STRUKTUR SEDIMEN

Struktur sedimen merupakan pengertian yang sangat luas, meliputi penampakan dari perlapisan normal termasuk kenampakan kofigurasi perlapisan dan/atau juga modifikasi dari perlapisan yang disebabkan proses baik selama pengendapan berlangsung maupun setelah pengendapan berhenti. Oleh sebab itu perlu kiranya dijelaskan dulu apakah sebenarnya yang dimaksud dengan perlapisan (bedding) itu, sehingga selanjutnya akan memperjelas batasan struktur sedimen.

Sebenarnya belum ada difinisi perlapisan yang memuaskan semua fihak, walaupun sebenarnya istilah perlapisan sudah luas sekali digunakan dalam pemerian runtunan sedimen. Difinisi yang paling luas digunakan adalah yang diusulkan Otto (1938), suatu perlapisan tunggal adalah satuan sedimentasi yang diendapkan pada kondisi fisik yang tetap konstan. Sejalan dengan itu mengartikan perlapisan sendiri sebagai bidang-bidang permukaan pengendapan yang disebabkan oleh suatu perubahan rezim sedimentasi dari waktu ke waktu. Perubahan ini meliputi:

A. Perubahan fisik:

1. perubahan butir, termasuk bentuk, ukuran, orientasi, kemasan dan komposisinya.
2. perubahan ragam batuan, misalnya dari batugamping kemudian napal.
3. Perubahan warna walaupun masih mempunyai komposisi yang sama.

B. Perubahan kimia. Pada cairan yang membawa larutan sedimen perubahan temperatur, tekanan, dan konsentrasi ion akan menyebabkan perlapisan juga.

C. Proses biologi. Perbedaan populasi organisme dari waktu ke waktu akan menyebabkan perlapisan. Walaupun organisme yang mati tidak tersisa sebagai fosil (cacing misalnya) tetapi jejaknya kemungkinan akan ditemukan.

Perlapisan yang tebalnya >1 cm disebut lapisan (layer, bed atau strata), sedangkan yang <1 disebut laminasi (lamination)

TRANSPORTASI SEDIMEN

Hasil pelapukan batuan dibawa oleh suatu media ke tempat lain dimana kemudian diendapkan. Pada umumnya pembawa hasil pelapukan ini dilakukan oleh suatu media yang berupa cairan, angin dan es. Akan tetapi beberapa transportasi hasil pelapukan dapat juga berlangsung tanpa bantuan suatu media, tapi hanya dengan tenaga gravitasi saja.

Sifat-sifat transportasi sedimen berpengaruh terhadap sedimen itu sendiri yaitu mempengaruhi pembentukan struktur sedimen yang terbentuk. Hal ini penting untuk diketahui karena sebenarnya struktur sedimen merupakan suatu catatan (record) tentang proses yang terjadi sewaktu sedimen tersebut diendapkan. Umumnya proses itu merupakan hasil langsung dari gerakan media pengangkut. Namun demikian sifat fisik (ragam ukuran, bentuk dan berat jenis) butiran sedimen itu sendiri mempunyai pengaruh pada proses mulai dari erosi, transportasi sampai ke pengendapan.

Dua sifat yang mempengaruhi media untuk mengangkut partikel sedimen adalah berat jenis (density) dan kekentalan (viscosity) media. Berat jenis media akan mempengaruhi gerakan media, terutama cairan. Sebagai contoh air sungai yang bergerak turun karena berat jenis yang langsung berhubungan dengan gravitasi. Sedangkan kekentalan akan berpengaruh pada kemampuan media untuk mengalir.

A. CAIRAN

Ada 2 persamaan penting yang mempengaruhi aliran suatu cairan, yakni: bilangan Reynold dan bilangan Froud.
Rumus bilangan Reynolds umumnya diberikan sebagai berikut:

dengan:

• vs - kecepatan fluida,
• L - panjang karakteristik,
• μ - viskositas absolut fluida dinamis,
• ν - viskositas kinematik fluida: ν = μ / ρ,
• ρ - kerapatan (densitas) fluida.

Apabila angka Reynold ini kecil akan terjadi aliran yang laminer, dimana garis aliran sejajar dengan batas permukaan. Sebaliknya bila angka Reynold besar aliran akan berubah menjadi turbulen. Angka Reynold, pada aliran dalam tabung batas antara aliran laminer dan turbulen ini adalah 2000. Sedangkan angka itu untuk suatu partikel dalam cairan adalah satu.

