miospores dan bissacate, relatif terhadap miospores berornamen dan non-seccate pollen, dalam endapan bahari mengindikasikan bahwa lingkungan dimana sedimen itu diendapkan terletak dekat daratan (Batten, 1974).

6.4  BIOSTRATIGRAFI DAN SEKUEN STRATIGRAFI

      Pengetahuan kita mengenai biostratigrafi sekuen pengendapan masih relatif terbatas, didasarkan pada pendapat sejumlah ahli biostratigrafi yang melakukan penelitian dengan cara memadukan data biostratigrafi dengan data sumur dan data seismik.

      Sebagian besar pengetahuan kita berasal dari hasil-hasil penelitian di Teluk Meksiko (Armentrout, 1987; Loutit dkk, 1988; Allen dkk, 1991; Armentrout & Clement, 1991; Armentrout dkk, 1991). Walau demikian, ada juga ahli yang mencoba melakukan penelitian biostratigrafi sekuen di tempat lain, misalnya McNeil dkk (1990) di MacKenzie Basin, Jones dkk (1993) di Northwest Shelf (Australia), dan Partington dkk (1993) terhadap endapan Jura di Laut Utara. Hasil-hasil penelitian yang disebut terakhir ini banyak menambah pengetahuan kita mengenai topik yang menarik ini.

6.4.1  Batas Sekuen dan Bidang-Bidang yang Korelatif Dengannya

      Batas sekuen adalah suatu bidang kronostratigrafi penting yang terbentuk akibat penurunan muka air laut relatif yang cukup besar. Jika batas sekuen itu merupakan bidang erosi yang cukup kuat, maka pada bidang itu akan terdapat hiatus biostratigrafi yang dicirikan oleh penindihan fosil-fosil yang berumur relatif muda terhadap fosil-fosil yang umurnya relatif jauh lebih tua serta oleh ketidakhadiran fosil indeks. Perbedaan umur dan lingkungan yang diindikasikan oleh kumpulan fosil dalam batuan-batuan yang terletak di atas dan di bawah batas sekuen merupakan fungsi dari besaran penurunan muka air laut relatif (McNeil dkk, 1991) dan dari lokasinya di dalam cekungan. Penurunan muka air laut relatif, sebagaimana telah dibahas pada Bab 2, berkisar mulai dari penurunan dramatis akibat aktivitas tektonik—yang mengakibatkan terbentuknya bidang ketidakselarasan tegas—hingga penurunan lemah yang dicirikan oleh perubahan fasies yang relatif samar. Kasus yang kedua ini menyebabkan terbentuknya apa yang disebut sebagai batas sekuen tipe-2. Walau demikian, terlepas dari besaran penurunan muka air laut, perubahan komposisi kumpulan fosil pada kedua sisi batas sekuen akan berbeda-beda dari satu tempat ke tempat lain. Di wilayah perairan yang cukup dalam, praktis tidak terjadi perubahan biofasies. Makin ke arah darat, perubahan itu makin jelas. Pada tempat-tempat yang terletak di atas tekuk paparan, di paparan, dan di dataran pantai, perubahan biofasies sering disertai dengan kehadiran jejak-jejak erosi dan ketidakhadiran indeks biokronostratigrafi. Dengan demikian, hiatus yang dipresentasikan oleh suatu batas sekuen makin besar ke arah darat.

      Batas sekuen utama yang terbentuk akibat pengaruh tektonik biasanya dicirikan pula oleh kehadiran lapisan-lapisan yang telah terputar serta oleh jejak-jejak erosi dan penyingkapan di atas permukaan air laut. Ketikakselarasan yang menjadi batas sekuen biasanya juga disertai oleh perubahan tiba-tiba dalam rekaman fosil: hilangnya spesies penciri umur serta pertindihan dua biofasies yang jauh berbeda. Sebagai contoh, di atas batas sekuen itu terdapat endapan paralik dengan kumpulan serbuk-sari dan spora, sedangkan di bagian bawahnya terdapat sedimen hemipelagik dengan kumpulan foraminifera plankton, nannfosil, dan dinocyst.

