Lempeng Tektonik

A.    a. Lempeng Litosfer dan Pergerakannya

           Secara etimologi, Litosfer berasal dari bahsa Yunani yaitu Litos artinya Batu, dan Sphaire yang berarti bulatan. Secara harfiah, Litosfer merupakan lapisan batuan dari kulit bumi yang bulat yang tebalnya rata-rata 30-40 km dibagian daratan dan 5-10 km di bawah dasar lautan. Litosfer berada diatas lapisan Asthenosfer. Litosfer terpecah menjadi beberapa lempeng tektonik yang mengakibatkan terjadinya gerak benua akibat konveksi yang terjadi dalam astenosfer. Lempeng sendiri bergerak akibat adanya arus konveksi dan kontras gravitasi. Litosfer terpisah menjadi lempeng-lempeng tektonik yang berbeda-beda. Lempeng ini bergerak menumpang di atas astenosfer yang mempunyai viskoelastisitas sehingga bersifat seperti fluida. Litosfer terdiri atas dua bagian, yaitu:
        1. Lapisan Sial(kerak benua), yaitu lapisan kulit bumi yang tersusun atas logam sisilium dan aluminium. Senyawa dalam bentuk SiO2 dan Al2O3 dalam lapisan ini antara lain terdapat batuan sediment, granit, andesit, jenis-jenis batuan metamorf, dan batuan lain yang terdapat di dataran benua. Lapisan Sial disebut juga lapisan kerak bersifat padat dan kaku, berketebalan rata-rata kurang lebih 35 km.
        2. Lapisan Sima(kerak samudera), yaitu lapisan kulit bumi yang disusun oleh logam-logam silisium dan magnesium dalam bentuk senyawa SiO2 dan MgO. Lapisan ini merupakan berat jenis yang lebih besar daripada Lapisan Sial karena mengandung besi dan magnesium, yaitu mineral veromagnesium dan batuan basalt.

   Jenis-jenis batas lempeng ada tiga yaitu :

1.      Divergen, yaitu  terjadi pada dua lempeng tektonik yang bergerak saling menjauh (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.

2.      Konvergen, yaitu daerah di mana lempeng bergerak terhadap satu sama lain dan bertabrakan.

§  Subduksi zona terjadi di mana lempeng samudera bertemu dengan pelat kontinental dan didorong bawahnya. zona subduksi ditandai oleh palung samudera . Akhir turun dari lempeng samudera meleleh dan menciptakan tekanan di dalam mantel , menyebabkan gunung berapi terbentuk.

§  Obduksi terjadi ketika lempeng kontinental didorong di bawah lempeng samudera, tapi ini tidak lazim sebagai kepadatan relatif dari nikmat subduksi lempeng tektonik dari lempeng samudera. Hal ini menyebabkan lempeng samudera melengkung dan biasanya menghasilkan suatu punggungan samudra pertengahan baru membentuk dan mengubah obduction ke subduksi.

§  sabuk Orogenic terjadi di mana dua lempeng benua bertabrakan dan mendorong ke atas untuk membentuk besar pegunungan .

                                

           

                            Obduksi

                                Subduksi    

              

Batas konvergen ada tiga macam yaitu :

a)    Antara lempeng benua dengan lempeng samudera. Ketika suatu lempeng samudera menunjam ke bawah lempeng benua, lempeng ini masuk ke lapisan astenosfer yang suhunya lebih tinggi, kemudian meleleh. Pada lapisan litosfer tepat di atasnya, terbentuklah deretan gunung berapi (volcanic mountain range). Sementara di dasar laut tepat di bagian terjadi penunjaman, terbentuklah parit samudra (oceanic trench).

b)    Antara lempeng samudera dengan lempeng samudera. Salah satu lempeng samudera menunjam ke bawah lempeng samudera lainnya, menyebabkan terbentuknya parit di dasar laut, dan deretan gunung berapi yang pararel terhadap parit tersebut, juga di dasar laut. Puncak sebagian gunung berapi ini ada yang timbul sampai ke permukaan, membentuk gugusan pulau vulkanik (volcanic island chain).

c)    Antara lempeng benua dengan lempeng benua. Salah satu lempeng benua menunjam ke bawah lempeng benua lainnya. Karena keduanya adalah lempeng benua, materialnya tidak terlalu padat dan tidak cukup berat untuk tenggelam masuk ke astenosfer dan meleleh. Wilayah di bagian yang bertumbukan mengeras dan menebal, membentuk deretan pegunungan non vulkanik (mountain range).

3.      Transform, yaitu terjadi bila dua piring terakhir menggiling satu sama lain(bergerak sejajar namun berlawanan arah). Pada  pergerakan ini biasanya terjadi sesar (patahan).

