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 litostratigrafilamamengandung 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 sepertiisotope stratigraphy(Emery&Robinson, 1993) dan magnetostratigrafi, biostratigrafi memegang peranan penting dalam memberikan kontrolumurterhadap korelasi seismik stratigrafi (Armentrout, 1987; Loutit dkk, 1988; McNeil dkk, 1990). Selain itu, tanpa batuan biostratigrafi, seismik strati-grafihanyaakan 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 BIOSTRATIGRAFI6.2.1 Fosil Semua tipe fosil sebenarnya berpotensi untuk dapat diterapkan pada sekuen stratigrafi. Walau demikian, untuk menentukan umur batas sekuen danmaximum flooding surfacesecara akurat, diperlukan adanyafossileventsyangmemiliki kebenaankronostratigrafi. Hal ini dapat dicapai melalui pengintegrasianmarkertaxadari jenis fosil yang berbeda-beda. Fosil yang paling berguna adalah fosil yang, ketika berevolusi, memperlihatkan perubahan morfologisecaracepatdantegas sedemikian rupa sehinggamudahdikenal tanpa keraguan. Persyaratan lain yang perlu dimiliki olehindex fossilsadalah memiliki penyebaran yang luas sehingga dapat dikorelasikan dalam satu cekunganatauantar cekungansertamemiliki 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 memperkecilkemungkinannyauntuk dapat terkandung dalam keratan pengeboran atauinti bor.Karena itu, berbagai jenis fosil kecil (umumnyaberukuran 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,jikalingkungannyasesuai,akanditemukan dalam jumlah yang melimpah. Gambar 6-1 memperlihatkan kisaran stratigrafi untuk beberapa kategori fosil yang biasa digunakan dalam industri perminyakan. Keberadaan organisma yang kemudian menjadifosil 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 ituterendapkan, 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 dipakaisebagai kriteria korelasi. Walau demikian,kelimpahan maksimumhendaknya 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 dalamsuatucekungan akibat keterbatasan lingkungan atau geografi. Pada kondisisepertiitu, 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 beberapatipefosil 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 biozonadijadikan dasaruntuk menentukan subzona. Hal initerjadikarena 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 mendetilmenggunakan data pemunculan awal untuk membuat skema biozona karenainti bordanside-wall corebiasanya dapat diperoleh. Data itu selanjutnya digunakan untuk membuat diagram korelasi yang mendetil dengan tujuan mengetahui kesinambungan dan variasireservoar pada arahlateral. Skema biozona lokal biasanya lebih mendetil dan memiliki resolusi kronostratigrafi yang lebih tinggi dibanding skema biozona global atau regional. Sebagai contoh, biozona nannofosil Miosen AkhirPlistosen 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 AkhirPlistosen di Teluk Meksiko adalah sekitar 0,2Ma.

6.3 ANALISIS LINGKUNGAN PURBA6.3.1 Bentos dan Palinofasies Organisma yang hidup di dasarlaut atau dalam sedimen dasarlaut disebut bentos. Dalam industri perminyakan, foraminifera bentoniksering 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 terhadapvariasikondisi 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 berlapismisalnya akibat per-bedaan kadar bahan makanan, oksigen, salinitas, dan temperaturmengontrol 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; lihatgambar 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. Keberadaansuatuplankton 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 nisbahdinocystlaut-"dalam" terhadapdinocystlaut-"dangkal" memberikan informasi mengenai tingkat "kelautan" danupwelling.

6.3.3 Biofasies Suatu kumpulan organisma yang mencirikan lingkungan pengendapan tertentu disebut biofasies. Komposisi fosil dalam setiap biofasies merupakan fungsi dari kondisi lingkungan, redistribusipost-mortemoleh 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 eratdi 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 dapatdikesimpulkan 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).

6.3.3.1Biofasies 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 awalhighstand systems tractterakhir, 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 perubahanmukaair 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.