      Kemampuan untuk mengenal batas-batas sekuen, khususnya yang bersifat samar, dengan menggunakan biostratigrafi terbatasi oleh resolusi fosil indeks yang ada. Jika tidak ada fosil indeks, Armentrout & Clement (1991) berpendapat bahwa kelimpahan fauna minimum berpotensi untuk dapat digunakan sebagai penciri perioda-perioda regresi maksimum dan, oleh karena itu, dapat digunakan sebagai penciri batas sekuen. Gaskell (1991) menunjukkan bahwa ada satu korespondensi antara peningkatan laju kepunahan foraminifera bentonik dengan penurunan muka air laut yang cepat dan, oleh karena itu, juga ber-asosiasi dengan batas sekuen tipe-1. Walau demikian, korespondensi seperti itu tidak akan tampak apabila proses penurunan muka air laut berlangsung lambat.

      Kesukaran untuk mengenal reworked fossil merupakan salah satu masalah utama dalam biostratigrafi. Padahal kemampuan untuk mengenal reworked fossil sangat penting artinya mengingat kehadiran fosil seperti itu erat kaitannya dengan proses erosi yang terjadi pada batas sekuen. Sesungguhnya reworked fossil seringkali menjadi komponen paleontologi utama dalam sedimen yang diendapkan dengan cepat. Kehadiran reworked fossil, bersama-sama dengan adanya peningkatan kelimpahan fosil terestris dalam endapan laut-dalam dapat digunakan untuk mengenal batas sekuen (gambar 6-13).

6.4.2  Lowstand systems tract

      Penurunan muka air laut yang cukup besar menyebabkan terbentuknya batas sekuen tipe-1 dan pergeseran fasies secara tiba-tiba ke arah cekungan sedemikian rupa sehingga fasies laut-dangkal menindih fasies laut yang lebih dalam. Pada dasarnya lowstand systems tract dikenali keberadaannya berdasarkan kehadiran perubahan biofasies yang tiba-tiba, dimana biofasies itu makin ke atas mengindikasikan wilayah perairan yang lebih dangkal, atau oleh superposisi kumpulan fosil terestris di atas kumpulan fosil bahari. Pada cekungan yang lebih dalam, lowstand systems tract dikenal oleh adanya peningkatan laju pasokan sedimen silisiklastik dan sedimen yang mengandung reworked fossils, namun memiliki kelimpahan fosil setempat yang rendah (Armentrout dkk, 1991). Bidang erosi yang ada di bawah endapan lowstand biasanya tidak tersebar luas dalam cekungan laut-dalam dan seringkali hanya terbatas dalam sistem alur atau pada sisa-sisa lereng lokal yang tidak stabil. Bentos batial juga tampaknya tidak cukup sensitif untuk memperlihatkan suatu tanggapan khusus terhadap perubahan batimetri yang berasosiasi dengan penurunan muka air laut (Armentrout dkk, 1991).

      Lowstand systems tract terdiri dari dua komponen: lowstand fan, dan lowstand wedge. Lowstand fan (gambar 6-10) merupakan produk aliran gravitasi, dimana aliran gravitasi itu sendiri terjadi akibat pasokan sedimen yang diangkut oleh sungai mem-bypass paparan dan lereng benua bagian atas melalui lembah torehan dan ngarai bawah-laut (lihat Bab 9). Akibatnya, lowstand fan kemungkinan banyak mengandung organisma daratan dan kumpulan reworked fossils yang tererosi dari paparan dan lereng benua (Van Gorsel, 1988)d yang terangkut bersama-sama dengan reworked fossil asal-daratan. Jadi, endapan lowstand fan dapat dikenal dari kehadiran exotic fossil assemblages yang tertanam dalam serpih bahari yang mengandung fosil-fosil setempat.