B.         Sesar

       Sesar atau patahan (fault) adalah suatu bidang yang terbentuk karena kekuatan batuan tidak dapat menahan lagi tekanan/beban yang ada sehingga akhirnya batuan tersebut patah. Setelah terjadinya sesar tersebut, kedua bagian yang tadinya berhubungan dapat bergeser naik, turun, atau bergeser secara mendatar. Sesar yang terbentuk karena proses tektonik yang kuat umumnya tidak berdiri sendiri (tunggal), tetapi akan menghasilkan sesar-sesar lain yang lebih kecil di sekitarnya sehingga dapat membentuk suatu sistem sesar yang kompleks. Jika kita melihat suatu sesar maka dua bagian yang harus dipahami yaitu Footwall serta Hangingwall. Adapun yang dimaksud dengan Footwall adalah bagian yang terletak di bawah bidang sesar, sedangkan bagian yang di atas sesar disebut Hangingwall.

Unsur-unsur struktur sesar terdiri dari :

1. Bidang Sesar, yaitu bidang rekahan tempat terjadinya pergeseran yang kedudukannya dinyatakan dengan jurus dan kemiringan.

2. Hanging-Wall, yaitu blok bagian terpatahkan yang berada relatif diatas bidang sesar.

3. Foot-Wall, yaitu blok bagian terpatahkan yang relatif berada dibawah bidang sesar.

4. Throw, yaitu besarnya pergeseran vertikal pada sesar.

5. Heave, yaitu besarnya pergeseran horizontal pada sesar.

6. Pitch, yaitu besarnya sudut yang terbentuk oleh perpotongan antara gores garis (Slicken Line) dengan garis horizontal (garis horizontal diperoleh dari penandaan kompas pada bidang sesar saat pengukuran Strike bidang sesar).

Berdasarkan gaya penyebabnya, sesar dapat dibagi menjadi :
1. Thrust fault yaitu sesar dimana hanging wall pada sesar bergerak relatif naik terhadap footwall.
2. Normal fault yaitu sesar dimana hanging wall pada sesar relative turun terhadap foot wall.
3. Stike slip fault yaitu sesar dengan arah gerakan relatif mendatar satu sama lainya. Sesar ini terbagi menjadi 2, yaitu:
• Right lateral yaitu gerak sesar mendatar yang searah dengan jarum jam.
• Left lateral yaitu gerak sesar mendatar yang berlawanan dengan arah jarum jam.
4. Oblique fault yaitu gerakan kombinasi antara sesar mendatar dengan sesar naik atau turun.

Gerakan bidang sesar dapat dibedakan menjadi tiga macam, yaitu:
1. Dip Slip, yaitu pergerakan sesar terjadi dalam arah sejajar dengan sudut kemiringan sesar.
2. Strike Slip, yaitu pergerakan sesar terjadi dalam arah sejajar dengan sudut strike.
3. Kombinasi dip slip dan stike slip (diagonal), yaitu merupakan sesar bergerak secara diagonal.

Pergeseran relatif pada sesar, diukur dari jarak blok pada bidang pergeseran titik-titik yang sebelumnya berhimpit. Jarak total dari pergeseran disebut dengan Net Slip.Slip Fault(sejajar) terbagi atas:

a. Strike Slip Fault, sesar yang arah pergerakannya relatif parallel dengan strike bidang sesar. (Pitch 00 - 100). Sesar ini disebut juga sebagai Sesar Mendatar. Sesar mendatar terbagi lagi atas:
1. Sesar Mendatar Sinistral, yaitu sesar mendatar yang blok batuan kirinya lebih mendekati pengamat.
2. Sesar Mendatar Dextral, yaitu sesar mendatar yang blok batuan kanannya lebih mendekati pengamat

 

Mekanisme Pergerakan Lempeng Tektonik Bumi

            Hipotesa pengapungan benua Wegner diteliti lebih lanjut oleh Arthur Holmes dan Alexander du Toit. Keduanya menggunakan dinamika arus konveksi untuk menjelaskan mekanisme penyebab gerakan benua. Du Toit menerangkan arus konveksi sebagai mekanisme penyebab peregangan kerak benua yang mengasilkan sistem rift, sistem kompresi, dan pelipatan yang menghasilkan pegunungan lipatan. Sedangkan Holmes menyatakan bahwa kerak samudra yang semakin tua semakin berat akan menyusup ke bagian bawah kerak benua sehingga menyebabkan terbentuknya palung. Mekanisme ini akan mempercepat arus konveksi sehingga terbentuknya pengunungan di sekitar batas benua terhadap kerak samudra. Arus konveksi bergerak ke mantel atas melalui bagian tengah dari kerak benua dan lama kelamaan membentuk zona pemekaran antarbenua. Mekanisme dari arus konveksi diperkirakan mirip dengan mekanisme konveksi ketika pemanasan air pada panci dilakukan.

