materi geodinamika

7/24/2019 MATERI GEODINAMIKA

1/89

1

BAB 1

SEJARAH TEORI LEMPENG TEKTONIK

1.1Pendahuluan

Apakah geodinamika itu, Geodinamika adalah studi tentang proses-proses dasar fisika

untuk memahami lempeng tektonik dan berbagai fenomena geologi (Turcotte dan Schubert,

2002). Melalui pendekana-pendekatan di dalam geodinamika, dapat diketahui segala aspek

yang berkaitan dengan proses dinamis pada lapisan lapisan bumi. Terutama menyangkut

tentang lempeng litosfer. Proses-proses yang berkaitan dengan lempeng litosfer sangat penting

untuk diketahui agar teori-teori mengenai proses dinamis pada kerak bumi dapat selaras dan

dengan pendekatan-pendekatan yang ada, dapat pula dipahami tentang proses pembentukan

berbagai bentuk topografi di kerak bumi.

Lempeng tektonik menjadi pembahasan yang cukup masif di dalam geodinamika.

Lempeng tektonik merupakan suatu medel dimana kulit luar dari bumi dibagi menjadi beberapa

lempeng tipis dan rigid yang bergerak relatif antara satu dan yang lain. Pergerakan relatif ini

memiliki kecepatan dengan derajat puluhan milimeter per tahun.

1.2Teori Lempeng Tektonik

Kata tektonik berasal dari bahasa Yunani tektonikos yang berarti bangunan atau

konstruksi. Teori lempeng tektonik adalah teori yang menjelaskan struktur kerak bumi sebagai

hasil pemisahan litosfer ke dalam beberapa lempeng semi-tegar (semi-rigid), yang bergerak

didorong oleh arus konveksi di dalam astenosfer.

Gerakan lempeng litosfer ini mengakibatkan proses geodinamik, misalnya : terjadinya

gempabumi, pembentukan pegunungan, proses metamorfosis batuan dan aktivitas vulkanik.

Definisi dari teori lempeng tektonik menurut Microsoft Encarta adalah teori tentang

gerakan hipotesis lempeng kerak bumi, suatu teori yang menjelaskan pergeseran benua,

aktivitas seismik dan vulkanik, pembentukan jalur pegunungan hingga gerakan lempeng kerak

bumi di atas bantuan mantel yang kurang rigid. Sedangkan lempeng tektonik merupakan suatu

medel dimana kulit luar dari bumi dibagi menjadi beberapa lempeng tipis dan rigid yang

bergerak relatif antara satu dan yang lain. Pergerakan relatif ini memiliki kecepatan dengan

derajat puluhan milimeter per tahun. (Turcotte dan Schubert, 2002).


2/89

2

Lempeng tektonik terdiri dari batuan dingin dan memiliki ketebalan rata-rata sekitar

100 km. Lempeng tektonik secara terus menerus terbentuk dan didaur ulang. Pada punggung

samudra, lempeng yang bersebelahan terpisah satu sama lain dalam sebuah proses yang

dinamakanseafloor spreading. Pada zona inilah bagianmantel yang terangkat dan mendingin

akan membentuk bagian baru dari lempeng samudra.

Lapisan paling luar dari bumi yang mencakup kerak dan sebagian mantel sering disebut

sebagai litosfer. Litosfer merupakan bagian terluar lapisan bumi yang bersifat tegar (rigid)

dalam interval waktu geologi. Karena suhunya yang rendah, batuan litosfer dapat bertahan

terhadap deformasi hingga stu miliar tahun. Lapisan batuan dibawah litosfer (yang disebut

astenosfer) cukup panas sehingga dapat mengalami rayapan (creeping) jika dikenai suatu gaya.

Dalam merespon gaya, rayapan tersebut mirip gerakan fluida namun dalam skala waktu

geologi.

Batas bawah dari litosfer dapat didefinisikan sebagai sebuah isotermal (permukaan

temperatur konstan). Dengan suhu diperkirakan mencapai 1600 K. Batuan yang berada di atas

daerah isotermal ini cukup dingin untuk bersifat rigid, sedangkan batuan dibawah daerah

isotermal cukup panas untuk dapat terdeformasi. Litosfer memiliki ketebalan sekitar 100 km

dibawah cekungna samudra dan 200 km dibawah kerak benua. Ketebalan litosfer hanya 2-4 %

dari radius bumi, maka dari itu litosfer merupakan kerak yang tipis. Kerak ini dapat dibagi

menjadi beberapa bagian dan miliki kecepatan relatif satu sama lain. Rigiditas dari litosfer

menjadikan interior lempeng tidak terdeformasi secara signifikan.

Gambar 1.1 Ilustrasi struktur lapisan luar bumi yang mencakup litosfer dan astenosfer


3/89

3

1.3Sejarah Teori Lempeng Tektonik

Teori lempeng tektonik diawali oleh hipotesa pengapungan benua (continental drift)

yang sudah diusulkan sejak tahun 1915. Namun pada waktu itu masih banyak yang meragukan

kebenaran dari teori pengapungan benua. Salah satu penyebabnya adalah bahwa ketika itu

semua bukti u=yang mendukung hipotesa pengapungan benua hanya berasal dari data daratan

saja. Padahal, di kemudian hari terbukti bahwa sumber penggerak utama pergeseran benua

berada di dasar samudra.

Secara komprehensif teori pergeseran benua pertama kali disampaikan oleh Alfred

Wegener, seorang ahli meteorologi bangsa Jerman, dalam bukunya tahun 1915 : The Origin of

Continents and Ocean ( Asal-usul Benua dan Samudera). Wegener mendasarkan teorinya tidak

hanya pada bentuk benua, tetapi juga pada bukti geologi, misalnya kemiripan fosil-fosil yang

ditemukan di Brazil dan Afrika. Wegener menggambar sejumlah peta yang memperlihatkan

tahapan-tahapan proses pergeseran benua. Diawali dengan sebuah massa daratan yang sangat

besar, yang disebutnya Pangea ( artinya samudera daratan ). Diyakininya bahwa benua-benua

yang terdiri atas batuan granit yang relatif ringan mengapung di atas batuan dasar samudera

(basalt) yang lebih berat.

Dalam buku Our Wondering Continents, Du Toit (1937) menyatakan bahwa asal-usul

super benua bukan satu, melainkan dua : Laurasia di bagian utara dan Gondwanaland di bagian

selatan. Kedua benua tersebut dipisahkan oleh samudera Tethys. Herry Hess (1962) membuat

hipotesa bahwa dasar samudera terbentuk pada poros punggung samudera dan bergerak

menjauhi poros tersebut untuk membentuk suatu dasar samudera baru dalam proses yang

disebut pemekaran dasar samudera ( sea floor spreading).


4/89

4

Gambar 1.2 Rekaan yg dibuat Wegener ttg rekonstruksi perge-seran benua sejak 225 juta tahun yg

lalu hingga saat ini (Sumber: www.usgs.org)

Teori lempeng tektonik baru berkembang setelah 1960-an, ketika survei oseanografi

telah cukup banyak memiliki data untuk membuat peta topografi regional dasar samudera. Data

ini menunjukkan bahwa dasar samudera itu tidak datar, juga tidak mirip dengan permukaan

daratan. Di dasar samudera ada suatu sistem retakan di sepanjang punggung samudera, dan ada

sistem palung laut dalam di sepanjang pinggiran batas samudera. Kedua bentuk struktur ini

merupakan daerah yang aktifitas seismiknya paling tinggi di dunia. T.J. Wilson pada 1965

menemukan gagasan baru dari transform faultyang melengkapi jenis patahan yang dibutuhkan

untuk menjelaskan mobilitas dari lempeng tektonik. Setahun setelah itu, T.J. Wilson

mempublikasikan pemutakhiran mengenai teori lempeng tektoniknya serta mengenalkan

konsepnya mengenai siklus lempeng tektonik yang dikenal sebagai siklus wilson.


5/89

5

1.4Bukti-bukti Pendukung Hipotesa Pergeseran Benua

Untuk membuktikan kebenaran dari teori pergeseran benua, maka juga diperlukan

untuk menyusun teori mengenai rekronstruksi dari benua yang bergeser itu sendiri. Agar dapat

merekronstruksi secara akurat dan logis, diperlukan suatu model matematis yang dapat

diterapkan dalam menjelaskan pergerakan dari lempeng tektonik. Hal ini dapat dipenuhi

dengan menerapkan teorema Euler, yang dapat menjelaskan pergerakan suatu bidang pada

permukaan bola. Setelah didapatkan suatu pendekatan dari rekronstruksi suatu benua, maka

perlu dibuktikan bahwa mekanisme pergerakan benua memang benar-benar terjadi dan sesuai

dengan teori-teori yang ada. Beberapa cakupan yang dapat memberikan bukti dari hipotesa

pergeseran benua antara lain :

1. Paleontologi

2. Struktur dan jenis batuan

3. Paleoglasiasi

4. Paleoklimatik

1.4.1 Bukti Paleontologi

Pergeseran benua telah memberikan dampak pada distribusi dari binatang dan

tanaman purba (Briggs, 1987) dengan membuat batas untuk memisahkan antar populasi. Salah

satu contoh yang jelas adalah pertumbuhan pemekaran antara dua pecahan superkontinen yang

mencegah migrasi antara kedua sisi kontinen yang terpisah. Distribusi masa lampau dari

tetrapoda menandakan bahwa ada suatu hubungan antara Gondwana dan Laurasia. Sisa dari

reptil Mesosaurus ditemukan di Brazil dan Afrika selatan. Walaupun hewan ini dapat

beradaptasi dengan berenang, namun sangat tidak mungkin Mesosaurus dapat menjelajahi

samudera Atlantik untuk dapat bermigrasi dari selatan Afrika menuju Brazil atau sebaliknya.

Tentu saja hal ini dapat terjadi dan sangat mudah untuk dijelaskan jika kedua bagian tersebut

dulunya merupakan satu kesatuan.

Contoh lain adalah reptil mirip mamalia yg termasuk dlm genus Lystrosaurus yang

hanya dapat hidup di daratan. Ternyata fosilnya ditemukan dlm jumlah besar di Afrika Selatan,

Amerika Selatan dan Asia, serta pd tahun 1969 tim ekspedisi Amerika Serikat menemukannya

juga di Antartika. Jadi genus tersebut menghuni semua benua bagian selatan.


6/89

6

Ada pendapat yang menyatakan kemungkinan dulu ada daratan yang menjadi jembatan

penghubung benua-benua tersebut sehingga memungkinkan penyebaran Lystrosaurus di

berbagai bagian dunia yang berjauhan. Pendapat ini terbantah oleh kenyataan bahwa survei

dasar samudera menunjuk-kan tidak pernah ada bekas jembatan daratan yang telah tenggelam.

Paleobotani juga menunjukkan pola yang mirip dari pemisahan benua. Fosil biji-bijian

pakis Glossopteris telah ditemukan dlm batuan-batuan yg berumur sama di Amerika Selatan,

Afrika Selatan, Australia dan India, serta di Antartika sekitar 480 km dari Kutub Selatan. Biji-

bijian matang tanaman pakis tersebut berdiameter beberapa milimeter, terlalu besar untuk dapat

disebarluaskan oleh angin menyeberangi samudera Atlantik.

Sedikit bukti yang jelas lainnya adalah keterkaitan suatu populasi makhluk hidup

dengan iklim. Sebagai dampak dari pergeseran benua secara latitudinal akan menyebabkan

kondisi iklim yang tidak sesuai untuk organisme tertentu. Dan juga proses dari lempeng

tektonik dapat menyebabkan perubahan topografi dan merubah habitat yang tersedia untuk

organisme tertentu.