Angka Froud: pada hakekatnya perbandingan antara kekuatan untuk menghentikan gerakan partikel dan gaya gravitasi

dimana:

• V=kecepatan partikel
• g=percepatan gravitasi
• L=kedalaman channel

Hubungan arus searah dengan silang siur

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

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

Flow regim
Lower flow regim (F<1):
Menghasilkan struktur sedimen

• cross-lamination
• cross-bed

Upper flow regim (F>1):
Akan menghasilkan silang siur, planar-antidune

B.MEKANISME TRANSPORTASI SEDIMEN

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

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

Bedload transport
Berdasarkan tipe gerakan media pembawanya, sedimen dapat dibagi menjadi:

• endapan arus traksi
• endapan arus pekat (density current) dan
• endapan suspensi.

Arus traksi adalah arus suatu media yang membawa sedimen didasarnya. Pada umumnya gravitasi lebih berpengaruh dari pada yang lainya seperti angin atau pasang-surut air laut. Sedimen yang dihasilkan oleh arus traksi ini umumnya berupa pasir yang berstruktur silang siur, dengan sifat-sifat:

• pemilahan baik
• tidak mengandung masa dasar
• ada perubahan besar butir mengecil ke atas (fining upward) atau ke bawah (coarsening upward) tetapi bukan perlapisan bersusun (graded bedding).

Di lain fihak, sistem arus pekat dihasilkan dari kombinasi antara arus traksi dan suspensi. Sistem arus ini biasanya menghasilkan suatu endapan campuran antara pasir, lanau, dan lempung dengan jarang-jarang berstruktur silang-siur dan perlapisan bersusun. Arus pekat (density) disebabkan karena perbedaan kepekatan (density) media. Ini bisa disebabkan karena perlapisan panas, turbiditi dan perbedaan kadar garam. Karena gravitasi, media yang lebih pekat akan bergerak mengalir di bawah media yang lebih encer. Dalam geologi, aliran arus pekat di dalam cairan dikenal dengan nama turbiditi. Sedangkan arus yang sama di dalam udara dikenal dengan nuees ardentes atau wedus gembel, suatu endapan gas yang keluar dari gunungapi. Endapan dari suspensi pada umumnya berbutir halus seperti lanau dan lempung yang dihembuskan angin atau endapan lempung pelagik pada laut dalam. Selley (1988) membuat hubungan antara proses sedimentasi dan jenis endapan yang dihasilkan, sebagai berikut (Tabel IV.1).

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

• sistem arus traksi dan suspensi
• sistem arus turbit dan pekat
• sistem suspensi dan kimiawi.

C.MEKANISME GERAKAN SEDIMEN

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

D. GRAVITY

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

• Debris flows (umumnya mud flows)
• Grain flows
• Fluidized flows

Mud flows (interparticle interaction)
Ada 2 : di bawah air dan di darat
Ciri sedimen hasil mud flows:

• dikuasai matrik (matrix-dominated sediment)
• sortasi jelek
• pejal (tak berlapis)

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

• dikuasai kepingan (fragment dominated-sediment)
• terpilah baik dan bebas lempung

Fluidized flows
Ciri sedimennya:

• tebal, non-graded clean sand
• batas atas dan bawahnya kabur
• umumnya terdapat struktur piring (dish structures).

PELAPUKAN

Pelapukan adalah proses alterasi dan fragsinasi batuan dan material tanah pada dan/atau dekat permukaan bumi yang disebabkan karena proses fisik, kimia dan/atau biologi. Hasil dari pelapukan ini merupakan asal (source) dari batuan sedimen dan tanah (soil). Kiranya penting untuk diketahui bahwa proses pelapukan akan menghacurkan batuan atau bahkan melarutkan sebagian dari mineral untuk kemudian menjadi tanah atau diangkut dan diendapkan sebagai batuan sedimen klastik. Sebagian dari mineral mungkin larut secara menyeluruh dan membentuk mineral baru. Inilah sebabnya dalam studi tanah atau batuan klastika mempunyai komposisi yang dapat sangat berbeda dengan batuan asalnya. Komposisi tanah tidak hanya tergantung pada batuan induk (asal) nya, tetapi juga dipengaruhi oleh alam, intensitas, dan lama (duration) pelapukan dan proses jenis pembentukan tanah itu sendiri (Boggs, 1995).

Di alam pada umumnya ke tiga jenis pelapukan (fisik, kimiawi dan biologis) itu bekerja bersama-sama, namun salah satu di antaranya mungkin lebih dominan dibandingkan dengan lainnya. Walaupun di alam proses kimia memegang peran yang terpenting dalam pelapukan, tidak berarti pelapukan jenis lain tidakpenting. Berdasarkan pada proses yang dominan inilah maka pelapukan batuan dapat dibagi menjadi pelapukan fisik, kimia dan biologis.