                 Konveksi pada interior bumi hanya dapat berlangsung jika terdapat sumber panas yang cukup. Panas di dalam bumi mungkin dapat berasal dari dua sumber utama, yaitu dari peluruhan radioaktif dan panas residual. Peluruhan radioaktif merupakan proses spontan yang terjadi ketika suatu isotop mengalami kehilangan partikel-partikel dari nukleusnya lalu membentuk isotop dari unsur yang lainnya. Peluruhan radioaktif secara alamiah terjadi pada unsur-unsur kimia seperti uranium, thorium, dan sebagainya dan akan melepaskan energi panas yang secara lambat bermigrasi ke permukaan bumi. Panas residual merupakan energi gravitasi yang tersisa sejak masa pembentukan bumi melalui proses kompresi debu kosmis, tetapi mekanisme yang memungkinkan bahwa panas ini dapat terkonsentrasi pada daerah-daerah tertentu lalu menciptakan arus konveksi .

A.    Kekuatan penggerak lempeng

             Pergerakan lempeng tektonik bisa terjadi karena kepadatan relatif litosfer samudera dan karakter astenosfer yang relatif lemah. Pelepasan panas dari mantel telah didapati sebagai sumber asli dari energi yang menggerakkan tektonik lempeng(arus knveksi). Bahwa kelebihan kepadatan litosfer samudera yang membuatnya menyusup ke bawah di zona subduksi adalah sumber terkuat pergerakan lempeng. Pada waktu pembentukannya di mid ocean ridge, litosfer samudera pada mulanya memiliki kepadatan yang lebih rendah dari astenosfer di sekitarnya, tetapi kepadatan ini meningkat seiring dengan penuaan karena terjadinya pendinginan dan penebalan. Besarnya kepadatan litosfer yang lama relatif terhadap astenosfer di bawahnya memungkinkan terjadinya penyusupan ke mantel yang dalam di zona subduksi sehingga menjadi sumber sebagian besar kekuatan penggerak pergerakan lempeng. Kelemahan astenosfer memungkinkan lempeng untuk bergerak secara mudah menuju ke arah zona subduksi .  Meskipun subduksi dipercaya sebagai kekuatan terkuat penggerak pergerakan lempeng, masih ada gaya penggerak lain yang dibuktikan dengan adanya lempeng seperti lempeng Amerika Utara, juga lempeng Eurasia yang bergerak tetapi tidak mengalami subduksi di manapun. Pencitraan dua dan tiga dimensi interior bumi (tomografi seismik) menunjukkan adanya distribusi kepadatan yang heterogen secara lateral di seluruh mantel. Variasi dalam kepadatan ini bisa bersifat material (dari kimia batuan), mineral (dari variasi struktur mineral), atau termal (melalui ekspansi dan kontraksi termal dari energi panas). Manifestasi dari keheterogenan kepadatan secara lateral adalah konveksi mantel dari gaya apung (buoyancy forces).

             Adapun yang merupakan penggerak dari arus konveksi yaitu :

a)    Basal drag

Arus konveksi berskala besar di mantel atas disalurkan melalui astenosfer, sehingga pergerakan didorong oleh gesekan antara astenosfer dan litosfer.

b)    Slab suction

Arus konveksi lokal memberikan tarikan ke bawah pada lempeng di zona subduksi di palung samudera. Penyerotan lempengan (slab suction) ini bisa terjadi dalam kondisi geodinamik di mana tarikan basal terus bekerja pada lempeng ini pada saat ia masuk ke dalam mantel, meskipun sebetulnya tarikan lebih banyak bekerja pada kedua sisi lempengan, atas dan bawah Gravitasi

c)    Runtuhan gravitasi

Pergerakan lempeng terjadi karena lebih tingginya lempeng di oceanic ridge. Litosfer samudera yang dingin menjadi lebih padat daripada mantel panas yang merupakan sumbernya, maka dengan ketebalan yang semakin meningkat lempeng ini tenggelam ke dalam mantel untuk mengkompensasikan beratnya, menghasilkan sedikit inklinasi lateral proporsional dengan jarak dari sumbu ini. Adanya runtuhan karena topografi sebuah lempeng bisa jadi sangat berbeda-beda dan topografi pematang (ridge) yang melakukan pemekaran hanyalah fitur yang paling dominan. Sebagai contoh, pembengkakan litosfer sebelum ia turun ke bawah lempeng yang bersebelahan menghasilkan kenampakan yang bisa mempengaruhi topografi. Lalu, mantel yang menekan sisi bawah lempeng tektonik bisa juga mengubah topografi dasar samudera.