6.3.3.2Biofasies 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),ranoffyang 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 kasusbissacate pollen) atau, lebih umum lagi, oleh sistem sungai (untukmiospores, 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 kandunganmiosporesdanbissacate, relatif terhadapmiosporesberornamen dannon-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 padapendapatsejumlah 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 jugaahliyang 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 penindihanfosil-fosil yang berumur relatif muda terhadap fosil-fosil yang umurnyarelatif jauhlebih 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 tektonikyang mengakibatkan terbentuknya bidang ketidakselarasan tegashingga 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 telahterputarsertaolehjejak-jejak erosi dan penyingkapan diataspermukaanair 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, dandinocyst. Kemampuan untuk mengenal batas-batas sekuen, khususnya yang bersifat samar, dengan menggunakan biostratigrafiterbatasi 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 mengenalreworked fossilmerupakan salah satu masalah utama dalam biostratigrafi. Padahal kemampuan untuk mengenalreworked fossilsangat penting artinya mengingat kehadiran fosil seperti itu erat kaitannya dengan proses erosi yang terjadi pada batas sekuen. Sesungguhnyareworked fossilseringkali menjadi komponen paleontologi utama dalam sedimen yang diendapkan dengan cepat. Kehadiranreworked fossil, bersama-sama dengan adanya peningkatan kelimpahan fosil terestris dalam endapan laut-dalam dapat digunakan untuk mengenal batas sekuen (gambar 6-13).

6.4.2Lowstand systems tract Penurunan muka air laut yang cukup besar menyebabkan terbentuknyabatas 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 dasarnyalowstand systems tractdikenali keberadaannya berdasarkan kehadiran perubahan biofasies yang tiba-tiba, dimana biofasies itu makin ke atas mengindikasikan wilayah perairan yang lebih dangkal, atau oleh superposisi kumpulan fosilterestrisdi atas kumpulan fosil bahari. Pada cekungan yang lebih dalam,lowstand systems tractdikenal oleh adanya peningkatan laju pasokan sedimen silisiklastik dan sedimen yang mengandungreworked fossils, namun memiliki kelimpahan fosil setempat yang rendah (Armentrout dkk, 1991). Bidang erosi yang ada di bawah endapanlowstandbiasanya 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 tanggapankhususterhadap perubahan batimetri yang berasosiasi dengan penurunan muka air laut (Armentrout dkk, 1991).Lowstand systems tractterdiri dari dua komponen:lowstand fan, danlowstand wedge.Lowstand fan(gambar 6-10) merupakan produk aliran gravitasi, dimana aliran gravitasi itu sendiri terjadi akibat pasokan sedimen yang diangkut oleh sungai mem-bypasspaparan dan lereng benua bagian atas melalui lembah torehan dan ngarai bawah-laut (lihat Bab 9). Akibatnya,lowstand fankemungkinan banyak mengandung organisma daratan dan kumpulanreworked fossils yang tererosi dari paparan dan lereng benua (Van Gorsel, 1988)d yang terangkut bersama-sama denganreworked fossilasal-daratan. Jadi, endapanlowstand fandapat dikenal darikehadiranexotic fossil assemblagesyang tertanam dalam serpih bahari yang mengandung fosil-fosil setempat.Lowstand fanyang diendapkan dengan cepat umumnya tidak mengandung fosil laut-dalamin situ(Armentrout, 1991). Hal itu