      Lowstand fan yang diendapkan dengan cepat umumnya tidak mengandung fosil laut-dalam in situ (Armentrout, 1991). Hal itu mengakibatkan sulitnya menempatkan lowstand fan ke dalam konteks kronostratigrafi. Stewart (1987), berdasarkan hasil penelitian bio- dan sekuen-stratigrafi terpadu terhadap endapan Paleogen di Laut Utara, menyatakan bahwa kumpulan-kumpul-an mikrofosil jarang terdapat dalam Forties lowstand fan. Sebagai gantinya, kipas itu didominasi oleh agglutinated foraminifera yang memiliki kisaran umur panjang.

      Kipas yang diendapkan dengan cepat mengandung rip-up clasts yang tererosi dari lereng samudra sewaktu sebagian besar sedimen diangkut menuju laut-dalam. Jika terfosilkan, rip-up clasts akan memberikan nilai umur maksimum untuk pembentukan kipas. Jika tidak mengandung fosil setempat, umur lowstand fan dapat ditentukan umurnya dengan cara menentukan umur serpih condensed section yang terletak di atas dan di bawah kipas. Interfan lobes dapat mengandung fosil setempat.

      Reworked fossils memberikan informasi mengenai khuluk provenansi sedimen. Informasi itu secara tidak langsung akan mengindikasikan tipe kipas yang akan terbentuk: apakah kipas yang didominasi oleh pasir, lumpur, atau campuran pasir-lumpur. Kipas yang kaya akan pasir biasanya terdiri dari sejumlah lapisan pasir masif, terbentuk cepat, dan miskin akan fosil sehingga sukar ditentukan umurnya. Lowstand fan yang kaya akan lumpur biasanya terbentuk pada rentang waktu yang cukup lama, mud prone, dan memiliki kandungan fosil setempat yang lebih tinggi sehingga umurnya relatif mudah untuk ditentukan.

      Lowstand wedge mulai terbentuk pada saat muka air laut mulai naik kembali setelah sebelumnya turun dengan cepat. Lowstand wedge terdiri dari parasekuen progradasional dan aggradasional (gambar 6-11) yang mengandung kumpulan fosil setempat, mulai dari kumpulan proksimal hingga kumpulan distal. Kumpulan fosil itu berubah secara berangsur pada arah lateral. Khusus pada penampang vertikal prograding lowstand wedge, terlihat pula gejala biofasies shallowing-upward, mulai dari biofasies laut-dalam, laut-dangkal, laut tepi, hingga biofasies non-bahari. Aggradational wedge tidak memperlihatkan gejala seperti itu, melainkan memperlihatkan kesamaan biofasies dari bawah ke atas. Gejala seperti yang disebut terakhir ini terjadi baik di bagian lereng maupun topset. Karena itu, lowstand wedge memiliki karakter biostratigrafi yang mirip dengan prograding highstand shelf-edge systems tract atau aggrading highstand shelf-edge systems tract.

      Untuk kasus cekungan yang miskin akan bahan makanan, proses sediment by-passing pada waktu posisi muka air laut rendah menyebabkan meningkatnya kadar makanan dalam cekungan dan, pada gilirannya, menaikkan produktivitas plankton. Jika hal ini terjadi, maka bagian distal dari lowstand wedge dapat dikenal keberadaannya dari fakta melimpahnya fosil planktonik dalam serpih hemipelagik yang terkondensasikan dan terletak di atas endapan kipas dasar cekungan. Jika tidak ada kipas, kumpulan fosil dalam serpih distal lowstand wedge akan mirip dengan kumpulan fosil highstand systems tract yang terbentuk sebelumnya.

      Sewaktu lowstand systems tract terbentuk, lebar paparan mencapai nilai minimum, sedangkan energi gelombang pada paparan waktu itu mencapai nilai maksimum. Paparan pada waktu itu biasanya dicirikan oleh bentos epifauna dan kemungkinan akan memperlihatkan gejala penurunan kadar plankton ke arah darat, tergantung penyebaran arus. Dekatnya jarak antara dan cekungan laut-dalam pada waktu itu dapat dibuktikan dengan banyaknya material tumbuhan dalam endapan cekungan.