1.4.2 Struktur dan Jenis Batuan

Rekronstruksi dari benua yang terpisah berdasarkan pada kecocokan geometri pada

pinggir dangkalan benua. Jika hal tersebut sesuai dengan keadaan masa lampau, maka sangat

mungkin untuk menelusuri jejak-jejak geologi yang sesuai sepanjang jalur pemisah antara

bentuk geometri yang cocok. Namun tidak semua lokasi dapat ditelusuri dengan baik. Jejak-

jejak geologi yang diperkirakan akan muncul akibat pergeseran benua dapat menghilang atau

tidak ditemukan akibat adanya proses gelogi yang juga mempengaruhi struktur batuan di suatu

tempat. Beberapa contoh yang dapat ditelusuri antara lain :

1. Jalur lipatan, lipatan Appalacian di Amerika Utara yang berkesinambungan dengan lipatan

Caledonian di Eropa utara. Dalam endapan sedimen pada jalur lipatan, terdapat bukti-bukti

pergeseran benua. Ukuran butiran, komposisi, serta penyebaran umur mineral dalam

sedimen dapat digunakan untuk mengidentifikasi sumber dari sedimen tersebut. Sumber

dari sedimen Caledonian di Utara Eropa berada di sebelah Barat di lokasi yang sekarang

ditempati samudera Atlantik, menandakan bahwa pada masa lampau lokasi tersebut

ditempati oleh lempeng benua. (Rainbird et al, 2001; Cawood et al., 2003).


7/89

7

2. Umur batuan. Hubungan pola umur batuan sepanjang selatan Atlantik menandakan adanya

kecocokan struktur pada bagian barat Afrika dengan bagian Timur Amerika Selatan

(Hallam, 1975).

Gambar 1.3kesamaan struktur umur usia batuan

3. Irisan stratigrafi. Jalur stratigrafi khusus juga dapat dikorelasikan dengan pergeseran benua.

Seperti yang terlihat pada gambar dibawah ini menunjukkan irisan stratigrafi pada benua

Gondwana. Adanya kesamaan pada fosil yang terdapat di lapisan batuan menunjukkan

bahwa batuan tersebut dulunya merupakan satu bagian.

Gambar 1.4 Stratigrafi benua Gondwana (redrawn from Hurley, 1968, the Confi rmation of Continental

Drift. Copyright 1968 by Scientifi c American, Inc. All rights reserved.)


8/89

8

4. Struktur metalogenic. Wilayah yang memiliki material seperti magnese, besi, dan emas,

dan perak memiliki kemiripan sepanjang jalur pantai dari rekronstruksi benua sebelum

terjadinya pemisahan. (Evans, 1987).

1.4.3 Paleoglasiasi

Gambar 1.5Rekronstruksi benua berdasarkan paleoglasiasi

Selama akhir era Paleozoikum (~300 juta tahun lalu), lapisan es menutup sebagian

besar benua-benua di bumi bagian selatan. Endapan yang ditinggalkan oleh lapisan es purba

ini masih dapat dikenali, alur-alur dan lekuk-lekuk batuan yang ada di bawahnya menunjukkan

arah pergerakan lapisan es purba tersebut. Kecuali Antartika, semua benua di bumi bagian

selatan sekarang terletak di dekat ekuator.


9/89

9

Gambar 1.6Bukti aliran es purba sesuai dengan rekonstruksi yang diusulkan Wegener

Sebaliknya, benua-benua di bumi bagian utara tidak menunjukkan bekas-bekas jejak

glasiasi purba tersebut. Justru sebaliknya, fosil-fosil tanaman di tempat tersebut menunjukkan

adanya sisa-sisa tanaman iklim tropis. Padahal, wilayah iklim ditentukan oleh garis lintang

setempat. Hail ini merupakan indikasi bahwa benua-benua di bumi bagian utara dahulu berada

di dekat ekuator, sesuai dengan bukti-bukti paleoklimatik.

Yang lebih sulit dijelaskna adalah arah aliran es purba tersebut. Pemetaan regional alur-

alur dan lekuk-lekuk glasisai menunjukkan bahwa di Amerika Selatan, India dan Australia,

aliran es mengarah ke daratan dari lautan. Arah aliran seperti ini tidakmungkin terjadi, kecuali

dahulu ada daratan di tempat-tempat yang sekarang berwujud lautan. Jika benua-benua

digabungkan seperti yang diusulkan Wegener, wilayah glasiasi akan menyatu dengan rapi di

dekat Kutub Selata, dan arah aliran es purba dapat dijelaskan dengan mudah.

Pola glasisai purba dipertimbangkan sebagai bukti kuat pergeseran benua, dan para ahli

geologi yang bekerja di bumi bagian selatan sangat mendukung teori pergeseran benua. Karena

mereka dapat melihat buktinyalangsung dengan mata sendiri.


10/89

10

1.4.4 Paleoklimatik

Distribusi wilayah klimatik pada permukaan bumi dipengaruhi oleh interaksi kompleks

dari beberapa fenomena, seperti penyinaran matahari, arah angin, arus samudera, ketinggian ,

dan batas topografi. Sebagian besar fenomena ini hanya sedikit yang diketahui dalam rekaman

geologi. Secara umum, posisi lintang merupakan faktor yang paling dominan untuk

mempengaruhi kondisi iklim di suatu wilayah, dengan mengabaikan wilayah mikro klimatik

yang bergantung pada kombinasi fenomena lain yang langka, sehingga studi mengenai iklim

purba dapat menjadikan indikator dimana dulunya batuan purba berada. Maka dari itu,

paleoklimatik, yang merupakan studi mengenai iklim dimasa lampau (Frakes, 1979), dapat

digunakan untuk menyelidiki bahwa benua mengalami pergeseran setidaknya dalam arah utara

selatan.

Bukti-bukti tentang perubahan iklim yang mecolok, mendukung teori pergeseran

benua. Endapan batu bara yang sangat besar di Antartika menunjukkan bahwa dahuu daerah

ini ditumbuhi oleh tanaman berkayu dari daerah tropis, dan sekarang sebagian besar tertutup

es. Di benua-benua lain, endapan garam, formasi batuan pasir (sandstone) dan terumbu karang,

memberikan putunjuk tambahan yang memungkinkan untuk merekronstruksi zona iklim purba.

Pola iklim purba sangat mengherankan jika diandang dari posisi benua-benua saat ini,

tetapi bila benua-benua tersebut dikelompokkan seperti sebelum terjadinya pergeseran, maka

pola iklim tersebutdapat dijelaskan dengan mudah.

Gambar 1.7Rekronstruksi benua berdasarkan fosil iklim purba


11/89

11

Contoh lainnya adalah endapan karbonat dan terumbu karang yang dibatasi pada

perariran hangat (sekitar 300 c) dari ekuator, saat ini temperatur berada di batas yang lebih luas

antar 25-300 c. Evaporite yang terbentuk dalam kondisi yang panas dan kering pada region

dimana evaporasi melewati arus air laut dan/atau presipitasi, dan biasanya berada pada

cekungan yang berbatasan dengan laut, saat ini tidak terbentuk di dekat ekuator, tetapi lebih ke

daerah subtropis yang kering dengan tekanan yang tinggi dimana kondisi yang seharusnya

berlaku. Diyakini bahwa fosil evaporite terbentuk pada wilayah dengna garis lintang yang

serupa (Windley, 1984).


12/89

12

BAB 2

PERKEMBANGAN TEORI LEMPENGAN TEKTONIK

2.1Landasan Teori Lempeng Tektonik

Menurut Cox (1972) dlm buku Plate tectonics and geomagnetic reversals, teori Lempeng

Tektonik berlandaskan empat himpunan data independent:

1. Peta topografi dasar samudera

2. Peta magnetik batuan dasar samudera

3. Hasil pengukuran umur batuan magnetik dasar samudera

4. Pemetaan rinci episenter gempabumi global


13/89

13

2.1.1 Topografi dan Geologi Dasar Samudera

(a) (b)

(c) (d)

Gambar 2.1Pemetaan topografi dasar samudera

Pada antara tahun 19501960-an, dikembangkan peralatan echo-soundingbaru sehingga

para ahli geologi dan geofisika kelautan dapat memetakan topografi dasar samudera dengan

sangat rinci, dan terungkap bahwa :

1. cekungan samudera terbagi oleh barisan punggung samudera yang panjangnya mencapai

84.000 km dan lebarnya sekitar 1.500 km. Pada puncak terdapat lembah ditengah atau lembah

retakan (rift valley) dengan kedalaman 1-3 km yang mengembang ke dua arah terpisah ke

samping karena adanya tarikan.


14/89

14

2. Kerak samudera yang utamanya tersusun dari basalt memiliki komposisi yang sama sekali

berbeda dengan kerak benua dan jauh lebih tipis

3. Kerak samudra tidak mengalami deformasi menjadi struktur pegunungan lipatan dan tidak

mengalami gaya kompresi yang kuat

Pada tahun 1960, Harry Hammond Hess mengembangkan hipotesisnya yaitu dasar

samudera mengalami pemekaran ke samping, didorong oleh arus konveksi di dalam mantel

bumi, dan bergerak secara simetris menjauhi punggung samudera. Menurut teori ini pemekaran

yang kontinyu tersebut menghasilkan rekahan-rekahan dalam lembah retakan (rift valley),

sehingga magma dari mantel bumi menerobos melalui rekahan-rekahan tersebut untuk

membentuk kerak samudera yang baru. Arus konveksi dari mantel bumi ini membawa kerak

samudera tersebut menjauhi punggung samudera dan menuju ke palung samudera (oceanictrench). Di zona subduksi, kerak samudera menunjam ke dalam mantel bumi bersama dengan

arus konveksi yang mengalir ke bawah, dan ditelan kembali oleh mantel bumi. Keseluruhan

dasar samudera mengalami regenerasi selengkapnya dalam waktu sekitar 200 - 300 juta tahun.

(a) (b)

Gambar 2.2Pemetaan Topografi dasar samudera

1.

Penelitian Geologi Sedimen di Dasar Samudera

Bukti yang paling meyakinkan untuk teori lempeng tektonik ialah pengeboran yang

dilakukan pada sedimen di dasar samudera menggunakan kapal khusus Glomar Challenger.

Pengeboran laut tersebut menarik kesimpulan bahwa sedimen yang termuda terdapat didekat

punggung samudera tempat terbentuknya kerak bumi yang baru. Semakin jauh dari punggung

samudera, sedimen yang diendapkan langsung diatas basalt semakin tua, sedimen yang tertua

terletak didekat perbatasan benua.


15/89

15

Pengukuran laju pengendapan sedimen di laut terbuka menunjukkan bahwa antara 0,9

1,2 cm lempung merah dan lumpur organik berakumulasi setiap 1000 tahun. Jika cekungan

samudera terbentuk pada masa Cambrium (540 juta tahun yang lalu), maka ketebalan sedimen

minimal 5 km, tetapi pada kenyataannya ketebalan maksimum sedimen laut dalam yang terukur

saat ini hanya 300 m. Hal ini menunjukkan bahwa cekungan samudera adalah struktur geologi

yang masih muda. Sedimen tertua yang ditemukan di dasar samudera hanya berumur 200 juta

tahun. Sedangkan batuan metamorf pada blok benua umurnya ada yang sudah mencapai 3,8

milyar tahun.

Gambar 2.3Periode Geologi

Beberapa hal yang mengindikasi pemekaran dasar samudera yaitu : ketebalan dan umur

sedimen yang semakin bertambah dengan bertambahnya jarak dari punggung samudera;

plankton yang berkembang di zona ekuatorial pasifik, setelah plankton itu mati lalu membentuk

lapisan lunak kapur didasar laut. Namun dengan Glomar Challanger menunjukkan bahwa jalur

kapur di [asifik memanjang ke utara dari ekuator saat ini yang berarti dasar samudera pasifik

sudah bermigrasi kearah utara sekurang-kurangnya sejak 100 juta tahun yang lalu.