d)    Slab-pull (tarikan lempengan)

Pergerakan lempeng sebagian disebabkan juga oleh berat lempeng yang dingin dan padat yang turun ke mantel di palung samudera. Ada bukti yang cukup banyak bahwa konveksi juga terjadi di mantel dengan skala cukup besar. Pergerakan ke atas materi di mid-oceanic ridge mungkin sekali adalah bagian dari konveksi ini. Beberapa model awal Tektonik Lempeng menggambarkan bahwa lempeng-lempeng ini menumpang di atas sel-sel seperti ban berjalan. Namun, kebanyakan ilmuwan sekarang percaya bahwa astenosfer tidaklah cukup kuat untuk secara langsung menyebabkan pergerakan oleh gesekan gaya-gaya itu. Slab pull sendiri sangat mungkin menjadi gaya terbesar yang bekerja pada lempeng. Model yang lebih baru juga memberi peranan yang penting pada penyerotan (suction) di palung, tetapi lempeng seperti Lempeng Amerika Utara tidak mengalami subduksi di manapun juga, tetapi juga mengalami pergerakan seperti juga Lempeng Afrika, Eurasia, dan Antarktika. Kekuatan penggerak utama untuk pergerakan lempeng dan sumber energinya itu sendiri masih menjadi bahan riset yang sedang berlangsung

 

Adapun gaya dari luar yang mempengaruhi tapi masih menjadi bahan perdebatan, yaitu dalam studi yang dipublikasikan pada edisi Januari-Februari 2006 dari buletin Geological Society of America Bulletin, sebuah tim ilmuwan dari Italia dan Amerika Serikat berpendapat bahwa komponen lempeng yang mengarah ke barat berasal dari rotasi Bumi dan gesekan pasang bulan yang mengikutinya. Mereka berkata karena Bumi berputar ke timur di bawah bulan, gravitasi bulan meskipun sangat kecil menarik lapisan permuikaan bumi kembali ke barat. Beberapa juga mengemukakan ide kontroversial bahwa hasil ini mungkin juga menjelaskan mengapa Venus dan Mars tidak memiliki lempeng tektonik, yaitu karena ketiadaan bulan di Venus dan kecilnya ukuran bulan Mars untuk memberi efek seperti pasang di bumi.

B.      Zona Subduksi

Zona subduksi terjadi ketika lempeng samudra bertabrakan dengan lempeng benua, dan menelusup ke bawah lempeng benua tersebut ke dalam astenosfer. Lempeng litosfer samudra mengalami subduksi karena memiliki densitas yang lebih tinggi. Lempeng ini kemudian mencair dan menjadi magma. Zona subduksi menyebabkan terjadinya palung laut. Salah satu hubungan terpenting yang ditemukan adalah bahwa lempeng litosferik yang lengket pada lempeng yang tersubduksi bergerak jauh lebih cepat daripada lempeng yang tidak. Misalnya, Lempeng Pasifik dikelilingi zona subduksi (Ring of Fire) sehingga bergerak jauh lebih cepat daripada lempeng di Atlantik yang lengket pada benua yang berdekatan dan bukan lempeng tersubduksi. Maka, gaya yang berhubungkan dengan lempeng yang bergerak ke bawah (slab pull dan slab suction) adalah kekuatan penggerak yang menentukan pergerakan lempeng kecuali untuk lempeng yang tidak disubduksikan.

Mekanisme Pergerakan Lempeng Tektonik Bumi

Part II

A.    Pengaruh batas lempeng

Ada tiga faktor batas lempeng yaitu :

1.      Divergen, yaitu  terjadi pada dua lempeng tektonik yang bergerak saling menjauh (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.

2.      Konvergen, yaitu daerah di mana lempeng bergerak terhadap satu sama lain dan bertabrakan. Batas konvergen ada tiga macam yaitu :

a.     Antara lempeng benua dengan lempeng samudera. Ketika suatu lempeng samudera menunjam ke bawah lempeng benua, lempeng ini masuk ke lapisan astenosfer yang suhunya lebih tinggi, kemudian meleleh. Pada lapisan litosfer tepat di atasnya, terbentuklah deretan gunung berapi (volcanic mountain range). Sementara di dasar laut tepat di bagian terjadi penunjaman, terbentuklah parit samudra (oceanic trench).