      Shelf-margin systems tract berasosiasi dengan batas sekuen tipe-2 (lihat Bab 2). Endapan shelf-margin systems tract dicirikan oleh tumpukan-tumpukan parasekuen progradasional dan aggradasional. Kumpulan fosil dalam shelf-margin systems tract memiliki pola hubungan biofasies proksimal-distal seperti yang diperlihatkan oleh prograding- dan aggrading highstand systems tract. Hiatus erosional dan non-depositional yang terbentuk pada sisi-darat dari coastal onlap point tidak memiliki besaran yang cukup tinggi untuk dapat diditeksi dalam rekaman fosil (McNeil dkk, 1990). Karena itu, shelf-margin systems tract sukar ditentukan keberadaannya berdasarkan kumpulan fosil, bahkan mungkin akan tertukar dengan highstand systems tract.

6.4.3  Bidang Transgresi

      Bidang transgresi memisahkan lowstand systems tract dari transgressive systems tract. Bidang ini ditandai oleh jejak-jejak reworking dan winnowing sedimen yang terjadi in situ. Kedua proses itu menyebabkan fosil sukar terawetkan dalam urutan asli. Hardground dan endapan yang kaya akan glaukonit juga berasosiasi dengan bidang transgresi. Proses-proses diagenesis yang menyebabkan terbentuknya hardground dan endapan-endapan di atas makin memperkecil kemungkinan terawetkannya fosil pada bidang transgresi.

      Keberadaan bidang transgresi dapat ditafsirkan berdasarkan bukti adanya kumpulan fosil bahari di atas kumpulan fosil tepi laut atau non-bahari. Namun, bukti itu sebenarnya kurang kuat karena peristiwa transgresi minor dapat menyebabkan timbulnya gejala seperti itu. Sebagaimana diketahui, peristiwa transgresi minor menyebabkan terbentuknya batas-batas parasekuen. Jika pasokan sedimen ke dalam paparan terbatas sewaktu terjadi transgresi, maka bidang transgresi akan terletak dalam condensed section yang mengandung maximum flooding surface. Perlu dicamkan bahwa bidang transgresi mengindikasikan batas biofasies retrogradasional dan, oleh karena itu, merupakan bidang diakron.

6.4.4  Transgressive systems tract

      Transgressive systems tract disusun oleh retrogradational parasequence sets yang memperlihatkan gejala pendangkalan-ke-atas sebagaimana terlihat dalam data kumpulan fosil (Armentrout, 1991). Pada retrogradational parasequence sets itu terlihat banyak kumpulan fosil distal terletak di atas kumpulan fosil proksimal. Pada arah vertikal, biofasies dalam transgressive systems tract berubah berturut-turut dari biofasies terestris, paya-paya, laut-dangkal, hingga akhirnya biofasies laut-dalam. Biofasies laut dalam pada transgressive systems tract dapat berupa kumpulan fosil dari lingkungan laut terbuka atau dari lingkungan laut tertutup, tergantung pada paleogeografi (gambar 6-12).

      Transgresi yang terjadi menghasilkan ceruk (niche) baru yang kemudian dapat diisi oleh organisma. Tingginya laju penaikan muka air laut yang disertai oleh rendahnya pasokan sedimen menyebabkan banyak wilayah yang semula merupakan daratan kemudian tertutup oleh massa air. Jejak-jejak daratan purba itu mungkin berupa rekaman fosil flora daratan. Di daerah iklim hangat, wilayah seperti itu berpotensi menjadi rawa batubara (coal swamp). Lapisan batubara akan makin menebal sejalan dengan terus berlangsungnya transgresi (lihat Bab 11). Lingkungan air payau di dataran pantai yang tertutup dan berkembang sejalan dengan pembentukan transgressive systems tract dicirikan oleh kumpulan-kumpulan flora dan fauna yang hanya memiliki sedikit toleransi terhadap salinitas yang rendah. Kumpulan-kumpulan flora dan fauna tersebut tidak terlalu beragam dan biasanya terbentuk di bawah kondisi energi rendah serta didominasi oleh flora dan fauna yang hidup di daerah berlumpur. Kumpulan-kumpulan flora dan fauna tersebut merupakan biofasies retrogradasional yang bersifat diakron.