16/89

16

Gambar 2.4 (A) Tanpa pemekaran dasar samudera, keseluruhan dasar samudera akan tertutup oleh tumpukan

lapisan tebal sedimen laut. Masing-masing lapisan menunjukkan polari-tas yang berselang-seling. (B) Dg

pemekaran dasar samudera, tumpukan sedimen laut menipis ke arah punggung samudera.

2.1.2 Batuan sebagai Fosil Kemagnetan Purba

Studi kemagnetan batuan yang dikembangkan selama tahun 1950-an telah dilakukan

dengan menggunakan magnetometer baru yang sudah disempurnakan sehingga sangat peka.

Batuan tertentu, misalnya basalt, agak banyak mengandung besi sehingga termagnetisasi oleh

medan magnetik bumi pada saat batuan basalt tersebut membeku.

Butiran-butiran mineral dalam batuan tersebut menjadi fosil magnetik, yang terorientasi oleh

medan magnet bumi pada saat batuan tersebut terbentuk, sehingga dapat mengabadikan

rekaman paleomagnetik (kemagnetan purba).


17/89

17

1. Sumber Geomagnetik

Medan magnetik bumi mirip medan magnetik yang ditimbulkan oleh magnet batang

dipole dengan sumbunya membentuk sudut simpangan sekitar 11,5 terhadap sumbu geografis

(sumbu rotasi bumi). Karena mantel bumi dan inti bumi terlalu panas untuk mempertahankan

medan magnetik permanen, maka medan kemagnetan bumi pasti dibangkitkan secara

elektromagnetik. Teori elektromagnetik / teori dinamo mendalilkan bahwa inti luar bumi yang

berupa besi cair berotasi lambat terhadap mantel di sekitarnya. Gerakan ini membangkitkan

arus listrik kuat sehingga timbul medan magnetik bumi.

Gambar 2.5 Orientasi Kutub Geomagnetik

Sumbu dipole geomagnetik membentuk sudut 11.5 terhadap sumbu rotasi bumi

2. Proses Magnetohidrodinamik

Medan magnetik bumi diyakini berasal dari proses magnetohidrodinamik pada fluida

di dalam inti luar bumi. Magnetohidrodinamik adalah cabang ilmu fisika yang mempelajari

interaksi gerakan fluida dengan medan elektromagnetik. Proses magnetohidrodinamik

mensyaratkan bahwa bumi berotasi dan sebagian atau seluruhnya terdiri atas fluida yang

bergerak dan merupakan penghantar listrik yang baik.


18/89

18

Arus turbulen atau konveksi fluida tersebut merupakan dinamo maka Jika fluida

tersebut bergerak dalam medan magnetik maka akan membangkitkan arus listrik maka arus

listrik ini juga akan membangkitkan medan magnetik. Sekali terjadi eksitasi, maka dinamo

tersebut berswadaya menghidupkan-diri terus-menerus (self-perpetuating), selama ada sumber

energi primer untuk mempertahankan arus konveksi. Arus konveksi di dalam inti luar ini

digerakkan oleh proses termal atau gravitasional (Jacobs, 1975).

Gambar 2.6Inti dalam yang padat berputar dengan kecepatan pertahun 0.2 busur lebih cepat daripada rotasi

bumi yang melingkupinya

Inti dalam dikelilingi oleh inti luar (outer core) yang ketebalannya 1,8 kali radius inti

dalam. Medan magnetik bumi berasal dari inti luar yang berupa cairan logam besi penghantar

listrik, yang selalu dalam keadaan bergerak. Akibat pemanasan oleh inti dalam, cairan inti luar

selalu bergolak, seperti air dalam panci yang dipanaskan dengan kompor. Cairan inti luar

mengalami turbulensi oleh gaya Coriolis akibat rotasi bumi. Gerakan yang kompleks tersebut

membangkitkan medan magnetik bumi melalui proses efek dinamo (dynamo effect).


19/89

19

Gambar 2.7 Proses magnetohidrodinamik

Arus konveksi dalam model laboratorium inti luar. Bola yang berotasi berisi sel-sel

cairan konsentris dan sebuah bola padat (inti dalam).Konveksi termal dalam fluida terjadi

karena adanya beda suhu inti dalam dan luar. Sel-sel konveksi tersebut berputar lambat dalam

cairan inti luar yang bersifat listrik konduktif, menghasilkan polaritas yang berlawanan di BBU

dan BBS. Ini menghasilkan medan magnetik dipole bumi.

3. Pembalikan Kutub Geomagnetik

Berdasarkan persamaan magnetohidrodinamik, dapat dibuat model interior bumi

dengan menggunakan superkomputer. Dari permodelan ini dapat diketahui bahwa, medan

magnetik bumi menguat dan melemah secara bergantian, bahkan kadang-kadang berbalik

arah sama sekali. Proses pembalikan arah kutub magnetik bumi tersebut berlangsung

beberapa ribu tahun. Selama proses pembalikan arah tersebut, medan magnetik bumi tidak

lenyap, melainkan terjadi komplikasi, terpuntir dan terlipat. Medan magnetik bumi tetap ada,

melindungi bumi dari bahaya radiasi angkasa luar dan badai matahari


20/89

20

(a) (b)

Gambar 2.8 Pembalikan kutub geomagnetic

Medan magnetik bumi selama periode normal (kiri a dan kiri b) dan selama periode pembalikan arau reversal

(kanan a dan kanan b)

4. Pengembaraan Kutub (Polar Wanderi ng)

Studi paleomagnetik pada batuan di Eropa dari umur-umur yang sangat berbeda

menunjukkan bahwa kutub utara magnetik bumi terus-menerus berpindah posisi dari waktu ke

waktu. Titik kutub ternyata sudah bermigrasi pelan-pelan ke arah utara dan ke arah barat

menuju posisinya yang sekarang. Perubahan posisi tersebut terjadi secara sistematik, tidak acak

(random).

(a) (b)

Gambar 2.9 Studi paleomagnetik pada berbagai batuan yang berbeda umumnya menunjukkan bahwa kutub utara

magnetic telah berubah posisinya secara terus menerus dan sistematik (a) Migrasi kutub utara magnetic (b) kutub

magnetik bersama untuk rekonstruksi benua sebelum pergeseran


21/89

21

Migrasi kutub magnetik dengan pola sejenis juga diperoleh dari hasil studi

paleomagnetik di Amerika Utara, meskipun lintasan migrasinya secara sistematis berbeda,

perpindahannya sejajar dengan yang terjadi di Eropa. Pengamatan ini dapat dijelaskan dengan

baik bila didasarkan pada pergeseran benua, sehingga para peneliti paleo-magnetik menjadi

pendukung terdepan teori continental drift (pengapungan benua). Ternyata bahwa telah terjadi

juga perubahan posisi kutub magnetik selatan bumi dari waktu ke waktu, tetapi dengan lintasan

yang berbeda untuk benua-benua yang berbeda.

Gambar 2.10Pola pengembaraan kutub magnetic purba. Lintasan pengembaraan yang terlacak saat ini

(A). Lintasan pengembaraan jika benus-benua dikelompokkan seperti pada posisi sebelum pergeseran

Tidak mungkin ada banyak kutub magnetik bumi yang bermigrasi secara sistematis dan

akhirnya menyatu.

Alasan yang paling logis ialah bahwa hanya ada satu kutub magnetik bumi yang selalu

tetap posisinya, sedangkan benua-benua bergerak terhadap titik kutub tersebut. Hasil-hasil

studi paleomagnetik bisa masuk akal jika benua-benua tersebut dulunya mengelompok seperti

pada gambar diatas dan kemudian bergeser ke posisi sekarang.

5. Periode Pembalikan Kutub Geomagnetik

Penemuan ini memperbarui pemahaman terhadap teori pergeseran benua dan

mendukung kesimpulan bahwa Samudera Atlantik terbuka relatif belum lama. Studi tentang

sifat magnetik pada sejumlah besar sampel batuan basalt diberbagai tempat di bumi

menunjukkan bahwa medan magnetic bumi sudah berbalik arah berkali-kali sejak 7080 juta

tahun yang lalu.

Zaman polaritas normal (seperti saat ini), sudah berlangsung 13 juta tahun, diikuti

dengan periode serupa tetapi kutub utara dan selatan magnetik bumi saling berbalikan. Minimaltelah terjadi 9 kali pembalikan kutub magnetik selama 4,5 juta tahun yang lalu. Polaritas normal


22/89

22

pada periode saat ini dimulai kurang-lebih 700.000 tahun yang lalu. Ini didahului oleh periode

dengan polaritas terbalik, yang dimulai 2,5 juta tahun yang lalu dan berlangsung selama

kurang-lebih 2 juta tahun. Periode dengan polaritas terbalik tersebut berisi dua periode pendek

dengan polaritas normal.

Gambar 2.11 Pembalikan garis gaya medan magnetic terdokuntasikan oleh studi kemagnetan purba

pada berbagai sampel batuan basalt di dasar samudera

Interval utama dari polaritas bolak-balik tersebut ( sekitar 1 juta tahun terpisah) disebut

epoch polaritas, dan interval-interval yang lebih pendek durasinya disebut event polaritas.

Pola pergantian polaritas sudah ditentukan secara jelas, dan bukti-bukti terjadinya epoch

polaritas sudah ditemukan di berbagai tempat di permukaan bumi. Dari deretan anomali

magnetik dan umur radiometriknya, pembalikan magnetik dengan kronologi yang handal

sudah tersusun minimal hingga 4 juta tahun. Jika diekstrapolasi ke belakang hingga 76 juta

tahun, maka deretan pembalikan magnetik telah terjadi minimal 171 kali.

6.

Pola Pita Magnetik Batuan Dasar Samudera

Pada tahun 1963, Fred Vine dan D.H. Matthews melihat suatu cara untuk menguji

gagasan pemekaran dasar samudera yang dikemukakan oleh Hess. Jika pemekaran dasar

samudera memang telah terjadi, maka seharusnya terekam pada kemagnetan basalt di kerak

samudera. Jika medan kemagnetan bumi mengalami pembalikan secara berkala, basalt baru

yang terbentuk pada puncak punggung samudera akan termagnetisasi menurut polaritas

magnetik pada saat batuan tersebut mendingin/membeku.


23/89

23

Ketika dasar samudera mengalami pemekaran, suatu deretan simetris pita magnetik

dengan polaritas bergantian antara normal dan terbalik akan terabadikan pada kerak bumi

sepanjang kedua sisi punggung samudera. Investigasi lebih lanjut telah membuktikan teori ini,

sebagaimana diusulkan oleh Vine dan Matthewsdan oleh Morley. Untuk dapat memahami

dengan lebih baik asal-usul pola magnetik tersebut, ditinjau bagaimana dasar samudera telah

mengalami evolusi dalam beberapa juta tahun yang lalu.

Gambar 2.12 Pola kemagnetan yang terekam pada batuan kerak samudera yang baru terbentuk dan ditemukan

di dekat punggung samudera

Gambar tersebut menunjukkan dasar samudera pada 2,75 juta tahun yang lalu, selama

epoch polaritas normal Gauss (sesuai dengan nama ahli matematika dari Jerman Karl Friedrich

Gauss). Basalt yang mengisi retakan pada punggung samudera, membentuk dikes, atau

dikeluarkan pada dasar samudera sebagai aliran submarine. Ketika membeku, basalt tersebut

termagnetisasi sesuai dengan arah medan magnet yang ada saat itu (normal), jadi basalt yang

keluar melalui celah punggung samudera membentuk zona kerak bumi baru dengan polaritas

magnetik normal.

Pada saat terjadi pemekaran dasar samudera, zona kerak bumi baru tersebut terbelah

dua, dan masing-masing bermigrasi menjauhi punggung samudera tetapi dalam posisi tetapsejajar dengan punggung samudera. Kurang-lebih 2,5 juta tahun yang lalu, polaritas medan

magetik bumi berbalik arah. Kerak bumi baru yang muncul pada punggung samudera

termagnetisasi pada arah yang berlawanan (Gambar kanan), dan menghasilkan zona kerak

bumi dengan polaritas terbalik. Ketika polaritas kembali normal, material kerak bumi yang

terbaru termagnetisasi pada arah normal. Dengan demikian, urutan pembalikan polaritas akan

meninggalkan jejak sebagai pita magnetik pada batuan dasar kerak samudera.