 

b.    Antara lempeng samudera dengan lempeng samudera. Salah satu lempeng samudera menunjam ke bawah lempeng samudera lainnya, menyebabkan terbentuknya parit di dasar laut, dan deretan gunung berapi yang pararel terhadap parit tersebut, juga di dasar laut. Puncak sebagian gunung berapi ini ada yang timbul sampai ke permukaan, membentuk gugusan pulau vulkanik (volcanic island chain).

c.     Antara lempeng benua dengan lempeng benua. Salah satu lempeng benua menunjam ke bawah lempeng benua lainnya. Karena keduanya adalah lempeng benua, materialnya tidak terlalu padat dan tidak cukup berat untuk tenggelam masuk ke astenosfer dan meleleh. Wilayah di bagian yang bertumbukan mengeras dan menebal, membentuk deretan pegunungan non vulkanik (mountain range).

 

b.     Transform, yaitu terjadi bila dua piring terakhir menggiling satu sama lain(bergerak sejajar namun berlawanan arah). Pada  pergerakan ini biasanya terjadi sesar (patahan).

B.      Tegasan (stress)

           Tegasan adalah gaya yang bekerja pada suatu luasan permukaan dari suatu benda.Tegasan juga dapat didefinisikan sebagai suatu kondisi yang terjadi pada batuan sebagai respon dari gaya-gaya yang berasal dari luar.

 Dimana : Tegasan (P)= Daya (F) / luas (A).

Pada garis besarnya terdapat dua gejala tegasan yang dapat terjadi di alam, yaitu berupa tarikan dan tekanan. Gaya Tegangan merupakan gaya yang dihasilkan oleh tegasan, dan melibatkan perubahan panjang, bentuk (distortion) atau dilatasi (dilation) atau ketiga-tiganya.

               Stress uniform menekan dengan besaran yang sama dari segala arah. Dalam batuan dinamakan confining stress karena setiap tubuh batuan dalam litosfir dibatasi oleh batuan disekitarnya dan ditekan secara merata (uniform) oleh berat batuan diatasnya. Stress differensial menekan tidak dari semua jurusan dengan besaran yang sama. Dalam sistem ortogonal dapat diuraikan menjadi stress utama, yang maksimum, yang menengah dan yang paling kecil besarannya.
             Biasanya differential stress ini yang mendeformasi batuan dan dikenal 3 jenis differential stress, tensional stress, compression stress dan shear stress. Tensional stress, arahnya berlawanan pada satu bidang, dan sifatnya menarik (stretch) batuan. Compressional stress arahnya berhadapan, memampatkan atau menekan batuan. Shear stress bekerja berlawanan arah, tidak dalam satu bidang yang menyebabkan pergeseran dan translasi. Uniform atau differensial stress yang menyebabkan terdeformasinya litosfir diakibatkan oleh gaya-gaya tektonik yang bekerja sepanjang waktu.

                                                                                        

C.    Tegasan batas lempeng

        Gempabumi tektonik terjadi disebabkan karena terlepasnya (release) sebagian “ stress energy “ yang terdapat dalam batuan/kerakbumi karena kekuatan batuan / kerakbumi sudah terlampaui. Terlepasnya energi tersebut

terutama harus melalui proses:

1) Terjadi penimbunan tegangan secara perlahan-lahanpada batubatuan

di dalam bumi.

2) Dalam batuan tersebut harus cukup kuat untuk dapat menimbun tegangan hingga mencapai suatu besaran tertentu. Oleh karena itu, bilamana batuan tersebut berada dalam keadaan tegasan tarikan, dan besarnya tegasan telah melampuai besarnya tegasan kohesi batuan tersebut, maka suatu batuan akan retak / pecah atau patah.

                   Gaya-gaya tektonik akan menyebabkan batuan penyusun kerak bumi  berada dibawah kondisi tertekan (stress)yang pada akhirnya menyebabkan batuan akan berubah atau terdeformasi. Batuan yang bersifat plastis terutama batuan sedimen mula-mula akan terlipat membentuk lipatan. Lipatan adalah hasil perubahan bentuk atau volume dari suatu bahan yang ditunjukkan sebagai lengkungan atau kumpulan lengkungan pada unsur garis atau bidang dalam bahan tersebut. Lipatan atau terlipatnya suatu lapisan batuan terbentuk biasanya diakibatkan oleh adanya gaya deformasi. Lipatan dikenali dengan lapisan batuan telah mengalami penyimpangan bentuk menjadi bentukan seperti ombak.  Bila stress yang bekerja lebih kuat maka lipatan menjadi miring. Sayap yang satu lebih landai dari pasangannya, atau dip nya tidak sama. Apabila stress berlanjut, kemiringan bidang sumbunya mengecil hingga hampir horizontal. Mekanisme gaya yang menyebabkannya ada 2 macam, yaitu :
1. Buckling (melipat) : Disebabkan oleh gaya tekan yang arahnya sejajar dengan arah permukaan lempeng.
2. Bending (pelengkungan) : Disebabkan oleh gaya tekan yang arahnya tegak lurus dengan permukaan lempeng.