      Endapan shoreface dalam transgressive systems tract juga terdiri dari biofasies retrogradasional yang bersifat diakron. Marine flooding events yang memisahkan parasekuen tidak jarang dicirikan oleh jejak-jejak fosil bahari, walaupun periodisitas setiap individu parasekuen kebanyakan masih berada di bawah resolusi biostratigrafi.

      Sejalan dengan pengurangan laju pasokan sedimen ke arah paparan dan cekungan sewaktu terjadi transgresi, kepekatan air juga menurun. Akibatnya, mikrofauna bahari yang biasa hidup di wilayah perairan yang bersih, termasuk foraminifera besar dan berbagai spesies rumput laut, dapat berkembang dengan baik (Van Gorsel, 1988). Pengurangan pasokan sedimen juga menyebabkan terbentuknya condensed section yang luas di dalam cekungan. Condensed section itu melimpah akan kumpulan fosil, termasuk fosil plankton penciri yang dapat dengan relatif mudah ditentukan umurnya. Shaffer (1987) menggunakan gejala melimpahnya nannofosil, yang berkaitan dengan perioda iklim hangat, untuk mengenal transgresi bahari pada paparan purba.

      Dalam cekungan laut-dalam, kumpulan fosil bahari dalam condensed section pelagik umumnya melimpah, sangat beragam, dan didominasi oleh taxa penciri yang memiliki penyebaran sangat luas. Pembentukan kipas bawah-laut sewaktu ber-langsungnya transgresi bahari, seperti dikemukakan oleh Galloway (1989), dapat dikenal keberadaannya dari hadirnya reworked microfossils laut-dangkal yang terangkut menuju laut-dalam dan kemudian diendapkan dalam condensed shales laut-dalam.

6.4.5  Maximum flooding surface

      Maximum flooding surface memisahkan transgressive systems tract dengan highstand systems tract serta merepresentasi-kan kondisi transgresi maksimum. Pembentukan condensed section secara luas pada drowned shelf dan cekungan laut-dalam dapat berlangsung pada waktu itu sebagai akibat relatif sedikitnya sedimen dibanding ruang akomodasi yang ada. Condensed section itu biasanya memiliki rekaman sinar-gamma dan sonic log yang tinggi, hal mana berasosiasi dengan konsentrat uranium dalam sedimen berdensitas tinggi namun kaya akan material organik. Dalam penampang seismik, condensed section akan tampak sebagai downlap surface utama. Walau demikian, perlu dipahami bahwa tidak semua condensed section mencirikan maximum flooding surface. Condensed section dapat terbentuk oleh banyak proses dan setiap waktu. Sebagai contoh, condensed section dapat terbentuk pada tinggian bawahlaut (submarine high) atau akibat perpindahan cuping delta. Kelimpahan fosil plankton juga dapat terjadi tanpa harus berkaitan dengan proses pembentukan condensed section dan dapat dikontrol oleh efek-efek iklim lokal, misalnya upwelling (Simmons & Williams, 1992).

      Maximum flooding surface merepresentasikan penyebaran paling jauh ke arah darat dari organisma plankton laut terbuka yang beragam dan bentos laut-dalam (Loutit dkk, 1988; Allen dkk, 1991; Armentrout & Clement, 1991; Armentrout dkk, 1991) (gambar 6-12). Condensed section yang berasosiasi dengan maximum flooding surface terdiri dari endapan yang secara biostratigrafi bersifat khas dan biasanya kaya akan fosil plankton. Karena itu, condensed section sangat berpotensi untuk diketahui umurnya dan dapat dikorelasikan dari satu cekungan ke cekungan yang lain, bahkan pada skala global. Karena itu pula endapan tersebut merupakan event yang lebih mudah dikorelasikan dibanding batas sekuen, karena yang disebut terakhir ini kadang-kadang sukar untuk ditentukan umurnya atau bahkan sukar untuk dikenali dari kacamata biostratigafi.