24/89

24

Gambar 2.13 Pola perode medan magnet normal dan terbalik

Salah satu manfaat pola pembalikan ini ialah untuk menentukan kecepatan gerakan

lempeng. Pembalikan polaritas magnetik pada urutan batuan di benua telah ditentukan

umurnya secara radiometrik. Studi ini menunjukkan bahwa polaritas normal saat ini sudah ada

sejak 700.000 tahun yang lalu, dan didahului dengan pola seperti yang ditunjukkan pada

Gambar kanan. Pola yang sama juga terdapat pada kerak samudera, maka dapat digunakan

untuk menentukan umur relative anomaly magnetic dasar samudera.

Gambar 2.14 Pola pita magnetic dasar samudera


25/89

25

Gambar 2.15 Sesar disekitar Mid Oceanic Ridge

Dengan survey-servei magnetik sudah berhasil ditentukan pola pembalikan magnetik

pada sebagian besar dasar samudera, dan dari pola-pola tersebut, umur berbagai segmen dasar

samudera sudah dipetakan (lihat Gambar). Studi ini menunjukkan bahwa sebagian besar dasar

samudera yang dalam terbentuk pada masa Cenozoikum ( sekitar 65 juta tahun yang lalu).

Sangat kecil kemungkinannya cekungan samudera yang ada saat ini terbtk sblm masa Jurasik

(sekitar 200 juta tahun yang lalu). Dari pola pembalikan magnetik, dapat ditentukan kecepatan

pemekaran dasar samudera kurang-lebih 116 cm per tahun.

Gambar 2.16 Pola magnetic dasar samudera adalah simetris terhadap punggung samudera. Kerak

benua termuda adalah yang terdekat dengan pungung samudera tersebut


26/89

26

7. Pulau Eslandia (Punggung Samudera yang Muncul di Daratan)

Pulau Eslandia di Inggris merupakan sebuah pulau dengan struktur tektonik yang

khusus. Pulau Eslandia merupakan satu-satunya daratan besar tempat munculnya punggung

samudera Atlantik. Di pulau ini dapat dilakukan studi fisik secara rinci mengenai mekanisme

pemekaran dasar samudera.

Gambar 2.17 Pulau Eslandia

Studi geologi di pulau Eslandia menunjukkan bahwa pulau ini sedang mengalami

tarikan akibat pemekaran dasar samudera di bawahnya. Adanya tegangan tarik menyebabkan

terjadinya sesar dan celah retakan yang sejajar dengan poros punggung samudera. Erupsi

vulkanik terjadi pada celah retakan tersebut dan diinjeksikan ke dalam celah retakan sejalan

dengan pemekaran kerak bumi.

Gambar 2.18 Pulau Eslandia

Peta geologi pulau Eslandia menunjukkan bahwa batuan yang tertua berada pada ujung

paling timur dan barat pulau tersebut. Semakin dekat dengan pusat pulau, umur batuan

semakin muda. Di pusat pulau tersebut sekarang banyak terjadi celah retakan dan aktivitas

vulkanik.


27/89

27

(a) (b)

Gambar 2.19 (a) foto udara sekitar daerah Thingvellir, Eslandia, menunjukkan zona retakan (tertutup baying-

bayang) marupakan singkapan punggung Samudera Atlantik yang mincul di daratan. Sebelah kanan retakan

adalah lempeng Amerika Utara yang tertarik kea rah Barat menjauhi lempeng Eurasia (sebelah kiri retakan) (b)

Batuan di Thingvellir, Eslandia, terbelahakibat gerakan dua lempeng yang saling menjauh. Pecahan batuan juga

disebabkan oleh mekanisme membeku dan mencairnya es yang berulang-ulang.


28/89

28


29/89

29


30/89

30


31/89

31

BAB III

DINAMIKA PERBATASAN LEMPENG TEKTONIK

3.1Proses Pada Perbatasan Lempengan Tektonik

Menurut teori lempeng tektonik, permukaan bumi terpecah menjadi beberapa

lempeng tektonik besar. Lempeng tektonik adalah segmen keras kerak bumi yang mengapung

diatas astenosfer yang cair dan panas.Lapisan terluar bumi kita terbuat dari suatu lempengan

tipis dan keras. Oleh karena itu, maka lempeng tektonik ini bebas untuk bergerak dan saling

berinteraksi satu sama lain. Gerakan ini terjadi secara terus-menerus sejak bumi ini tercipta

hingga sekarang.Teori Lempeng Tektonik muncul sejak tahun 1960-an, dan hingga kini teori

ini telah berhasil menjelaskan berbagai peristiwa geologis, seperti gempa bumi, tsunami, dan

meletusnya gunung berapi, juga tentang bagaimana terbentuknya gunung, benua, dan

samudra.

Lempeng tektonik terbentuk oleh kerak benua (continental crust) ataupun kerak

samudra (oceanic crust), dan lapisan batuan teratas dari mantel bumi (earths mantle).Kerak

benua dan kerak samudra, beserta lapisan teratas mantel ini dinamakan litosfer.Kepadatan

material pada kerak samudra lebih tinggi dibanding kepadatan pada kerak benua.Demikian

pula, elemen-elemen zat pada kerak samudra (mafik) lebih berat dibanding elemen-elemen

pada kerak benua (felsik).

Daerah perbatasan lempeng-lempeng tektonik, merupakan tempat-tempat yang

memiliki kondisi tektonik yang aktif, yang menyebabkan gempa bumi, gunung berapi dan

pembentukan dataran tinggi. Teori lempeng tektonik merupakan kombinasi dari teori

sebelumnya yaitu: Teori Pergerakan Benua (Continental Drift) dan Pemekaran Dasar Samudra

(Sea Floor Spreading).

Berdasarkan arah pergerakannya, perbatasan antara lempeng tektonik yang satu dengan

lainnya (plate boundaries) terbagi dalam 3 jenis, yaitu divergen, konvergen, dan transform


32/89

32

Gambar 3.1 Perbatasan antara lempeng tektonik

3.1.1 Batas Divergen

1 Pengertian

Terjadi pada dua lempeng tektonik yang bergerak saling memberai (break apart). Ketika sebuah

lempeng tektonik pecah, lapisan litosfer menipis dan terbelah, membentuk batas divergen. Pada

lempeng samudra, proses ini menyebabkan pemekaran dasar laut (seafloor spreading).

Sedangkan pada lempeng benua, proses ini menyebabkan terbentuknya lembah retakan (rift

valley) akibat adanya celah antara kedua lempeng yang saling menjauh tersebut. Pematang

Tengah-Atlantik (Mid-Atlantic Ridge) adalah salah satu contoh divergensi yang paling

terkenal, membujur dari utara ke selatan di sepanjang Samudra Atlantik, membatasi Benua

Eropa dan Afrika dengan Benua Amerika.

Gambar 3.2 Batas divergen tektonik lempeng


33/89

33

2 Proses pada perbatasan divergen

Batas divergen adalah jalur kerak samudera yg paling muda, semakin jauh dr batas tsb semakin

tua umurnya. Perbatasan lempeng divergen ditandai oleh tegangan tarik yg mengakibatkan

terjadinya blok sesar, retakan, dan terbukanya celah di sepanjang pinggir lempeng yg saling

berpisah. Magma basaltik yg berasal dari sebagian batuan mantel yg melebur diinjeksikan ke

dlm retakan2 tsb atau muncul sbg erupsi pd celah yg terbuka di sepanjang pinggir lempeng.

Kemudian lava mendingin dan menjadi bagian dari lempeng yg bergerak. Perbatasan lempeng

divergen merupakan bagian daerah vulkanik aktif di bumi, umumnya ditandai dg erupsi tenang,

sebagian besar tersembunyi di bwh dasar laut.

Gambar 3.3 Proses perbatasan divergen

3.1.2 Batas Konvergen

2.1 Pengertian

Terjadi apabila dua lempeng tektonik tertelan (consumed) ke arah kerak bumi, yang

mengakibatkan keduanya bergerak saling menumpu satu sama lain (one slip beneath another).

Wilayah dimana suatu lempeng samudra terdorong ke bawah lempeng benua atau lempeng

samudra lain disebut dengan zona tunjaman (subduction zones). Di zona tunjaman inilah sering

terjadi gempa. Pematang gunung-api (volcanic ridges) dan parit samudra (oceanic trenches)

juga terbentuk di wilayah ini.

Zona konvergensi ant dua lempeng adalah zona deformasi, pembentukan pegunungan, dan

aktivitas metamorfose. Jika lempeng penahan berupa kerak benua, proses kompresi

mengakibatkan perbatasan lempeng mengalami deformasi menjadi jalur pegunungan lipatan

dan akar pegunungan yg dlm mengalami proses metamorfose. Zona konvergensi biasanya

ditandai oleh palung laut dalam dan gerakan penunjaman (subduksi) lempeng shg

membangkitkan aktivitas seismik yg tinggi.


34/89

34

Gambar 3.4 Batas konvergen tektonik lempeng

Ditinjau dari lempeng-lempeng yang saling berhadapan, ada tiga jenis perbatasan konvergen,

yaitu:

1 Perbatasan konvergen antara kerak samudera dengan kerak samudera,

2 Perbatasan konvergen antara kerak samudera dengan kerak benua,

3 Perbatasan konvergen antara kerak benua dengan kerak benua.

2.2 Proses pada perbatasan konvergen

1) Perbatasan konvergen antara kerak samudera dengan kerak samudera

Jika kedua lempeng lithosfer pada perbatasan konvergen berupa kerak samudera, maka salah

satu kerak samudera menunjam ke bawah perbatasan kerak samudera yg lain, proses ini disebut

subduksi. Lempeng subduksi menunjam ke bawah dan masuk ke dalam asthenosfer. Di sinilempeng tersebut dipanaskan akhirnya diserap oleh mantel. Sedangkan di atasnya pada dasar

samudera terbentuk busur kepulauan.

Gambar 3.5 Perbatasan konvergen antara kerak samudera dengan kerak samudera


35/89

35

2) Perbatasan konvergen antara kerak samudera dengan kerak benua

Salah satu sifat penting material granitik benua ialah bahwa material ini tidak dapat menunjam

ke dlm mantel yg densitasnya lebih tinggi. Bila salah satu lempeng berupa kerak benua, maka

kerak benua yg lebih ringan ini selalu menjadi lempeng penahan (overriding plate). Proses

subduksi tetap berlangsung shg terbetuk jalur pegunungan atau busur gunung api pd pinggiran

kerak benua yg menjadi lempeng penahan tersebut.

Gambar 3.6 Perbatasan konvergen antara kerak samudera dengan kerak benua

3) Perbatasan konvergen antara kerak benua dengan kerak benua

Bila kedua lempeng yg konvergen berupa kerak benua, tidak ada satu pun yg menunjam ke

dlm mantel, masing-masing lempeng saling menahan dlm jarak pendek kemudian terjadi

tumbukan benua. Kedua massa benua akan saling menekan, dan benua-benua tersebut akhirnya

menyatu, tersambung menjadi satu blok, dg barisan pegunungan terbentuk pada garis

sambungan.

Gambar 3.7 Perbatasan konvergen antara kerak benua dengan kerak benua


36/89


37/89

37

Gambar 3.9 Proses perbatasan divergen

3.2 Gerakan Relatif Lempengan Tektonik

Gerakan relatif suatu lempeng tegar terhadap lempeng di sebelahnya pada permukaan bola

bumi = gerakan lempeng tsb jika lempeng di sebelahnya dianggap diam (atau sebaliknya).