            Kekar adalah struktur rekahan pada batuan dimana tidak ada atau relatif sedikit sekali terjadi pergeseran. Kekar merupakan salah satu struktur yang paling umum pada batuan. Adapun klasifikasi kekar yaitu :

1. Kekar Gerus (Shear Joint), yaitu kekar yang terjadi akibat stress yang cenderung mengelincir bidang satu sama lainnya yang berdekatan.

2. Kekar Tarikan (Tensional Joint), yaitu kekar yang terbentuk dengan arah tegak lurus dari gaya yang cenderung untuk memindahkan batuan (gaya tension). Hal ini terjadi akibat dari stress yang cenderung untuk membelah dengan cara menekannya pada arah yang berlawanan, dan akhirnya kedua dindingnya akan saling menjauhi.

3. Kekar Hibrid (Hybrid Joint), yaitu merupakan campuran dari kekar gerus dan kekar tarikan dan pada umumnya rekahannya terisi oleh mineral sekunder

 

Rezim Tektonik Regangan

           Regangan(strain) adalah perubahan-perubahan yang terjadi, baik dalam wujud bentuk maupun volume, yang terjadi pada suatu bahan (batuan) yang diakibatkan oleh adanya tegasan. Pada batas-batas lempeng akan terjadi tegasan dan regangan dimana akan mengalami deformasi. Elastic deformation adalah deformasi sementara tidak permanen atau dapat kembali kebentuk awal (reversible). Begitu stress hilang, batuan kembali kebentuk dan volume semula. Seperti karet yang ditarik akan melar tetapi jika dilepas akan kembali ke panjang semula. Elastisitas ini ada batasnya yang disebut elastic limit, yang apabila dilampaui batuan tidak akan kembali pada kondisi awal. Di alam tidak pernah dijumpai batuan yang pernah mengalami deformasi elastis ini, karena tidak meninggalkan jejak atau bekas, karena kembali ke keadaan semula, baik bentuk maupun volumenya. Ductile deformation merupakan deformasi dimana elastic limit dilampaui dan perubahan bentuk dan volume batuan tidak kembali. Fracture tejadi apabila batas atau limit elastik dan ducktile deformasi dilampaui.Deformasi rekah (fracture deformation) dan lentur (ductile deformation) adalah sama, menghasilkan regangan (strain) yang tidak kembali ke kondisi semula.

Adapun yang menjadu pengontrol deformasi yaitu :

v  Suhu
Makin tinggi suhu suatu benda padat semakin ductile sifatnya dan keregasannya makin berkurang. Misalnya pipa kaca tidak dapat dibengkokkan pada suhu udara, bila dipaksa akan patah, karena regas (brittle). Setelah dipanaskan akan mudah dibengkokkan. Demikian pula halnya dengan batuan. Di permukaan, sifatnya padat dan regas, tetapi jauh dibawah permukaan dimana suhunya tinggi, bersifat ducktile.

v  Waktu dan strain rate
Pengaruh waktu dalam deformasi batuan sangat penting. Kecepatan strain sangat dipengaruhi waktu. Strain yang terjadi bergantung pada berapa lama batuan dikenai stress. Kecepatan batuan untuk berubah bentuk dan volume disebut strain rate, yang dinyatakan dalam volume per unit volume per detik, di bumi berkisar antara 10-14/detik sampai 10-15/detik. Makin rendah strain rate batuan, makin besar kecenderungan terjadinya deformasi ducktile.
Pengaruh suhu, confining pressure dan strain rate pada batuan, seperti ciri pada kerak, terutama bagian atas dimana suhu dan confining pressure rendah tetapi strain rate tinggi, batuan cenderung regas (brittle) dan patah. Sedangkan bila suhu tinggi, confining pressure tinggi dan strain rate rendah batuan menjadi kurang regas dan lebih bersifat ducktile. Sekitar 15 km kebawah, batuan bersifat regas dan mudah patah. Dibawah 15 km batuan tidak mudah patah karena bersifat lebih ducktile. Kedalaman dimana sifat kerak berubah dari regas mulai menjadi ducktile disebut brittle-ductile transition.

v  Komposisi
Komposisi batuan berpengaruh pada cara deformasinya. Komposisi mempunyai dua aspek. Pertama, jenis kandungan mineral dalam batuan, beberapa mineral (seperti kwarsa, garnet dan olivin) sangat brittle, sedangkan lainnya (seperti mika, lempung, kalsit dan gypsum) bersifat ducktile. Kedua, kandungan air dalam batuan mengurangi keregasannya dan memperbesar keducktilannya. Pengaruh air, memperlemah ikatan kimia mineral-mineral dan melapisi butiran-butiran mineral yang memperlemah friksi antar butir. Jadi batuan’basah’ cenderung lebih ducktile daripada batuan ‘kering’. Batuan yang cenderung terdeformasi ducktile diantaranya batugamping, marmer, lanau, serpih, filit dan sekis. Sedangkan yang cenderung brittle daripada ductile, batupasir, kwarsit, granit, granodiorit dan gneiss.