      Di tepi cekungan, maximum flooding surface dari suatu condensed section dapat dikenal dari influks tiba-tiba plankton bahari yang relatif seragam dan terletak diantara kumpulan bentos laut dangkal dan kumpulan fosil terestris. Di paparan, maximum flooding surface dapat dikenal dari kehadiran plankton laut terbuka dan, mungkin juga, fauna bentonik wilayah perairan yang lebih dalam. Dalam cekungan laut-dalam, kekurangan sedimen dapat menyebabkan terbentuknya endapan yang kaya akan fosil. Jika peristiwa kekurangan sedimen itu terjadi pada sedimen klastika, maka karbonat pelagik yang terdiri dari sisa-sisa mikrofosil pengandung kapur, akan dapat terbentuk. Peristiwa yang disebut terakhir ini juga dapat menyebabkan proses pengendapan berlangsung lambat dan, pada gilirannya, akan menyebabkan terjadinya pelarutan fosil pengandung kapur.

6.4.6  Highstand systems tract

      Aggrading highstand systems tract terbentuk ketika laju pasokan sedimen sama dengan laju pembentukan akomodasi yang terjadi akibat penaikan muka air laut relatif. Paket endapan ini dicirikan oleh tumpukan endapan yang mengandung kumpulan fosil paparan dan terestris, tanpa adanya kesan pendangkalan ke arah atas.

      Progradational highstand systems tract terbentuk ketika laju pasokan sedimen melebihi akomodasi. Akomodasi itu sendiri terbentuk akibat penaikan muka air laut relatif. Pada dasarnya, paket endapan ini dicirikan oleh kumpulan fosil dimana makin ke atas makin mengindikasikan wilayah perairan yang lebih dangkal (gambar 6-13). Pada penampang melintang yang lengkap, dari bawah ke atas, paket endapan ini berturut-turut mungkin terdiri dari endapan laut-dalam, endapan laut-dangkal, endapan transisi, hingga endapan darat. Walau demikian, gejala perubahan seperti itu mungkin diselingi oleh sejumlah rumpang kecil yang mencerminkan parasekuen dan bidang transgresi minor.

      Pada awal pembentukan highstand systems tract, delta paparan atau pantai menempati wilayah yang luas. Pada waktu itu, lebar paparan mencapai nilai maksimum dan energi gelombang mencapai nilai minimum. Dengan rendahnya energi arus pasut, sebagian besar sedimen yang diendapkan di daerah itu berupa sedimen berbutir sangat halus seperti lanau dan lempung. Kumpulan fosil pada paparan yang kaya akan lumpur itu didominasi oleh kumpulan bentonik yang biasa menggali lubang dalam sedimen berbutir halus. Wilayah paparan yang masih sangat dipengaruhi oleh pasut, di tempat mana terdapat endapan sisa yang berbutir kasar, didominasi oleh kumpulan bentos epifauna dan unsur-unsur plankton.

      Kumpulan fosil paparan sangat dipengaruhi oleh kehadiran delta paparan dan berasosiasi dengan sedimentasi yang cepat, peningkatan turbiditas, dan pengurangan salinitas. Pada lingkungan yang kaya akan bahan makanan itu, banyak ditemukan kumpulan fosil bentos yang didominasi oleh spesies infauna. Organisma planktonik jarang ditemukan, meskipun kelompok-kelompok tertentu seperti dinocyst dan acritarch (yang dapat beradaptasi dengan lingkungan ini) serta nanofosil (yang mudah terangkut dari laut terbuka karena sangat ringan), juga memiliki potensi korelasi biostratigrafi yang cukup tinggi.