Gerakan tersebut dapat bersifat kompleks, masing-masing lempeng bergerak sebagai unit yang

bebas, dalam arah dan kecepatan yang berbeda. Lempeng-lempeng tersebut seperti sepotong

kulit bola yg bergerak di atas permukaan bola. Karena kelengkungan bola, bagian-bagian yang

berbeda pada lempeng tersebut bergerak dengan kecepatan yang berbeda

Geometri tentang lempeng lengkung yang bergerak pada permukaan bola telah dipelajari oleh

ahli matematika Swiss, Leonhard Euler (1707 1773). Lihat Gambar: gerakan lempeng 1

terhadap lempeng 2 adalah gerakan rotasi mengelilingi sumbu AR yang disebut sumbu

pemekaran atau sumbu rotasi lempeng. Salah satu titik kutubnya P => disebut titik kutub

pemekaran atau kutub rotasi lempeng atau kutub Euler.

Gambar 3.10 Gerakan lempengan pada permukaan bola bumi


38/89

38

Cara termudah utk memahami gerakan lempeng mengitari poros rotasi lempeng => pilih

lempeng yg sangat besar shg mencakup bola bumi (BBU atau BBS). Jika lempeng tsb

melakukan gerak rotasi di permkn bumi tentu akan mengelilingi sumbu AR dg titk kutub rotasi

lempeng P. Kutub rotasi lempeng P tsb independen thd kutub rotasi bumi dan tidak ada

hubungannya dg kutub magnetik bumi.

Utk menjelaskan gerakan relatif suatu lempeng pd permukaan bola bumi => teorema Euler ttg

Titik Tetap (Fixed Point Theorem). Teorema Euler ttg Titik Tetap: Pergeseran yg paling umum

suatu benda tegar thd sebuah titik tetap adalah ekivalen dg gerakan rotasi mengelilingi suatu

sumbu yg melalui titik tetap tsb. Jika diasumsikan bhw lempeng tektonik = benda tegar, dan

pusat bumi = titik tetap tsb, maka teorema Euler dpt dinyatakan sbg:

Setiap pergeseran dari satu posisi ke posisi lain pd permukaan bumi dpt dianggap sbg

gerakan rotasi mengelilingi suatu sumbu yg melalui pusat bumi.

Sumbu terpilih yg melalui pusat bumi tsb adalah sumbu rotasi lempeng dan titik potong sumbu

ini dg permukaan bumi disebut kutub rotasi lempeng.

Gambar 3.11 Gerakan relatif lempengan pada permukaan bola bumi

Besarnya kecepatan sudut rotasi lempeng () menentukan besarnya kecepatan relatif ant dua

lempeng. positif jika searah jarum jam dilihat dari pusat bumi (berlawanan arah jarum jam

jika dilihat dari luar bumi). Satu kutub rotasi positif dan kutub lainnya negatif. Kecepatan relatif

ant dua lempeng permukaan bumi diukur pd suatu titik X tertentu ialah

v = w.R.sinq


39/89

39

= jarak (busur) ant kutub rotasi P dan titik X

R = radius bumi.

Karena faktor sin ada, mk kecepatan relatif ant 2 lempeng yg bersebelahan berubah harganya

sepanjang perbatasan lempeng. Kecepatan relatif = nol di titik kutub P ( = 0) dan kecepatan

= maks di titik T pd ekuator rotasi lempeng ( = 90). Bila perbatasan ant dua lempeng melalui

kutub rotasi lempeng, maka sifat perbatasan lempeng akan berubah (konvergen menjadi

divergen atau sebaliknya). Tempat kedudukan titik2 dg kecepatan konstan ( = konstan) adalah

garis-garis lintang atau lingkaran-kecil di sekitar kutub rotasi lempeng.

Gambar 3.12 Penampang lintang melalui pusat bumi O. P dan N adalah kutub rotasi positif dan negatif,sedangkan X adalah titik di perbatasan lempeng.

3.2.1 Penentuan Kutub Rotasi Lempeng dan Vektor Rotasi Lempeng

1. Berdasarkan arah jurus sesar transform yang aktif

Sesar transform pd punggung samudera lebih mudah diidentifikasi, maka metode ini utamanya

digunakan utk menentukan posisi kutub rotasi lempeng dari gerakan2 di sekitar punggung

samudera. Arah gerakan relatif di sepanjang sesar transform // arah jurus sesar (kecepatannya

konstan sepanjang sesar). Kutub rotasi lempeng terletak pd suatu titik di busur lingkaran besar

yg tegak lurus thd lingkaran kecil yg melalui sesar transform tsb.

Gambar 3.13Penentuan kutub rotasi lempeng


40/89

40

Sesar transform pd perbatasan lempeng A dan B (Gambar 13) merupakan lingkaran kecil thd

kutub rotasi lempeng. Sesar transform dpt digunakan utk menentukan lokasi kutub rotasi

lempeng. Berdasarkan survei pd dua atau lebih sesar transform, maka titik potong kedua

lingkaran besar yg diperoleh menunjukkan posisi kutub rotasi lempeng. Contoh: posisi kutub

rotasi lempeng dpt ditentukan dg mengukur orientasi sesar-sesar transform yg ada di punggung

samudera Atlantik bagian selatan yg terletak ant 20 N5 S dan 55 W5 W. Ternyata posisi

kutub rotasi lempeng tsb berada pd koordinat 58 N, 36 W, di Samudera Atlantik bagian utara,

di selatan Tanah Hijau (Greenland).

Gambar 3.14 Penentuan kutub rotasi lempeng punggung samudera Atlantik

3.2.2 Berdasarkan solusi bidang sesar gempa-gempa yg terjadi di sepanjang perbatasan

lempeng

Gempa-gempa yg terjadi pd sesar transform ant lempeng A dan B (Gambar 14)

mengindikasikan adanya gerakan menganan (dextral) di perbatasan lempeng tsb. Dari hasil

analisis data gempa tsb, lokasi kutub rotasi lempeng dan arah gerakan lempeng dpt ditentukan,

(tetapi besarnya kecepatan gerakan lempeng tidak dpt diukur tetap hrs di gunakan metode

magnetik).

Gambar 3.15 Penentuan kutub rotasi berdasarkan solusi bidang sesar gempa


41/89

41

3.2.3 Berdasarkan pengukuran presisi di daratan

Bila perbatasan lempeng melintasi daratan, maka dpt dilakukan survei pengukuran pergeseran

lempeng dlm rentang wkt yg lama dan rentang jarak yg jauh, utk menetukan gerakan relatif

lempeng setempat. Fenomena umum yg tampak didaratan misalnya: pipa saluran uap atau gas

atau rel kereta api yg membengkok, titik-dasar pengukuran medan atau bangunan yg bergeser.

Metode pengukuran presisi gerakan lempeng yg teliti dg penginderaan jauh:

1) Metode SLR

Menggunakan suatu jaringan global stasiun pengamatan yg mengukur wkt tempuh bolak-balik

pulsa sinar ultra-pendek ke satelit yg dilengkapi dg retroreflektor. SLR dpt memberikan hasil

pengukuran pergeseran lempeng tektonik sampai ketelitian mm/tahun dlm skala global dg

kerangka acuan geosentris.

Gambar 3.16 Metode SLR

2) Metode VLBI

Menggunakan quasar sbg sumber sinyal dan teleskop radio terestrial sbg penerima sinyal

(receiver). Jarak ant dua teleskop di permukaan bumi diukur terus-menerus selama bertahun-

tahun.Di seluruh dunia, pengukuran gerakan lempeng dg VLBI dan SLR memberikan hasil yg

sesuai dg penentuan secara geologi (tingkat penyimpangan hanya 2%).

3)

Metode GPS

Metode ini dikembangkan utk menentukan posisi navigasi secara real-time dg menggunakan

satelit. Suatu jaringan internasional stasiun penerima GPS dg presisi yg sesuai utk geodinamika

telah dibangun (ketelitian posisi 1 cm dan estimasi posisi kutub < 10-3sekon busur). Jaringan

stasiun penerima GPS presisi tinggi tsb dinamakan IGS (International GPS Services) utk

geodinamika, mrpk suatu jaringan stasiun penerima global permanen. Analisis data GPS

selama kurun wkt 1991 1996 menunjukkan kecocokan ant hasil pengukuran GPS dan hasil

pengukuran geologi, shg disimpulkan bhw lempeng2 tektonik dlm keadaan selalu bergerak.


42/89

42

BAB IV

MIGRASI PERBATASAN LEMPENG TEKTONIK

PENDAHULUAN

Secara individual, lempeng-lempeng tektonik bukanlah bentuk yang permanen (tetap),

melainkan selalu bergerak dan selalu berubah bentuk atau ukurannya. Ternyata bukan hanya

lempengan-lempengan tektonik yang bergerak, melainkan perbatasan antar lempengan tersebut

bergerak. Perbatasan lempengan bukanlah suatu bentuk yang permanen, tetapi dapat bergeser

dan bermigrasi ke posisi-posisi yang berbeda. Jika suatu perbatasan lempengan bergerak, maka

bentuk dan konfigurasi lempengan juga berubah.

Gambar 4.1 Diagram Pokok Bahasan Modul 4

Migrasi perbatasan lempengan tektonik terjadi baik dalam skala global maupun skala

lokal. Migrasi secara global menyangkut gerakan global lempeng-lempeng tektonik utama dan

sub lempeng yang berbatasan dengan lempeng utama tersebutSedangkan migrasi skala lokal

merupakan bagian kecil dari migrasi skala global. Pembahasan tentang migrasi skala lokal

Migrasi Perbatasan

Lem en Tektonik

Skala

LokalGlobal

Gerakan global lemp.

utama dan sub-lemp.

dekat lemp. utama

Daerah tertentu

Triple Junction

10 Jenis 16 Jenis

Perbatasan lempeng

Trench (T) Ridge (R) Fault (F)


43/89

43

biasanya lebih rinci, tetapi hanya ditunjukkan pada daerah tertentu di sekitar titik pertemuan

tiga buah lempeng tektonik. Titik tersebut dinamakan sebagai triple junction.

Pembahasan triple junctionini utamanya mengenai pengujian kestabilan triple junction

dan pentingnya peranan triple junction. Berdasarkan sifat migrasinya, triple junctiondibagi

menjadi dua golongan, yaitu stabil dan tidak stabil. Suatu triple junctiondikatakan stabil jika

kecepatan gerakan relatif antar lempeng dan azimut batas-batas lempeng adalah sedemikian

rupa sehingga konfigurasinya tidak berubah terhadap waktu, meskipun posisi triple junction

itu sendiri dapat bermigrasi di sepanjang salah satu perbatasan lempeng tersebut. Oleh karena

itu, eksistensi triple junctionyang tidak stabil, hanya temporer dalam skala waktu geologi.

4.1MIGRASI PERBATASAN LEMPENG TEKTONIK GLOBAL

Secara individual, lempeng-lempeng tektonik bukanlah bentuk yang permanen (tetap),

melainkan selalu bergerak dan selalu berubah bentuk atau ukurannya. Namun, ternyata bukan

lempeng tektoniknya yang bergerak melainkan perbatasan lempengnya yang bergerak. Istilah

ini dinamakan migrasi. Migrasi perbatasan lempeng tektonik dapat berupa, pergeseran batas

lempeng, perubahan panjang batas lempeng, perubahan bentuk atau jenis batas

lempengan, dan bahkan pemusnahan suatu batas lempengkarena dua lempengan tektonik

bergabung menjadi satu.

Gambar 4.2 Perbatasan Lempeng Tektonik Global

Lempeng Pasifik secara umum bergerak ke arah barat laut dari sistem punggung

Samudera Pasifik yang ada di bagian Timur lempengan menuju ke arah sistem palung

samudera (zona subduksi) yang ada di bagian barat lempengan. Lempeng Amerika secara


44/89

44

umum bergerak ke arah Barat dari sistem punggung Samudera Atlantik yang ada di bagian

Timur lempengan, sehingga terjadi konvergensi dengan lempengan Pasifik, Cocos, dan Nazca.