mengakibatkan sulitnya menempatkanlowstand fanke 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 Fortieslowstand fan. Sebagai gantinya, kipas itu didominasi olehagglutinated foraminiferayang memiliki kisaran umur panjang. Kipas yang diendapkan dengan cepat mengandungrip-up clastsyang tererosi dari lereng samudra sewaktu sebagian besar sedimen diangkut menuju laut-dalam. Jika terfosilkan,rip-up clastsakan memberikan nilai umur maksimum untuk pembentukan kipas. Jika tidak mengandung fosil setempat, umurlowstand fandapat ditentukanumurnyadengan cara menentukan umur serpihcondensed sectionyang terletak di atas dan di bawah kipas.Interfan lobesdapatmengandung fosil setempat.Reworked fossils memberikan informasi mengenai khuluk provenansi sedimen. Informasi itu secara tidak langsung akanmengindikasikantipe 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 fanyang 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 wedgemulai terbentuk pada saat muka air laut mulai naik kembali setelah sebelumnyaturun dengan cepat.Lowstand wedgeterdiri 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 vertikalprograding lowstand wedge, terlihat pula gejala biofasiesshallowing-upward, mulai dari biofasies laut-dalam, laut-dangkal, laut tepi, hingga biofasies non-bahari.Aggradational wedgetidak memperlihatkan gejala seperti itu, melainkan memperlihatkan kesamaan biofasies dari bawah ke atas. Gejala seperti yang disebut terakhir ini terjadi baik di bagian lereng maupuntopset.Karena itu,lowstand wedgememiliki karakter biostratigrafi yang mirip denganprograding highstand shelf-edgesystems tractatauaggrading highstand shelf-edge systems tract. Untuk kasus cekungan yang miskin akan bahan makanan, prosessediment by-passingpada waktu posisi muka air laut rendah menyebabkan meningkatnya kadar makanan dalam cekungan dan, pada gilirannya,menaikkanproduktivitas plankton. Jika hal ini terjadi, maka bagian distal darilowstand wedgedapat dikenal keberadaannyadarifakta melimpahnya fosil planktonik dalam serpih hemipelagik yang terkondensasikan dan terletak di atas endapan kipas dasar cekungan. Jika tidak ada kipas, kumpulan fosil dalam serpih distallowstand wedgeakan mirip dengan kumpulan fosilhighstand systems tractyang terbentuk sebelumnya. Sewaktulowstand systems tractterbentuk, lebar paparan mencapainilaiminimum, sedangkan energi gelombangpadapaparan waktu itu mencapainilaimaksimum. Paparan pada waktu itu biasanya dicirikan oleh bentos epifauna dan kemungkinan akan memperlihatkan gejala penurunan kadar plankton ke arah darat, tergantung penyebaran arus. Dekatnya jarakantaradancekunganlaut-dalam pada waktu itu dapat dibuktikan dengan banyaknya material tumbuhan dalam endapan cekungan.Shelf-margin systems tractberasosiasi dengan batas sekuen tipe-2 (lihat Bab 2). Endapanshelf-margin systems tractdicirikan oleh tumpukan-tumpukan parasekuen progradasional dan aggradasional. Kumpulan fosil dalamshelf-margin systems tractmemiliki pola hubungan biofasies proksimal-distal seperti yangdiperlihatkanolehprograding-danaggrading highstand systems tract. Hiatus erosional dan non-depositional yang terbentukpada sisi-darat daricoastal onlap pointtidak memiliki besaran yang cukup tinggi untuk dapat diditeksidalamrekaman fosil (McNeil dkk, 1990).Karena itu,shelf-margin systems tractsukar ditentukan keberadaannya berdasarkan kumpulan fosil, bahkan mungkin akan tertukar denganhighstand systems tract.