      Jika volume sedimen cukup tinggi dan waktunya memungkinkan, progradasi highstand systems tract dapat mencapai tepi paparan yang semula dibentuk oleh lowstand wedge. Dengan demikian, delta itu berubah statusnya menjadi delta tepi paparan (shelf-edge delta) yang mampu memasok sedimen serta organisma terestris dan paparan menuju cekungan wilayah yang dalam.

      Bagian topset dari endapan highstand dapat terdiri dari endapan paparan, endapan paralik, dan endapan fluvial beserta kumpulan-kumpulan fosil laut-dangkal dan terestris yang berasosiasi dengannya. Proporsi setiap endapan dan kumpulan fosil pada bagian topset endapan highstand tergantung pada khuluk progradasi yang terjadi. Dalam proses progradasi miring yang ekstrim, endapan highstand sebagian besar akan berupa endapan lereng dan endapan paparan, dengan sedikitt endapan yang mengindikasikan lingkungan paralik dan fluvial. Akomodasi yang terbentuk sewaktu posisi muka air laut tinggi akan menyebab-kan terbentuknya endapan yang mengandung kumpulan fosil laut-dangkal dan terestris.

      Prograding highstand slope terdiri dari endapan aliran gravitasi dan endapan hemipelagik yang sering memperlihatkan jejak erosi, nendatan, dan kortorsi. Karena itu, endapan tersebut sering mengandung kumpulan fosil yang terdiri dari fosil asing dan fosil selingkungan. Prograding highstand slope dapat ditafsirkan keberadaannya pada penampang vertikal, namun tidak dapat ditentukan semata-mata dari gejala pendangkalan seperti yang terindikasi dari kumpulan-kumpulan fosil bentos maupun planton (Van Gorsel, 1988). Perubahan vertikal, dari bawah ke atas, melaluil biofasies yang berbeda-beda akibat berprogradasinya highstand slope ke arah laut, menghasilkan jejak kepunahan semu dan pada gilirannya akan menyebabkan korelasi diakron (Armentrout, 1987).

      Dalam cekungan yang dalam, sedimentasi yang berlangsung lambat pada highstand toesets yang mengarah ke pusat cekungan menghasilkan condensed section yang mungkin mengandung banyak kumpulan fosil laut-dalam yang mirip dengan condensed section pada transgressive systems tract dan maximum flooding surface (Armentrout & Clement, 1991). Sedimentasi yang berlangsung lebih cepat dalam cekungan-dalam mengindikasikan erosi lereng melalui persitiwa nendatan, aliran rombak-an, dan arus turbid atau mungkin melalui peristiwa bypassing. Peristiwa-peristiwa itu pada gilirannya menyebabkan masuknya komponen-komponen fosil laut terbuka, lereng, atau paparan ke dalam endapan laut-dalam dan kemudian bercampur dengan fosil laut-dalam. Turbidit umumnya tidak mengandung fosil selingkungan (McNeil dkk, 1990) dan sering mengandung reworked fossils yang berasal dari bagian atas lereng.

6.5  KESIMPULAN

Karakter biostratigrafi dari paket endapan sedimen dikontrol oleh interaksi antara kondisi lingkungan, evolusi organisma, dan perubahan proses pengendapan yang berkaitan dengan perubahan alas kikis. Akibatnya, hanya ada sedikit "hukum" yang dapat disimpulkan mengenai hubungan antara biostratigrafi dan sekuen stratigrafi. Secara umum, keteraturan yang ada dapat dinyatakan sbb:

1.     Setiap kelompok fosil tidak dapat memberikan data umur yang cukup akurat untuk endapan Fanerozoikum. Demikian pula, setiap kelompok fosil tidak dapat memberikan tafsiran lingkungan purba yang cukup mendetil untuk semua lingkungan pengendapan. Penggabungan dua atau lebih kelompok fosil akan memberikan data umur yang lebih akurat dan, oleh karena itu, dapat meningkatkan resolusi biostratigrafi. Setiap individu fosil dapat menyebabkan timbulnya kesimpulan umur dan lingkungan pengendapan yang tidak benar dan, pada gilirannya, dapat menyebabkan timbulnya model-model geologi yang tidak sahih.