1)PELAPUKAN FISIK

2)PELAPUKAN KIMIA

3)TANAH DAN PELAPUKAN BIOLOGI

4)HASIL PELAPUKAN

HASIL PELAPUKAN

Seperti telah diuraikan sebelumnya bahwa pelapukan menyebabkan suatu batuan mengalami proses pengahancuran menjadi serpihan dan larutan kimia. Serpihan batuan yang masih mempunyai sifat aslinya sebagian besar berupa butir-butir kuarsa dan lempung dimana dikemudian mereka akan diendapkan membentuk batuan sedimen klastika. Sedangkan yang berupa larutan kimia akan membentuk batuan sedimen kimia seperti batugamping, dolomit dan batuan evavorasi lainnya. Selain itu larutan kimia ini juga dapat bereaksi dengan “bahan setempat” membentuk kristal baru dengan komposisi yang lain.

Beberapa endapan bijih dihasilkan dari proses pelapukan ini diataranya adalah nikel, besi dan krom. Laterit adalah tanah merah hasil dari pelapukan yang intensif dari batuan yang kaya akan besi dan nikel. Di Sulawesi Selatan (Soroako) dan Sulawesi Tenggara (Pomalaa) dikenal penghasil nikel dari laterit hasil pelapukan ultrabasa dari kompleks ofiolit.

TANAH DAN PELAPUKAN BIOLOGI

Tanah (soil) adalah suatu hasil pelapukan biologi (Selley, 1988), dimana komposisinya terdiri atas komponen batuan dan humus yang umumnya berasal dari tetumbuhan. Bagi geologiawan studi tanah ini (umumnya disebut pedologi) lebih dipusatkan pada tanah purba (paleosoil),dimana akan membantu untuk mengetahui perkembangan sejarah geologi pada daerah yang bersangkutan. Akan tetapi perlu kiranya diketahui bahwa ciri dan ketebalan tanah hasil pelapukan sangat erat hubungannya dengan batuan induk (bedrock), iklim (curah hujan dan temperatur), kemiringan lereng dari batuan induk itu sendiri.

Pedologist (ahli tanah) membagi tanah menjadi tiga zona (Gambar II.1):
1. Zona A atau “lapisan eluvial”, merupakan bagian paling atas pada umumnya berwarna gelap karena humus. Zona A ini merupakan zona dimana kimia (terutama oksidasi) dan biologi berlangsung kuat. Pada zona ini material halus (lempung) dicuci dan terbawa ke bawah lewat di antara butiran.
2. Zona B atau “lapisan iluvial”, material halus (lempung) yang tercuci dari zona A akan terperangkap pada lapisan ini. Zona B ini dikuasai oleh mineral dan sedikit sedikit jasad hidup.
3. Zona C adalah zona terbawah dimana pelapukan fisik berlangsung lebih kuat dibandingkan pelapukan jenis yang lain. Ke bawah zona C ini berubah secara berangsur menjadi batuan induk yang belum lapuk.

Ketebalan setiap zona sangat bervareasi pada setiap tempat. Demikian juga keberadaan setiap zona tidak selalu dijumpai. Ketebalan zona sangat tergantung dari kecepatan pelapukan, iklim, komosisi dan topografi batuan induk.
Fosil tanah atau tanah purba atau paleosoil adalah suatu istilah untuk tanah yang berada di bawah bidang ketidakselarasan. Tanah purba ini merupakan bukti bahwa lapisan itu pernah tersingkap pada permukaan. Akan tetapi perlu diingat bahwa tanah purba di bawah ketidakselarasan ini tentu bagian atasnya pernah tererosi sebelum terendapkan lapisan penutupnya. Lapisan tanah purba dalam runtunan batuan sedimen pada umumnya ditemukan pada endapan sungai dan delta. Tanah purba ini juga umum ditemukan di bawah lapisan batubara dimana kaya akan akar dan sering berwarna putih karena proses pencucian yang intensif (Selley, 1988).
Peranan tanah purba ini semakin besar dimasa kini; sehingga timbul pertanyaan bagaimana mengenali tanah purba ini dengan mudah. Fenwick (1985) memberikan kreteria sebagai berikut:
1. hadirnya suatu lapisan yang kaya akan sisa jasad hidup,
2. lapisan merah yang semakin jelas ke arah atas,
3. penurunan tanda mineral lapuk ke arah atas,
4. terganggunya struktur organik oleh aktifitas jasad hidup (seperti cacing) atau proses fisik (contohnya pengkristalan es).