6.4.3 Bidang Transgresi Bidang transgresi memisahkanlowstand systems tractdaritransgressive systems tract. Bidang ini ditandai oleh jejak-jejakreworkingdanwinnowingsedimen yang terjadiin situ. Kedua proses itu menyebabkan fosil sukar terawetkan dalam urutan asli.Hardgrounddan endapan yang kaya akan glaukonit juga berasosiasi dengan bidang transgresi. Proses-proses diagenesis yang menyebabkan terbentuknyahardgrounddan 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, buktiitusebenarnya 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 dalamcondensed sectionyang mengandungmaximum flooding surface. Perlu dicamkan bahwa bidang transgresi mengindikasikan batas biofasies retrogradasional dan, oleh karena itu, merupakan bidang diakron.

6.4.4Transgressive systems tractTransgressive systems tractdisusun olehretrogradational parasequence setsyang memperlihatkan gejalapendangkalan-ke-atassebagaimana terlihat dalam data kumpulan fosil (Armentrout, 1991). Padaretrogradational parasequence setsitu terlihat banyak kumpulan fosil distal terletak di atas kumpulan fosil proksimal. Pada arah vertikal, biofasies dalamtransgressive systems tractberubah berturut-turut dari biofasies terestris, paya-paya, laut-dangkal, hingga akhirnya biofasies laut-dalam. Biofasies laut dalam padatransgressive systems tractdapat 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 semulamerupakandaratan 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 pembentukantransgressive systems tractdicirikan 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. Endapanshorefacedalamtransgressive systems tractjuga terdiri dari biofasies retrogradasional yang bersifat diakron.Marine flooding eventsyang 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 terbentuknyacondensed sectionyang luas di dalam cekungan.Condensed sectionitu 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 dalamcondensed sectionpelagik 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 hadirnyareworked microfossilslaut-dangkal yang terangkutmenuju laut-dalam dan kemudian diendapkan dalamcondensed shaleslaut-dalam.

6.4.5Maximum flooding surfaceMaximum flooding surfacememisahkantransgressive systems tractdenganhighstand systems tractserta merepresentasi-kan kondisi transgresi maksimum. Pembentukancondensed sectionsecara luas padadrowned shelfdan cekungan laut-dalam dapat berlangsung pada waktu itu sebagai akibat relatif sedikitnya sedimen dibanding ruang akomodasi yang ada.Condensed sectionitu biasanya memiliki rekaman sinar-gamma dan soniclogyang tinggi, hal mana berasosiasi dengan konsentraturanium dalam sedimen berdensitas tinggi namun kaya akan material organik.Dalam penampang seismik,condensed sectionakan tampak sebagaidownlapsurfaceutama. Walau demikian, perlu dipahamibahwa tidak semuacondensed sectionmencirikanmaximum flooding surface.Condensed sectiondapat terbentuk oleh banyak proses dan setiap waktu. Sebagai contoh,condensed sectiondapat terbentuk padatinggian bawahlaut(submarine high)atau akibat perpindahancupingdelta. Kelimpahan fosil plankton juga dapat terjadi tanpa harus berkaitan dengan proses pembentukancondensed sectiondan dapat dikontrol oleh efek-efek iklim lokal, misalnyaupwelling(Simmons&Williams, 1992).Maximum flooding surfacemerepresentasikan 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 sectionyang berasosiasi denganmaximum flooding surfaceterdiri dari endapan yang secara biostratigrafi bersifat khas dan biasanya kaya akan fosil plankton.Karena itu,condensed sectionsangat berpotensi untuk diketahui umurnya dan dapat dikorelasikan dari satu cekungan ke cekungan yang lain, bahkan pada skala global.Karena itu pula endapan tersebut merupakaneventyang lebih mudah dikorelasikan dibanding batas sekuen, karena yang disebut terakhir ini kadang-kadang sukar untuk ditentukan umurnya atau bahkan sukar untuk dikenali darikacamatabiostratigafi. Di tepi cekungan,maximum flooding surfacedari suatucondensed sectiondapat dikenaldariinfluks tiba-tiba plankton bahari yang relatif seragam dan terletak diantara kumpulan bentos laut dangkal dan kumpulan fosil terestris. Di paparan,maximum flooding surfacedapat dikenaldarikehadiran plankton laut terbuka dan, mungkin juga, fauna bentonik wilayah perairan yang lebih dalam. Dalam cekunganlaut-dalam, kekurangan sedimen dapat menyebabkan terbentuknya endapan yang kaya akan fosil. Jikaperistiwakekurangansedimenitu terjadi pada sedimen klastika, maka karbonat pelagik yang terdiri dari sisa-sisa mikrofosilpengandungkapur, akan dapat terbentuk. Peristiwa yang disebut terakhir ini juga dapat menyebabkan proses pengendapan berlangsung lambat dan, pada gilirannya, akan menyebabkan terjadinya pelarutan fosilpengandungkapur.