Lempengan Indo-Australia secara umum bergerak ke arah Utara dari sistem punggung

samudera Antartika yang ada di bagian Selatan, sehingga terjadi konvergensi dengan

lempengan Pasifik dan Eurasia. Sedangkan Lempengan Afrika dan lempengan Antartika

memperlihatkan situasi yang berbeda dimana keduanya dilingkungi hampir seluruhnya oleh

punggung samudera.

Jika dua buah perbatasan lempeng divergen tidak dipisahkan oleh sebuah zona

subduksi, maka selalu ada lithosfer baru yang terbentuk pada punggung samudera. Jadi,

lempengan diantara kedua pusat pemekaran tersebut selalu meluas. Ini berarti pusat-pusat

pemekaran tersebut bergerak saling menjauh. Sedangkan yang terjadi pada perbatasan

konvergen (zona subduksi) adalah zona subduksi tersebut dapat musnah dan zona subduksi

baru dapat terbentuk pada posisi yang lain.

Perubahan penting lain yang dapat terjadi ialah perubahan panjang perbatan

lempengan. Sebuah punggung samudera pada dasarnya ialah sebuah rekahan lithosfer. Struktur

ini disamping dapat mengakibatkan meluasnya lempengan, juga dapat mengakibatkan

memanjangnya perbatasan lempengan. Contoh yang jelas ialah pusat pemekaran pada

punggung samudera Atlantik

4.2MIGRASI PERBATASAN LEMPENG TEKTONIK LOKAL

Untuk memudahkan pemahaman tentang perubahan migrasi lempeng tektonik skala

lokal, akan diberikan dua contoh kasus-kasus yang pertama mengenai palung samudera dan

kasus kedua

punggung samudera.Simbol standar untuk penggambaran batas-batas lempeng tektonik adalah

seperti pada gambar berikut ini.

Punggung samudera (Pusat pemekaran )

Sesar transform (Sesar mendatar )

Palung Samudera (Zona subduksi, bagian yang bergerigi adalah

lempengan penahan).


45/89

45

1. Migrasi Palung Samudera

Pada skala lokal perubahan dan migrasi perbatasan lempengan tektonik yang berupa

palung samudera dapat dijelaskan dengan menggunakan diagram pada gambar 3. Antara

lempengan A dan B ada perbatasan konvergen (zona subduksi) yang digambar dengan garis

mendatar bergerigi. Bagian yang polos yaitu lempeng A adalah lempengan yang menunjam,

dan bagian yang bergerigi, yaitu lempengan B adalah lempengan penahan. Perbatasan antar

lempeng A dan C serta lempengan B dan C adalah sesar mendatar

Berdasarkan pandangan pengamat yang berada di lempeng C, bagian perbatasan

lempeng yg ditandai dengan ellips akan berubah terhadap waktu. Perbatasannya dengan

lempeng yang bersebelahan akan berganti, dari lempeng A menjadi lempeng B. Secara fisik,

bentuk perbatasannya tetap sesar mendatar menganan (dekstral), tetapi kecepatan relatifnya

berubah, dari 2 cm/thn menjadi 6 cm/thn.

2. Migrasi Punggung Samudera

Contoh tentang perubahan dan migrasi perbatasan lempeng yang berbentuk punggung

samudera dapat dijelaskan dengan diagram pada Gambar 4di bawah ini.

Perbatasan antara lempengan A dan C adalah sesar mendatar, perbatasan antara

lempengan A dan B adalah punggung samudera (pusat pemekaran) yang digambar dengan dua

buah garis lurus sejajar, sedangkan perbatasan antara lempengan B dan C adalah palung

Gambar 4.3 Migrasi perbatasan

lempengan tektonik yang berupa

palung samudera

Gambar 4.4 Migrasi perbatasanlempengan tektonik yang berupa

punggung samudera


46/89

46

samudera (zona subduksi). Diagram ruang kecepatan diperlihatkan di sebelah kanan, dengan

penjelasan sebagai berikut:

BVA=kecepatan lempeng A relatif terhadap B

CVB=kecepatan lempeng B relatif terhadap C

AVC=kecepatan lempeng C relatif terhadap A

Karena gerakan relatif tersebut selalu menyangkut perbandingan gerak antara dua

lempengan yang bersebelahan, maka:

BVA= -AVB

CVB= -BVC

AVC= -CVA

Karena ketiga lempeng bertemu di satu titik, maka:

BVA+ CVB+ AVC= 0

Pergerakan lempengan sedemikian rupa sehingga punggung samudera bermigrasi ke

arah selatan relatif terhadap lempeng C sebagian yang ditandai dengan ellips pada perbatasan

antara B dan C akan berubah terhadap waktu dari zona subduksi menjadi sesar mendatar.

4.3MIGRASI TRIPLE JUNCTION

Triple junctionadalah titik pertemuan 3 buah lempeng tektonik. Karena ada 3 macam

perbatasan lempeng tektonik, yaitu palung samudera atau oceanic trench (disingkat dengan

simbol T), punggung samudera atau oceanic ridge (disingkat dengan simbol R), sesar

transform/mendatar atau transcurrent fault (disingkat dengan simbol F), maka dasar penulisan

jenis-jenis triple junctionn dibuat dengan kombinasi antara tiga huruf tersebut, yaitu: RRR,

TTT, FFF, RRT, RRF, TTR, TTF, FFR, FFT, dan RTF . Jadi, pada dasarnya ada 10 jenis

triple junction, namun jika arah penunjaman pada zona subduksi juga diperhitungkan, maka

ada 14 kemungkinan jenis triple junction.

Syarat adanya triple junction: ketiga vektor kecepatan yang menentukan arah gerakan

relatif lempeng-lempeng yang bersebelahan harus membentuk segitiga tertutup. Suatu triple

junction dikatakan stabil, jika gerakan relatif ketiga lempeng dan azimut batas-batas

lempengnya sedemikian rupa sehingga konfigurasinya tidak berubah terhadap waktu. Jika

suatu triple junction tidak stabil, maka geometri perbatasan lempengnya akan berubah terhadap

waktu sehingga eksistensinya hanya bersifat temporer (dalam skala waktu geologi).

Kestabilan suatu triple junctiondapat diuji dengan menggambarkannya pada diagramruang kecepatan. Apabila ketiga garis lokus (tempat kedudukan titik-titik triple junctionyang


47/89

47

dapat bergerak bebas sepanjang perbatasan antara dua lempeng. Jika ada garis lokus tersebut

bertemu pada satu titik, maka triple junctiontersebut adalah stabil.

1. Pengujian Kestabilan Triple Junction

Untuk memudahkan pemahaman tentang pengujian kestabilan triple junction, akan

dibahas dua buah contoh dengan jenis dan kasus yang berbeda, yaitu : 1.triple junctionjenis

RTF, 2.triple junctionjenis TTT. Selain diuji kestabilannya, apabila terbukti tidak stabil atau

stabil bersyarat, maka akan dibahas peluang-peluangnya agar menjadi stabil.

a). Pengujian Kestabilan Triple Junction RTF

Contoh triple junctionjenis RTF. Agar sistem ini stabil, lokus (tempat kedudukan) triplejunction harus dapat bermigrasi di sepanjang perbatasan antara pasangan-pasangan lempeng,

yaitu perbatasan antara lempeng A dan B, B dan C, serta C dan A.

Untuk memudahkan visualisai kondisi kestabilan triple junction, masing-masing

fenomena yang terjadi pada perbatasan setiap pasangan dua lempeng dianalisis secara terpisah.

Gambar memperlihatkan palung samudera (zona subduksi) yang merupakan perbatsan antara

lempengan A dan B. Dalam hal ini lempengan A menunjam ke bawah lempengan B pada arah

Timur Laut.

Gambar 4.5Triple Junction RTF

Diagram Fisik Diagram Ruang Kecepatan

Gambar 4.6 Diagram fisik dan ruang kecepatan pada perbatasan palung samudera

(lempeng A dan B)


48/89

48

Diagram di sebelah kiri diagram fisik, memperlihatkan fisik geometri triple junction di

lapangan. Diagram di sebelah kanan, memperlihatkan kecepatan gerakan relatif antara lempeng

A dan B di dalam ruang kecepatan. Arah garis AB menunjukkan arah vektor kecepatan gerakan

relatif antara lempeng A dan B, sedangkan panjang garis AB sebanding dengan besarnya

kecepatan relatif antara lempeng A dan B.

Garis putus-putus abmenunjukkan lokus (tempat kedudukan) titik-titik yang bergerak di

sepanjang zona subduksi. Jadi, garis ab adalah lokus triple junction yang stabil, maka titik B

harus terletak pada garis ab karena lempeng B bersifat menahan sehingga relatif tidak ada

gerakan. Fenomena yg terjadi pd perbatasan sesar mendatar antara lempeng B dan C

diperlihatkan pada gambar

Lempeng B bergeseran secara mendatar sepanjang sesar transform pada arah Barat

LautTenggara. Garis BC adalah vektor kecepatan gerakan relatif antara lempeng B dan C.

Lokus atau tempat kedudukan titik-titik yang bergerak bebas di sepanjang perbatasan sesar

mendatar digambarkan sebagai garis putus-putus bc. Jadi, garis bc adalah tempat kedudukan

triple junction yang stabil. Garis lokus bchrs berhimpit dengan vektor BC karena arah gerakan

relatif antara lempeng B dan C adalah sepanjang perbatasan sesar mendatar tersebut.


Gambar 4.7 Diagram fisik dan ruang kecepatan pada perbatasan palung samudera (lempeng

B dan C)


Gambar 4.8 Diagram fisik dan ruang keceppatan pada perbatasan palung samudera

(lempeng A dan C)


49/89

49

Untuk perbatasan punggung samudera, vektor kecepatan relatif AC adalah tegak lurus

terhadap perbatasan lempeng A dan C. Garis putus-putus ac yang sejajar punggung samudera

adalah lokus (tempat kedudukan) titik-titik yang bergerak di sepanjang punggung samudera.

Puncak punggung samudera harus melalui pertengahan vektor kecepatan CA karena proses

pemekaran punggung samudera simetris, lempeng A dan C masing-masing bergerak dengan

kecepatan setengah kecepatan relatif pemekaran. Penggambaran garis lokus dan vektor

kecepatan relatif untuk setiap jenis perbatasan lempeng tektonik sebagai berikut:

Tabel 1. Perbandingan Diagram Ruang Kecepatan Setiap Jenis Perbatasan Lempengan

Tektonik

Untuk mengetahui kestabilan triple junction jenis RTF tersebut, maka tiga diagram

ruang kecepatan tersebut dikombinasikan. Bila garis-garis lokus tersebut berpotongan pada

satu titik, maka triple junctionnya stabil. Pada kasus triple junctionjenis RTF tersebut (lihat

gambar), kestabilannya tercapai jika garis ab berhimpit dengan garis bc(zona subduksi dan

sesar mendatar berada pada satu garis lurus). Jadi triple junction jenis RTF termasuk dalam

kategori stabil bersyarat.

Secara umum triple junctionjenis RTF adalah tidak stabil (lihat gambar di bawah ini)

garis lokus ab, ac dan bc tidak bertemu pada satu titik.


Gambar 4.9 Triple Junction RTF stabil bersyarat, yaitu jika palung samudera dan sesar transform

segaris


50/89

50

Cara lain untuk memperoleh kestabilan triple junction RTF yaitu menggeser secara

translasi garis ac sehingga melalui titik B. Kecepatan pemekaran samudera berkurang dan

kecepatan penunjaman lempeng A ke lempeng B berubah arah dan besarnya (vektor BVA

berubah). Konfigurasi diagram fisik triple junction tidak berubah yang berubah adalah vektor-

vektor kecepatan gerakan relatif lempeng. Diagram fisik dan diagram kecepatan triple junction

jenis RTF yang stabil bersyarat:

b). Pengujian Kestabilan Triple Junction TTT

Dari diagram fisik triple junction jenis TTT (Gambar kiri) dapat diperoleh diagram

ruang kecepatan (Gambar kanan). Tampak bahwa triple junction TTT tersebut tidak stabil

karena garis lokus ab, ac dan bc tidak bertemu pada satu titik.