2.     Pemunculan terakhir atau ketidakhadiran prematur (premature disappearance) suatu fosil dari penampang stratigrafi dapat terjadi akibat hambatan lingkungan lokal. Karena itu, kedua hal itu mungkin lebih mengindikasikan biofasies daripada peristiwa kepunahan (gambar 6-14a). Korelasi yang didasarkan pada biofasies umumnya bersifat diakron dan mencermin-kan peristiwa progradasi atau retrogradasi.

3.     Resolusi fosil dapat terhambat oleh sedimentasi yang berlangsung cepat dan oleh derajat diagenesis (gambar 6-14b). Resolusi tertinggi, mungkin oleh fossil event (satuan stratigrafi terkecil yang dapat dikenali keberadaannya berdasarkan data fosil), mungkin tidak dapat diterapkan pada semua keadaan.

4.     Kemampuan untuk mengenal dan menentukan umur batas sekuen, bidang transgresi, atau maximum flooding surface dengan memakai metoda biostratigrafi tergantung pada resolusi fosil secara aktual dan pada resolusi fosil secara semu yang ditentukan oleh pola pengambilan sampel. Jarak antar titik pengambilan sampel hendaknya dirancang sedemikian rupa sehingga dapat memecahkan masalah geologi dan, idealnya, cukup dekat apabila dilakukan di sekitar tempat dimana bidang-bidang pembatas penting diperkirakan berada. Gambar 6-15 menyajikan ringkasan yang memperlihatkan kelebihan dan kekurangan dari berbagai tipe sampel. Secara khusus, perhatikan keterbatasan resolusi keratan pengeboran dibanding inti bor.

5.     Kita harus selalu berhati-hati apabila mencoba mengikatkan fosil dengan seismic event karena kedua-duanya dapat memiliki galat yang berasosiasi dengan konversi kedalaman. Hal ini terutama penting artinya untuk mengenal bahwa ikatan fosil dan seismic event dalam condensed section dapat berbeda cukup jauh apabila dikorelasikan dengan paket sedimen yang lebih besar, misalnya ketika mengkorelasikan condensed section dengan prograding highstand systems tract.

6.     Biostratigrafi dan isotop stratigrafi khususnya sangat berguna untuk mengkalibrasi dan mengkorelasikan batas-batas sekuen dan maximum flooding surface ketika data seismik kurang mendukung akibat kompleksnya tatanan struktur.

7.     Trend biofasies dapat digunakan untuk mengenal trend progradasi, agradasi, dan retrogradasi serta dapat dipakai untuk memperkirakan waktu akumulasi endapan klastika pada paparan atau waktu bypassing menuju laut-dalam. Biofasies akan memperlihatkan gejala pendangkalan ke atas pada lowstand dan highstand systems tract. Pada transgressive systems tract, biofasies akan memperlihatkan gejala pendalaman ke atas.

8.     Maximum flooding surface dicirikan oleh kumpulan fosil yang beragam dan memiliki penyebaran yang luas.

9.     Batas sekuen berasosiasi dengan erosi, hiatus biostratigrafi, dan perombakan.

10.  Luasnya penyebaran planktonic markers dalam maximum flooding surface yang ada dalam condensed section menyebab-kan maximum flooding surface merupakan bidang yang penting artinya untuk tujuan korelasi biokronostratigrafi.

11.  Pengenalan lingkungan purba dalam systems tract dengan menggunakan kumpulan fosil dapat memberikan indikasi umum mengenai tipe, penyebaran, dan kandungan pasir dalam setiap fasies. 

sumber Sekuen Stratigrafi  Emery dkk (1996)