6.4.6Highstand systems tractAggrading highstand systems tractterbentuk 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. Progradationalhighstand systems tractterbentuk 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 pembentukanhighstand 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 lubangdalamsedimen 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 sepertidinocystdanacritarch(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 sedimencukup tinggidan waktunyamemungkinkan, progradasihighstand systems tractdapat mencapai tepi paparan yang semula dibentuk olehlowstand wedge. Dengan demikian, deltaituberubah statusnya menjadi delta tepi paparan(shelf-edge delta)yang mampu memasok sedimen serta organisma terestris dan paparan menuju cekungan wilayah yang dalam. Bagiantopsetdari endapanhighstanddapat 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 bagiantopsetendapanhighstandtergantung pada khuluk progradasi yang terjadi. Dalam proses progradasi miring yang ekstrim, endapanhighstandsebagian besar akan berupa endapan lereng dan endapan paparan, dengan sedikitt endapan yang mengindikasikan lingkungan paralik dan fluvial. Akomodasi yang terbentuk sewaktu posisimuka air laut tinggiakan menyebab-kan terbentuknya endapan yang mengandung kumpulan fosil laut-dangkal dan terestris.Prograding highstand slopeterdiri 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 fosilasing dan fosilselingkungan.Prograding highstand slopedapat 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 berprogradasinyahighstand slopeke arah laut, menghasilkan jejak kepunahan semu dan pada gilirannya akan menyebabkan korelasi diakron (Armentrout, 1987). Dalam cekungan yang dalam, sedimentasi yang berlangsung lambat padahighstand toesetsyang mengarah ke pusat cekunganmenghasilkancondensed sectionyang mungkin mengandung banyak kumpulan fosil laut-dalam yang mirip dengancondensed sectionpadatransgressive systems tractdanmaximum 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 peristiwabypassing. Peristiwa-peristiwa itupada 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 mengandungreworkedfossilsyang berasal dari bagian atas lereng.

6.5 KESIMPULANKarakter biostratigrafi daripaketendapan sedimen dikontrol oleh interaksi antara kondisi lingkungan, evolusi organisma,danperubahan proses pengendapan yang berkaitan dengan perubahan alas kikis. Akibatnya, hanya ada sedikit "hukum" yang dapatdisimpulkanmengenai 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 akuratdan, 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 halitumungkin 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 olehfossil event(satuan stratigrafi terkecil yang dapat dikenali keberadaannya berdasarkan data fosil), mungkin tidak dapat diterapkan pada semua keadaan.4.Kemampuan untuk mengenaldan menentukan umur batas sekuen, bidang transgresi, ataumaximum flooding surfacedengan memakai metodabiostratigrafi 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 denganseismic eventkarena kedua-duanya dapat memiliki galat yang berasosiasi dengan konversi kedalaman. Hal ini terutama penting artinya untuk mengenal bahwa ikatan fosil danseismic eventdalamcondensed sectiondapat berbeda cukup jauh apabila dikorelasikan dengan paket sedimen yang lebih besar, misalnya ketika mengkorelasikancondensed sectiondenganprograding highstand systems tract.6.Biostratigrafi dan isotop stratigrafi khususnya sangat berguna untuk mengkalibrasi dan mengkorelasikan batas-batas sekuen danmaximum flooding surfaceketika data seismik kurang mendukung akibat kompleksnya tatanan struktur.7.Trend biofasies dapat digunakan untuk mengenal trend progradasi, agradasi, dan retrogradasi serta dapatdipakai untukmemperkirakan waktu akumulasi endapan klastika pada paparan atauwaktubypassingmenuju laut-dalam. Biofasies akan memperlihatkan gejala pendangkalan ke atas padalowstanddanhighstand systems tract.Padatransgressive systems tract, biofasies akan memperlihatkan gejala pendalaman ke atas.8.Maximum flooding surfacedicirikan oleh kumpulan fosil yang beragam dan memiliki penyebaran yang luas.9.Batas sekuen berasosiasi dengan erosi, hiatus biostratigrafi, dan perombakan.10.Luasnya penyebaranplanktonic markersdalammaximum flooding surfaceyang ada dalamcondensed sectionmenyebab-kanmaximum flooding surfacemerupakan bidang yang penting artinya untuk tujuan korelasi biokronostratigrafi.11.Pengenalan lingkungan purba dalamsystems tractdengan menggunakan kumpulan fosil dapat memberikan indikasi umum mengenai tipe, penyebaran, dan kandungan pasir dalam setiap fasies.

sumberSekuen Stratigrafi Emery dkk (1996)