A.    Rezim tektonik regangan

       Tektonik merupakan faktor utama yang mengontrol pembentukan dan penghancuran akomodasi. Tanpa subsidensi tektonik, tidak akan ada cekungan sedimen. Tektonik juga mempengaruhi laju pemasokan sedimen ke dalam cekungan. Subsidensi tektonik terjadi melalui dua mekanisme utama yaitu ekstensional dan pembebanan fleksur (flexural loading). Laju subsidensi itu menentukan volume sedimen yang terakumulasi dalam cekungan, setelah dimodifikasi oleh efek pembebanan, kompaksi dan guntara. Extensional basin dapat terbentuk pada berbagai tatanan tektonik lempeng, namun umumnya terbentuk pada tepi lempeng konstruktif. Dalam extensional basin, laju perubahan subsidensi tektonik berlangsung secara sistematis dari waktu ke waktu. Subsidensi pada cekungan ini diawali oleh perioda subsidensi awal yang berlangsung cepat akibat peneraan isostatis, kemudian diikuti oleh perioda subsidensi termal yang berlangsung lambat dan berangsur (60-100 juta tahun) akibat pendinginan astenosfir. Perubahan yang sistematis dari laju subsidensi tektonik sangat mempengaruhi geometri endapan pengisi cekungan. Hubbard (1988) membagi endapan cekungan ini ke dalam 3 paket:

(1) megasekuen yang terbentuk sebelum terjadinya retakan (pre-rift megasequence)

(2) megasekuen yang terbentuk selama berlangsungnya retakan (syn-rift megasequence)

(3) mega-sekuen yang terbentuk setelah terjadinya retakan (post-rift megasequence). Pada model syn-rift megasequence sederhana, sedimen diendapkan dalam deposenter-deposenter yang keberadaannya dikontrol oleh sesar-sesar aktif dalam cekungan itu. Subsidensi diferensial di sepanjang sesar-sesar ekstensi mengontrol penyebaran fasies dalam deposenter-deposenter tersebut. Dalam post-rift megasequence, setiap topografi yang terbentuk selama syn-rift phase sedikit demi sedikit akan tertutup oleh sedimen yang diendapkan pada post-rift phase. Sedimen-sedimen itu akan memperlihatkan pola onlap terhadap tepi cekungan sehingga menghasilkan geometri “streers head”. Syn-rift megasequence dan post-rift megasequence dalam cekungan bahari mengandung sekuen-sekuen yang pembentukannya dikontrol oleh perubahan muka air laut frekuensi tinggi.

 

  

Gambar di atas merupakan pembentukan cekungan. Tahap pada gambar-A
Awalnya gaya-gaya dari arus konveksi yang ada pada astenosfer terus bekerja dan menarik batuan (extensional) kearah samping (Gerakan Divergen). Akibatnya kerak kontinen mengalami penipisan. Dengan menipisnya kerak kontinen ini menyebabkan terjadinya intrusi magma sehingga kerak mengalami partial melting dan memuai menyebabkan uplift disertai timbulnya dike. Tahap pada gambar-B.Gaya-gaya dari arus konveksi terus bekerja, menyebabkan kerak terus mengalami “pemekaran”, bergerak saling menjauh. Hal ini menyebabkan zona uplift yang ada mengalami pensesaran. Berkembanglah sesar-sesar normal, membentuk rekahan-rekahan yang sangat panjang, sepanjang pengaruh gerakan divergen tersebut bekerja (terlihat pada gambar berwarna hijau). Semakin lama, zona pemekaran ini membentuk lembah pemekaran (rift valleys).Tahap pada gambar-C.Dengan terus berjalannya gerakan divergen ini, akan membentuk semakin terbukannya rift valley. Dengan adanya siklus hidrologi, rift valley mulai tergenang oleh air. Selain itu pula ada faktor erosi yang menyebabkan tererosinya lereng-lereng (flangks) membentuk dataran yang rendah, menyebankan meluasnya rift valley. Sedimen hasil erosi ini kemudian terakumulasi pada rift valley yang terbentuk.Tahap selanjutnyaPergerakan divergen terus berlangsung. Kemudian akibat erosi dan gaya-gaya arus konveksi yang menyebankan lempeng-lempeng semakin menjauh menyebabkan Kerak semakin menipis. Sehingga magma keluar melalui kerak yang tipis ini. Magma yang keluar terus berkembang dan mendorong batuan yang ada disampingnya, yang kemudian mendingin, dan membeku, tenggelam (sinking) dibawah laut membentuk kerak samudera baru. Pergerakan ini akan terus berlangsung menyebabkan terbentuknya cekungan samudera yang luas.