PELAPUKAN KIMIA

Pelapukan kimia membuat komposisi kimia dan mineralogi suatu batuan dapat berubah. Mineral dalam batuan yang dirusak oleh air kemudian bereaksi dengan udara (O2 atau CO2), menyebabkan sebagaian dari mineral itu menjadi larutan. Selain itu, bagian unsur mineral yang lain dapat bergabung dengan unsur setempat membentuk kristal mineral baru.

Pada pelapukan kimia air dan gas terlarut memegang peran yang sangat penting. Sedangkan pelapukan kimia sendiri mempunyai peran terpenting dalam semua jenis pelapukan. Hal ini disebabkan karena air ada pada hampir semua batuan walaupun di daerah kering sekalipun. Akan tetapi pada suhu udara kurang dari 30o C, pelapukan kimia berjalan lebih lambat. Proses pelapukan kimia umumnya dimulai dari dan sepanjang retakan atau tempat lain yang lemah.

Kecepatan pelapukan kimia tergantung dari iklim, komposisi mineral dan ukuran butir dari batuan yang mengalami pelapukan. Pelapukan akan berjalan cepat pada daerah yang lembab (humid) atau panas dari pada di daerah kering atau sangat dingin. Curah hujan rata-rata dapat mencerminkan kecepatan pelapukan, tetapi temperatur sulit dapat diukur. Namun secara umum, kecepatan pelapukan kimia akan meningkat dua kali dengan meningkat temperatur setiap 10oC. Mineral basa pada umumnya akan lebih cepat lapuk dari pada mineral asam. Itulah sebabnya basal akan lebih cepat lapuk dari pada granit dalam ukuran yang sama besar. Sedangkan pada batuan sedimen, kecepatan pelapukan tergantung dari komposisi mineral dan bahan semennya.

Jenis pelapukan kimia
1. Hidrolisis adalah reaksi antara mineral silikat dan asam (larutan mengandung ion H+) dimana memungkinkan pelarut mineral silikat dan membebaskan kation logam dan silika. Mineral lempung seperti kaolin, ilit dan smektit besar kemungkinan hasil dari proses pelapukan kimia jenis ini (Boggs, 1995). Pelapukan jenis ini memegang peran terpenting dalam pelapukan kimia.

2. Hidrasi adalah proses penambahan air pada suatu mineral sehingga membentuk mineral baru. Lawan dari hidrasi adalah dehidrasi, dimana mineral kehilangan air sehingga berbentuk anhydrous. Proses terakhir ini sangat jarang terjadi pada pelapukan, karena pada proses pelapukan selalu ada air. Contoh yang umum dari proses ini adalah penambahan air pada mineral hematit sehingga membentuk gutit.

3. Oksidasi berlangsung pada besi atau mangan yang pada umumnya terbentuk pada mineral silikat seperti biotit dan piroksen. Elemen lain yang mudah teroksidasi pada proses pelapukan adalah sulfur, contohnya pada pirit (Fe2S).

4. Reduksi terjadi dimana kebutuhan oksigen (umumnya oleh jasad hidup) lebih banyak dari pada oksigen yang tersedia. Kondisi seperti ini membuat besi menambah elektron dari Fe3+ menjadi Fe2+ yang lebih mudah larut sehingga lebih mobil, sedangkan Fe3+ mungkin hilang pada sistem pelapukan dalam pelarutan.

5. Pelarutan mineral yang mudah larut seperti kalsit, dolomit dan gipsum oleh air hujan selama pelapukan akan cenderung terbentuk komposisi yang baru.

6. Pergantian ion adalah proses dalam pelapukan dimana ion dalam larutan seperti pergantian Na oleh Ca. Umumnya terjadi pada mineral lempung.

PELAPUKAN FISIK

Pelapukan fisik adalah proses dimana batuan pecah menjadi kepingan yang lebih kecil, tetapi tanpa mengalami perubahan komposisi kimia dan mineral yang berarti. Pelapukan fisik ini dapat menghasilkan fragment/kristal kecil sampai blok kekar (joint block) yang berukuran besar.

Jenis pelapukan fisik

1. Stress release: batuan yang muncul ke permukaan bumi melepaskan stress menghasilkan kekar atau retakan yang sejajar permukaan topografi. Retakan-retakan itu membagi batuan menjadi lapisan-lapisan atau lembaran (sheet) yang sejajar dengan permukaan topografi. Proses ini sering disebut sheeting. Ketebalan dari lapisan hasil proses sheeting ini semakin tebal menjauhi dari permukaan. Proses pelapukan jenis ini sering terjadi pada batuan beku terobosan yang dekat permukaan bumi.