Gambar 4.10 Triple Junction RTF tidak stabil. Garis lokus ab, ac,bc tidak bertemu pada satu titik

Diagram Fisik Diagram Ruang

Kece atan


Gambar 4.12 Triple Junction TTT yang diuji kestabilannya

Gambar 4.11 Triple Junction RTF stabil bersyarat garis lokus melewati titik B


51/89

51

Ada dua cara agar triple junctionjenis TTT tsb menjadi stabil.Cara pertama:garis

lokus ab dan ac dibuat menjadi satu garis lurus. Ini berarti diagram fisik triple junction tersebut

berubah sedemikian rupa sehingga perbatasan antara lempeng A terhadap lempeng B dan C

menjadi sepenuhnya lurus. Diagram fisik dan ruang kecepatan untuk triple junction TTT yang

stabil bersyarat tsb:

Cara kedua, jika arah kecepatan relatif lempeng C terhadap A (AVC) sejajar dengan

perbatasan antara lempeng B dan C. Dalam hal ini hanya ada perubahan vektor kecepatan gerak

relatif lempeng C terhadap A, tidak ada perubahan fisik konfigurasi triple junction.

2. Eksistensi dan Peranan Triple Junction

Pada masa gerakan lempengan tektonik di bumi saat ini ada 7 jenis triple junction yang

sudah terbukti eksistensinya dari hasil survei lapangan. Ketujuh jenis triple juction tersebut

adalah:


Gambar 4.13 Triple Junction TTT stabil dengan syarat perbatasan antara lempeng A dan B

segaris dengan perbatasan lempeng A dan C


Gambar 4.14 Triple Junction TTT stabil dengan syarat kecepatan lempeng C terhadap A sejajar

dengan perbatasan lempeng B dan C


52/89

52

1. RRR : Terletak di samudera Atlantik Selatan, di samudera India, dan di sebelah barat

kepulauan Galapagos di samudera Pasifik

2. TTT : Kepulauan Jepang bagian tengah

3. TTF : Lepas pantai Chile pada palung samudera Peru-Chile

4. TTR : Lepas pantai pulau Moresby, dan di bagian Barat Amerika Utara

5. RTF : Ujung Selatan teluk California

6. FFR : Padajunctionantara zona patahan Owen dengan punggung samudera Carlsberg.

7. FFT : Pada junctionantara sesar San Andreas dan zona patahan Mendocino di lepas

pantai barat Amerika Serikat

Pentingnya peranan triple junction terungkap dari hasil penelitian terhadap triple

junction Mendocino. Triple junction yang terletak di ujung utara sesar San Andreas ini

merupakan titik pertemuan lempeng-lempeng Juan de Fuca, Pasifik dan Amerika Utara (lihat

gambar). Triple junction ini adalah jenis FFT yg melibatkan sesar San Andreas, sesar transform

Mendocino, dan zona sub-duksi Cascade. Triple junction ini stabil dengan syarat sesar San

Andreas dan zona subduksi Cascade terletak pada satu garis lurus. Pada kenyataannya kedua

perbatasan lempeng ini tidak berada pada satu garis lurus. Jadi triple junction Mendocino

adalah tidak stabil.

Ketidakstabilan tersebut mengakibatkan triple junction Mendocino bermigrasi ke arah

Utara dan terjadi deformasi internal pada kerak benua di bagian Barat Amerika sepanjang zona

pelemahan sebelumnya. Hal ini menjelaskan berbagai fenomena geologi yang terjadi,

misalnya: rotasi searah jarum jam pada blok Sierra Nevada, perluasan regional dan gerakan ke

Timur sesar San Andreas. Geometri rinci tentang triple junction tersebut sangat penting

Gambar 4.15Triple Junction FFTMendocino yang tidak stabil yang

mempengaruhi dinamika geologi didaratan Amerika


53/89

53

peranannya dalam memahami evolusi regional Amerika Serikat bagian Barat. Banyak data

historis geologis di wilayah tersebut sekitar 30 juta tahun yang lalu dan berhubungan dengan

proses migrasi triple junction. Pengetahuan rinci tentang gerakan lempeng merupakan latar

belakang penting untuk menjelaskan struktur tersier di wilayah tersebut. Gerakan lempeng di

lepas pantai dapat mengakibatkan perubahan besar struktur geologi di daratan benua.

Contoh lain, yaitu sesar laut Mati. Sistem sesar ini mirip dengan San Andreas dimana

sesar ini merupakan perbatasan lempeng intrakontinental. Sesar ini merupakan perbatasan

antara lempeng Arabia dan Afrika memanjang ke arah Utara dari laut Merah sampai Anatolia

Timur. Sesar tersebut merupakan sesar mendatar sinistral dengan kecepatan slip rata-rata

sekitar 5 mm/tahun. Perbatasan lempeng yang berbentuk sesar mendatar tersebut terletak di

pinggiran benua, tetapi masih di dalam benua. Hal itu disebabkan karena tempat tersebut

merupakan bagian lempeng yang paling lemah.


54/89

54

BAB 5

KEMAGNETAN PURBA DAN SIKLUS LEMPENG TEKTONIK

2.1Pendahuluan

Kemagnetan purba (paleomagnetism) adalah studi tentang medan magnetik

bumi pada masa lampau berdasarkan rekaman kemagnetan yang terdapat dalam batuan

yang mengalami magnetisasi. Batuan kerak yang berasal dari proses pembekuan

magma basaltik merekam orientasi medan magnetik yang ada pada saat proses

pembekuan batuan tersebut berlangsung. Dengan melakukan survey pengukuran

medan magnetik didalam batuan kerak samudera diberbagai tempat dan dengan

berbagai umur sampel batuan, maka dapat diketahui posisi kutub kemagnetan purba

pada berbagai tempat dan pada berbagai umur geologi. Dengan demikian, hasil survey

kemagnetan purba tersebut dapat digunakan untuk menggambarkan lintasan

pengembaraan kutub kemagnetan purba dan mengukur kecepatan gerakan relatif

lempeng tektonik pada masa lampau.

Hasil penelitian kemagnetan purba

juga menujukkan adanya pola

magnetik pada batuan dasar samudera

berupa pita-pita anomali yang

berselang-seling antara positif dan

negatif atau beganti-ganti antara

polaritas normal dan polaritas reversal

(terbalik). Dengan mengukur jarak

pita-pita anomali tersebut dari pusat pemekaran lantai samudera dan menentukan umur

batuan di tempat anomali yang bersangkutan, maka kecepatan gerakan pemekaran

samudera dapat dihitung.


55/89

55

Dinamika lempeng tektonik yang meliputi proses pembentukan dasar samudera

baru, pemusnahan lempengan tua dan pergeseran mendatar antar lempengan merupakan

suatu siklus yang dikenal sebagai siklus Wilson yang terdiri dari enam tahap dan periode

ulangnya sekitar 500 juta tahun.

2.2Penentuan Posisi Kutub Kemagnetan Purba

Mineral silikat yang merupakan bagian terbesar pembentuk batuan kerak bumi

terdiri atas mineral paramagnetik (olicivine, pyroxene, gamet, amphibole) atau diamgnetik

(quatrz, feldspar) adalah bersifat tidak dapat memperoleh kemagnetan permanen. Namun

demikian, batuan yang sedikit mengandung mineral ferromagnetik (misalnya magnetite)

atau ferrimagnetik (misalnya hematite) atau besi-sulfida dapat memperoleh kemagnetan

permanen pada saat pembentukannya. Fosil kemagnetan didalam batuan disebut

kemagnetan remanen alami (natural remanent magnetis = NRM).


56/89

56

Bila suatu mineral dipanaskan hingga mencapai suhu diatas titik Curie-nya maka

akan kehilangan semua kemagnetannya. Bila batuan yang mengandung mineral magnetit

didinginkan hingga dibawah titik Curie-nya dalam lingkungan yang dipengaruhi oleh

medan magnetik, maka batuan tersebut akan memperoleh kemagnetan remanen termo

(TRM).

Setelah yakin bahwa kemagnetan yang ada dalam batuan adalah kemagnetan

remanen yang diperoleh selama proses pembekuannya, maka dapat dilakukan pengukuran

arah atau orientasi medan magnetik remanennya. Biasanya hasil pengukuran dinyatakan

dalam deklinasi (D) dan inklinasi (I). Deklinasi atau azimut magnetik adalah sudut antara

utara geografis dengan arah medan magnetik yang terekam dalam batuan tersebut. Inklinasi

adalah sudut antara arah horizontal dan arah medan magnetik (positif ke bawah).

Satuan kuat medan magnetik B dalam satuan internasional (SI) adalah tesla atau

weber/. Kuat medan magnetik komponen horizontal () dan vertikal () ialah := .= .sin

Selanjutnya komponen horizontal pada arah utara-selatan ()dan timur-barat () = . cos . cos = . cos . sin


57/89

57

Gambar 1. Orientasi vektor medan magnet bumi

dalam sistem koordinat kartesian (Y=utara,

X=timur, Z=bawah) sudut D=deklinasi dan sudut

I=inklinasi.

Secara pendekatan, medan magnetik bumi

dapat diasumsikan sebagai medan magnetik

dipole. Jika bumi diasumsikan berbentuk bola

dengan radius a, maka komponen horizontal dan

vertikal medan geomagnetik dipole dan padapermukaan bumi, dapat dinyatakan sebagai berikut :

= . 4.. sin= . 2.. cos

= permeabilitas magnetik udara = 4.107tesla.m/A= momen dipole (A.)= komplemen lintang geomagnetik

= 90-

dimana

= lintang geomagnetik dititik yang diukur kuat medannya

Dikutub utara geomagnetik (= 0, = 90) maka := 0

= ... (arah medan geomagnetik menuju ke dalam bumi)Di ekuator geomagnetik (= 90, = 0), maka :

= 0= . 4..

Sudut inklinasi medan geomagnetik dipole :

tan =Kuat medan magnetik total :

=+ Dengan mensubtitusi dan diperoleh :

= . 4.. 1 + 3


58/89

58

= . 4.. 1 + 3Saat ini sumbu geomagnetik tersebut membentuk sudut 11,5 terhadap sumbu

geografis bumi (sumbu rotasi bumi). Kutub geomagnetik adalah titik potong antara sumbu

dipole tersebut dengan permukaan bumi. Kutub geomagnetik utara terletak pada posisi

(79N,71W) dan kutub geomagnetik selatan terletak pada posisi (79N,109E).

2.3Anomali Magnetik dan Gerakan Lempengan Tektonik

Agar dapat memanfaatkan pengukuran medan magnetik untuk memperoleh

informasi tentang magnetisasi kerak samudera, hasil yang diperoleh dari hasil pengukuran

tersebut harus dikurangi dengan harga medan magnetik regional (misalnya IGRF). Sisanya

adalah anomali magnetik.

Peta anomali magnetik rinci yang pertama kali dipublikasikan pada tahun 1961

menunjukkan adanya pita-pita anomali magnetik yang berganti-ganti antara positif dan

negatif di sepanjang lepas pantai barat Amerika Utara. Pita-pita tersebut tidak pernah

dijumpai pada hasil survey di daratan. Dalam survey geomagnetik kelautan diperoleh hasil

pita-pita anomali magnetik yang memanjang sejajar dan simetris di kanan-kiri punggung

samudera serta tampak bergeser pada zona rekahan (facture zone). Lebar pita anomali

magnetik tersebut beberapa puluh kilometer dan harga kuat medannya 500 nT. Lebar pita

anomali magnetik ditentukan oleh kecepatan pemekaran dasar samudera dan lamanya

interval waktu pembalikan kutub magnetik bumi. Jadi pada saat medan magnetik bumi

berada pada polaritas normal (seperti saat ini), suatu blok batuan lempengan samudera akan


59/89

59

terbentuk dengan polaritas normal. Pada saat medan magnetik bumi berbalik polaritasnya,

maka akan terbentuk blok batuan baru dengan polaritas terbalik. Demikian seterusnya.