B.      Punggung samudera(ocean ridges)

           Ocean ridges merupakan batas lapisan litosfer samudra yang baru terbentuk dan membuat permukaan bumi lebih tinggi. Punggung samudra yang semakin bergerak   melebar atau  terbentuk sebagai  batas piringan merupakan asal lapisan baru          samudra. Tinggi puncak punggung samudra  sekitar 2-3 km lebih tinggi dari dasar samudera disekitarnya dan topografi lokalnya tidak datar dan pararel terhadap puncaknya

Gambar punggung samudera. Dengan resolusi tinggi dari profil bathymetric (alat pengukur kedalaman laut) dari punggungan  samudra yang bergerak cepat, menengah dan lambat penyebaran rata-ratanya.EPR (East Pasific Rise), MAR (Mid Atlantic Ridge), daerah neovulkanik dikurung oleh Vs, daerah celah dengan Fs, dan luas persesaran aktif dengan Ps.

Morfologi punggungan Samudra ditentukan oleh laju pemisahan, yaitu :

•         Laju rendah (10-50 mm/a), Median rift utama terbentuk di sumbu punggungan. Lebar 30-50 km, kedalaman 1500-3000 m, dengan topografi kasar.

•         Laju menengah (50-90 mm/a), Median rift, kedalaman 50-200 m, topografi halus.

•         Laju tercepat (>90 mm/a), tidak terdapat median rift, topografi halus .

 

Gambar diatas merupakan batas piringan yang menyebar terjadi saat dua piringan bergerak saling berpisah. Ketika beberapa piringan terpecah menjauh, lithosphere yang tipis dan terputus untuk membentuk batas piringan yang menyebar. Pada kulit samudra proses ini dinamakan penyebaran lantai lautan karena piringan yang terpisah menyebar satu sama lain. Di daratan, penyebaran batas piringan membentuk beberapa lembah sesar.

Pada punggung samudera  terbagi beberapa skala yang berbeda yaitu:

v  Digambarkan dengan zona patahan yang membagi palung pada interval 300-500 km. Ini disebabkan adanya kegagalan transformasi nonregiol (yang mempengaruhi tingkat kekerasan dan panas di mantel) dan luasan di daerah offset (3-5 km) OSCs yang menimbulkan perbedaan kedalaman daerah pusat hingga ratusan meter.

v  Terletak pada interval 30-500 km, disebabkan adanya kegagalan transformasi nonregiol (yang mempengaruhi tingkat kekerasan dan panas di mantel) dan luasan di daerah offset (3-5 km) OSCs yang menimbulkan perbedaan kedalaman daerah pusat hingga ratusan meter.

v  Terletak pada interval 30-100 km yang digambarkan oleh offset kecil (0.5-3 km) OSCs dimana kedalaman kurang dari sepuluh meter.

v  Terletak pada interval 10-50 km yang disebabkan oleh offset sangat kecil (< 0.5 km) dari palung. Hal ini jarang dihubungkan dengan adanya anomaly kedalaman dan dapat dijelaskan dengan adanya gap didalam aktivitas vulkanik yang berada pada pusat retakan atau dengan adanya variasi geokimia.

OSCs merupakan migrasi segmentasi disepanjang punggungan dengan kecepatan sampai beberapa ratus millimeter per tahun yaitu evolusi diskontinuitas sumbu punggungan dalam hal pergerakan pulsa magma. Dalam kondisi normal, peridotite mantel atas tidak meleleh. Tetapi, punggung samudra dengan aliran panas tinggi memberi implikasi bahwa gradien geotermal melintasi peridotite solid pada kedalaman sekitar 50 km. Kenaikan astenosfer di bawah punggungan  dapat mengakibatkan tarikan viskos pada listorsfer yang baru terbentuk di kedua sisi. Tarikan ini mencegah kenaikan litosfer pada daerah kerak sementara litosfer yang mengapitnya naik oleh pergerakan disepanjang bidang patahan normal.

 

Gambar diagram cros-section dari struktur kulit dan diatas mantel wilayah kulit dari tengah punggungan samudra. Bentuk ruang magma yang berdasar dari model seismik refleksi