2. Frost action and hydro-fracturing: pembekuan air dalam batuan. Air atau larutan lainnya yang tersimpan di dalam pori dan/atau retakan batuan akan meningkat volumenya sekitar 9% apabila membeku, sehingga ini akan menimbulkan tekanan yang cukup kuat memecahkan batuan yang ditempatinya. Proses ini tergantung :
• keberadaan pori dan retakan dalam batuan
• keberadaan air/cairan dalam pori
• temperatur yang turun naik dalam jangka waktu tertentu.

3. Salt weathering: pertumbuhan kristal pada batuan. Pertumbuhan kristal pada pori batuan sehingga menimbulkan tekanan tinggi yang dapat merusak/memecahkan batuan itu sendiri.

4. Insolation weathering: akibat pemanasan dan pendinginan permukaan karena pengaruh matahari. Tentu saja pelapukan jenis ini akan besar pengaruhnya di daerah yang mengalami perbedaan suhu cukup besar, misalnya siang (panas) dan malam (dingin).

5. Alternate wetting and drying: pengaruh penyerapan dan pengeringan dengan cepat.

Pengantar Sedimentology

Sedimentologi adalah ilmu yang mempelajari sedimen atau endapan (Wadell, 1932). Sedangkan sedimen atau endapan pada umumnya diartikan sebagai hasil dari proses pelapukan terhadap suatu tubuh batuan, yang kemudian mengalami erosi, tertansportasi oleh air, angin, dll, dan pada akhirnya terendapkan atau tersedimentasikan.

Sulit rasanya menelusuri sejarah perkembangan ilmu sedimentologi, terutama pada awal perkembangannya. Dengan dikemukannya doktrin uniformitarisme pada akhir abad ke 19 berdampak besar sekali pada perkembangan ilmu sedimentologi ini. Hal ini terlihat jelas pada tulisan beberapa penulis, seperti Sorby (1853) dan Lyell (1865) yang mengemukakan interpretasi modern tentang struktur dan tekstur dari batuan sedimen.

Sampai pertengahaan abad ke 20, sedimentologi lebih dikenal hanya sebatas pada studi di bawah mikroskop, terutama untuk fosil. Dalam perioda itu mineral berat dan penghitungan secara petrografis (point counting) berkembang dengan pesat. Secara serentak, para ahli stratigrafi menemukan fosil-fosil kunci penunjuk umur batuan.

Para ahli geologi struktur mempunyai andil besar mendorong pengembangan ilmu sedimentologi. Mereka menemui kesulitan dalam menentukan bagian atas dan bagian bawah suatu lapisan yang sudah terlipat kuat sampai terjadi pembalikan lapisan. Beberapa struktur sedimen seperti retakan (desiccation crack), silang siur dan perlapisan bersusun, sangat edial untuk memecahkan persoalan ini (Shrock, 1948). Pada 1950an sampai awal 1960an berkembang konsep tentang arus turbit. Sementara itu ahli petrografi masih sibuk menghitung zirkon dan ahli stratigrafi sibuk pula mengumpulkan fosil sebanyak-banyaknya, ahli struktur geologi sudah mulai bertanya berapa tebal runtunan endapan turbit ini di geosinklin. Pertanyaan ini menyibukan geologiawan untuk mengetahui hasil endapan turbit pada setiap jenis.

Pendorong lain terhadap perkembangan sedimentologi datang dari perusahaan minyak, dimana mereka mulai mencari jebakan stratigrafi. Pelopornya adalah American Petroleum Institute dengan Project 51-nya, yang mempelajari secara multi disiplin dari sedimen moderen di Teluk Meksiko. Kemudian kegiatan seperti ini diikuti oleh perusahaan lain, universitas dan institusi oseanografi. Sehingga pada akhir 1960an sedimentologi sudah kokoh menjadi suatu cabang ilmu pengetahuan sendiri.

Pada 1970an penelitian sedimentologi mulai beralih dari makroskopis dan fisik ke arah mikroskopis dan kimia. Dengan perkembangan teknik analisa dan penggunaan katadoluminisen dan mikroskop elektron memungkinkan para ahli sedimentologi mengetahui lebih baik tentang geokimia. Perkembangan yang pesat ini memacu kita untuk mengetahui hubungan antara diagenesa, pori-pori dan pengaruhnya terhadap evolusi porositas dengan kelulusan batupasir dan batugamping.

Saat ini berkembang perbedaan antara makrosedimentologi dan mikrosedimentologi. Makrosedimentologi berkisar studi fasies sedimen sampai ke struktur sedimen. Di lain fihak, mikrosedimentologi meliputi studi batuan sedimen di bawah mikroskop atau lebih dikenal dengan petrografi.