Untuk menentukan gerakan lempengan pada masa lampau, dibutuhkan data

kemagnetan purba dalam jumlah besar. Karena lithosfer samudera tertua adalah berasal

dari periode jurasik (sekitar 160 jua tahun yang lalu), maka anomali geomagnetik hanya

dapat digunakan untuk melacak gerakan lempengan lithosfer pada waktu tersebut. Data

magnetik benua dan data geologi lainnya dapat memberikan bukti gerakan lempengan

tektonik sebelum periode jurasik, tetapi data-data tersebut kurang lengkap dan lebih sulit

dijelaskan

2.4

Siklus Lempengan Tektonik

Berdasarkan hasil penelitian tentang gerakan lepengan tektonik hingga sekitar 250

juta tahun yang lalu, Wilson (1966) mengusulkan teorema bahwa pergerakan benua

merupakan suatu siklus, samudera mengalami proses pembukaan dan penutupan secra

periodik. Konsep ini dinamakan siklus Wilson, dan utamanya didasarkan atas pengamatan

proses pembukaan dan penutupan samudera Atlantik.


60/89

60

a. Tahap Pertama

Siklus Wilson dimulai dengan retaknya suatu bagian benua yang lemah sehingga

menghasilkan zona retakan (continental drift). Ketika bagian benua ini terbelah akibat

adanya tegangan tarik, maka lembah retakan terbentuk (rift valley) mulai terbentuk.

Blok tengah lembah retakan yang disebut graben bergerak turun, sedangkan blok-blok

di samping kiri dan kanan graben adalah sesar normal. Pergeseran pada sesar normal

tersebut mengakibatkan perluasan horizontal ke samping kiri dan kanan graben.

Contoh lembah retakan yang yang dapat disaksikan saat ini adalah lembah retakan Rio

Grande di Afrika timur.

b. Tahap Kedua

Tahap ini adalah pembentukan punggung samudera atau pusat pemekaran dasarsamudera. Sesar normal yang menjadi batas-batas lembah retakan membentuk dasar

samudera baru. Proses ini terjadi karena batuan mantel panas yang sebagian besar

meleleh mengalir ke atas menembus lembah retakan kemudian membeku dan

membentuk kerak samudera baru. Contoh lautan saat ini yang berada pada tahap awal

pemekaran samudera baru adalah laut Merah.

c. Tahap Ketiga

Tahap ini terjadi ketika dasar samudera pada pinggiran benua tumbuh semakin tua.

Lempengan lithosfer ditempat itu semakin tebal dan semakin padat. Akhirnya lithosfer


61/89

61

menjadi tidak stabil sedemikian rupa sehingga bagian ini tenggelam dan terbentuklah

palung samudera serta proses subduksi mulai terjadi.

d. Tahap Keempat

Proses tumbukan palung samudera semakin mendekasi salah satu pinggiran benua,

yaitu dekat kerak samudera yang paling tua, paling dingin dan tidak stabil. Ketika

cekungan samudera di dekat benua semakin tua, bagian ini terus menunjam ke bawah

benua. Proses penunjaman ini tidak merata sehingga ada diferensiasi penunjaman yang

mengakibatkan terjadinya sesar normal pada perbatasan benua. Sesar normal ini terjadi

pada zona-zona yang lemah sehingga berperanan dalam pembentukan palung samudera

yang baru.

e. Tahap Kelima

Tahap ini terjadi jika kecepatan penunjaman lebih besar daripada kecepatan dasar

samudera sehingga ukuran samudera semakin berkurang. Akhirnya punggung

samudera itu sendiri mengalami penunjaman. Contoh yang terjadi saat ini adalah

penunjaman punggung samudera di Pantai barat Amerika Utara. Sisa-sisa punggung

samudera Juan de Fuca dan lempengan Pasifik. Bagian utara punggung samudera

tersebut menunjam ke bawah palung samudera Aleutian.

f. Tahap Keenam

Setelah proses penunjaman punggung samudera berakhir maka lempengan samudera

yang tersisa juga akan menunjam. Sehingga akhirnya terjadi tumbukan antar lempeng

benua. Ini merupakan mekanisme utama terjadinya pembentukan pegunungan lipatan.

Saat ini proses tumbukan benua terjadi pada sebagian besar perbatasan bagian selatan

lempengan Eurasia. Proses pembentukan pegunungan yang disebabkan oleh tumbukan

benua disebut proses orogenesis. Contoh hasil proses orogenesis yang terkenal adalah

pegunungan Alpen (tumbukan antara lempengan benua Eurasia dan Afrika) dan

pegunungan Himalaya (tumbukan antara lempengan benua Eurasia dan India).


62/89

62

BAB 6

GERAKAN ABSOLUT DAN GAYAGAYA PADA LEMPENGAN TEKTONIK

6.1Gerakan Absolut Lempeng Tektonik

Gerakan absolut suatu lempeng sebenarnya adalah suatu gerakan relatif terhadap

sebuah titik tetap imajiner. Mengacu kepada gerakan mantel bawah bumi yang jauh lebih

lambat daripada gerakan lempeng tektonik dalam hal ini ialah hotspot Hotspot adalah salah

satu bentuk aktivitas vulkanik intra- lempengan. Komposisi kimiawi material yang dierupsikan

berbeda dengan yang dihasilkan oleh aktivitas vulkanik pada perbatasan lempeng. Deretan

pulau - pulau vulkanik biasanya membentuk suatu garis lurus atau lengkung yang disebut

sebagai rantai pulau pulau vulkanik. Rantai pulau pulau tersebut terbentuk pada saat

lempeng lithosfer bergerak diatas hotspot.Hotspot diyakini sebagai mantle plume (semacam

cerobong magma dari inti luar bumi yang menembus mantel bumi dan lithosfer) terlihat pada

Gambar berikut ini.

Gambar 6.1Berbagai permodelan mantle plume: A sebagai sumber pusat pemekaran (spreading center), B dan

C sebagaisumber hotspot (Sumber:www.nature.com)
http://www.nature.com/http://www.nature.com/


63/89

63

Gambar 6.2Rantai pulau vulkanik: HawaiiEmperor (Sumber: uhh.hawaii.edu)

Lempeng pasifik yang bergerak relatif terhadap hotspot Hawaii-Emperor menjadi

lempeng acuan terhadap pergerakan lempeng disekitarnya. Hal ini dikarenakan gerakan relatif

antar lempeng yang berdekatan lebih akurat dari pada gerakan lempeng terhadap hotspot. Hal

tersebut disebabkan karena lebar jejak hotspot >100 km. Sedangkan lebar rata2sesar transform

aktif


64/89

64

Tabel 6.1Namanama hotspot

Dalam kerangka acuan hotspot, gerakan lempeng adalah relatif thd hotspotyg

diasumsikan sbg titik tetap di dlm mantel bawah.Jejak hotspottsb berupa rantai lurus

pulau2vulkanik atau gunung laut. Ini mrpk jejak lintasan hotspotthd lempeng lithosfer yg

melintas di atasnya. Sedangkan lintasan gerakan lempeng samudera thd hotspotdisebut grs

aliran (flow line). Akan tetapi grs aliran ini tidak meninggalkan jejak- jejak fisik yg dpt ditemui

di lapangan.

Gambar 4. menunjukkan perbedaan antara jejak hotspot dan garis aliran. Agar dapat

memanfaatkan jejak hotspot untuk menelusuri gerakan lempeng tektonik pd masa lampau,

perlu diketahui umur rantai pulau - pulau samudera dan rantai gununggunung laut seperti

yang telah diteliti di Hawaii.

Gambar 6.4Pergeseran lempeng tektonik relatif terhadap hotspot di daerah Hawaii-Emperor


65/89

65

Lempeng benua umumnya bergerak lebih lambat dari pada lempeng samudera.

lempeng yang lebih dari seperempat kelilingnya menunjam ke dalam zona subduksi, cenderung

bergerak lebih cepat dari pada lempeng yang hanya sebagian kecil menunjam ke dalam zona

subduksi.

Sumber ketidak-pastian dalam penentuan gerakan absolut lempeng adalah penentuan

gerakan jejak hotspot, asumsi tentang dinamika mantel dan gaya gaya penggerak lempeng.

Penelitian tentang gerakan absolut lempeng dapat tetap dikembangkan, meskipun ada beberapa

ketidak-pastian.

Lempeng Pasifik dan India bergerak cepat,

Lempeng Amerika Utara dan Selatan bergerak lambat,Lempeng Eurasia bergerak lebih lambat.

Secara keseluruhan, ukuran dimensi dan kecepatan absolut berbagai lempeng

tektonikdirangkum dlm Tabel 2. Sedangkan peta gerakan relatif global dapat dilihat pada

gambar 5.

Tabel 6.2 Ukuran Dimensidan Kecepatan Absolut Lempeng Tektonik


66/89

66

Gambar 6.5 Peta gerakan relatif lempenglempeng dunia

6.2GayaGaya Pada Lempengan Tektonik

Gaya yang searah dengan arah gerakan lempeng disebut gaya penggerak (bisa berupa

gaya dorong, gaya tarik atau gaya hisap) dan diberi simbol F (force). Sedangkan Gaya yang

berlawanan arah dengan gerakan lempeng dinamakan hambatan atau penghambat dan diberi

simbol R (resistance).

Gambar 6.6Gayagaya yang bekerja pada lempeng lithosfer.F= gaya penggerak,R= gaya penghambat

(Sumber: openlearn.open.ac.uk).

6.2.1 Gayagaya yang bekerja di bawah Lempeng Lithosfer

1. Gaya penggerak samudera (ocean driving force= FDO) adalah gaya yang mengakibatkan

lempeng lithosfer bergerak terbawa oleh gerakan asthenosfer yang lebih cepat. Gaya

penggerak samudera ini memfasilitasi bergeraknya lempeng samudera tersebut.


67/89

67

2. Hambatan geser samudera (ocean drag resistance= RDO) adalah gaya hambat pada

permukaan bawah lempeng samudera, yang terjadi karena asthenosfer bergerak lebih

lambat dari atau berlawanan dengan gerakan lithosfer. Gaya hambatan geser samudera ini

menghambat gerakan lempeng samudera tersebut.3. Hambatan geser benua (continental drag resistance= RDC) adalah gaya penghambat pada

batas bawah lempengan benua adalah jumlah dari hambatan geser samudera dan hambatan

geser benua (RDO+RDC). Hambatan terhadap gerakan di bawah lempengan benua adalah

lebih besar dari pada yang di bawah lempengan samudera.

6.2.2 GayaGaya yang Bekerja pada Perbatasan Lempeng

1. Hambatan sesar transform (transform fault resistance= RTF).RTF adalah gayagaya di

sekitar punggung samudera, pada sesar transform tempat lempeng lempeng saling

bergesekan mendatar satu terhadap yang lain. Gaya tersebut merupakan penghambat

gerakan sehingga menghasilkan gempa-gempa dengan ukuran relatif kecil.

6.2.3 GayaGaya yang Bekerja pada Perbatasan Divergen

1. Gayadorong punggung samudera (ridgepush force= FRP) adalah gayagaya yang bekerja

di sekitar punggung samudera, tempat lempeng samudera mengalami gaya yang arahnya

menjauhi punggung samudera. Material panas yang bergerak ke atas (upwelling)

menimbulkan suatu efek apungan yang menghasilkan punggung samudera sehingga

menonjol dengan ketinggian 23 km dar

materi geodinamika

Documents