Tugas Geodinamika - Ibu Ulfa
-
Upload
aga-makassar -
Category
Documents
-
view
162 -
download
5
Transcript of Tugas Geodinamika - Ibu Ulfa
BAB I
PENDAHULUAN
1.1 Latar BelakangBumi tempat kita tinggal saat ini merupakan salah satu anggota tata surya
dengan matahari sebagai pusatnya. Jarak bumi dengan matahari sekitar 150 juta
km. Bumi berbentuk bulat pepat dengan jari-jari ± 6.370 km. Bumi merupakan
planet dengan urutan ketiga dari delapan planet yang dekat dengan matahari.Bumi
diperkirakan telah terbentuk sekitar 4,6 milyar tahun yang lalu, dan merupakan
satu-satunya planet yang dapat dihuni oleh berbagai jenis mahluk hidup.
Permukaan bumi terdiri dari daratan dan lautan.
Sebagai planet yang memiliki kehidupan di dalamnya, bumi terdiri atas
beberapa struktur yang memungkinkan untuk dijadikan tempat tinggal. Di antara
macam-macam struktur bumi di antaranya adalah terdiri dari banyak jenis
material seperti berbagai jenis batuan, tanah, serta air yang kesemuanya
membentuk planet bumi yang sekarang ini kita diami.
Pada makalah ini penyusun menjelaskan struktur penyusun lapisan bumi
dan bagaiman pendekatan ilmiah untuk mengetahui struktur lapisan bumi tersebut.
1.2 Rumusan MasalahAdapun rumusan masalah dalam penulisan ini adalah sebagai berikut:1. Menjelaskan struktur seismic dari mantel.2. Menjelaskan komposisi Mantel.3. Membahas mengenai struktur penyusun lapisan bumi.4. Menjelaskan mengenai Rheology Mantel dan Kerak.5. Menjelaskan Lithosfer dan Asthonosfer
1.3 Tujuan Tujuan dalam pembuatan makalah ini adalah sebagai berikut:1. Mengetahui struktur seismic dari Mantel.2. Dapat menjelaskan komposisi Mantel.3. Dapat menjelaskan struktur penyusun lapisan bumi.4. Mengetahui Lithosfer dan Asthonosfer
1
BAB II
PEMBAHASAN
2.1. Seismologi Gempa Bumi
2.1.1. Pengantar
Gelombang merupakan gejala usikan dari keadaan setimbang yang dapat
merambat dalan ruang. ketika ditinjau dari mekanisme perambatannya,
gelombang sendiri dapat dibedakan menjadi dua bagian yaitu gelombang mekanik
dan gelombang elektromganetik. Jika ditinjau dari arah rambatnya, gelombang
dapat dibedakan menjadi dua jenis yaitu gelombang tranversal dan gelombang
longitudinal.
2.1.2. Deskriptor Gempa Bumi
Setiap tahun terjadi gempa bumi di bagian-bagian dunia yang berbeda.
Setiap gempa bumi itu mengeluarkan energi dalam jumlah yang sangat besar.
Energi ini mengalir dari sumber gempa dalam bentuk gelombang yang melalui
semua bagian bumi, termasuk bagian yang palingdalam. Apabila gelombang
muncul di permukaan, gerakannya dicatat oleh susatu alat yang disebut
seismograf. Alat ini diletakkan pada ribuan observatorium (stasiun pencatat) yang
tersebar di seluruh dunia. Seismogram merupakan visualisasi gerakan-gerakan
tanah akibat gempa bumi yang dicatat oleh jarum seismograf.
Seismogram dapat dibandingkan dengan foto sinar-X dari tubuh manusia.
Struktur bagian dalam tubuh manusia mempengaruhi intensitas sinar-X, ketika
sinar-sinar itu lewat diantara sumbernya dan film fotografig. Untuk struktur
bagian dalam bumi akan mempengaruhi gelombang gempa bumi yang mengalir
diantara sumber gempa dan seismograf. Dalam hal ini jauh lebih sukar
menafsirkan seismogram daripada foto Sinar-X. Foto Sinar-X memperlihatkan
suatu persamaan dengan tubuh manusia, sedangkan seismogram hanya
memperlihatkan ploa rumit dari garis-garis yang bergelombang. Untuk
menafsirkan garis-garis ini, seorang ahli seismologi memerlukan bantuan ilmu
matematika dan fisika (Bullen, K.E. Ilmu Pengatahuan Populer)
3
Apabila sebuah gempa, mulai dari yang lemah sampai dengan yang kuat
dimasukkan dalam hitungan, maka terjadilah kira-kira sejuta gempa setiap tahun.
Hal ini sangat menarik untuk diungkap dan dikaji lebih jauh sehingga dapat
dikembangkan maupun di manfaat kan untuk tujuan-tujuan yang kosntruktif.
2.1.3. Gelombang Seismik.
Gelombang termasuk bagian dari fenomena yang ada di alam. Gelombang
timbul karena adanya perambatan dari usikan atau energi dari suatu sumber ke
titik-titik yang lain. Misalnya gelombang yang ditimbulkan karena adanya gempa
bumi. Gempa bumi merupakan getaran atau guncangan yang terjadi di permukaan
bumi akibat pelepasan energi di dalam bumi secara tiba-tiba yang ditandai dengan
patahnya lapisan batuan pada kerak bumi.
Gempa bumi terjadi pada retakan dalam kerak bumi yang disebut patahan.
Patahan terbentuk karena batuan rapuh dan pecah yang disebabkan oleh tekanan
besar yang mendesaknya. Patahan tersebut akan bergerak secara perlahan-lahan
pada lempeng bumi. Sehingga dapat menyebabkan tekana pada daerah kerak
bumi.
Gempa bumi terjadi ketika tekanan telah semakin meningkat di daerah
batuan sampai pada tingkat tertentu, sehingga terjadi pergerakan mendadak.
Pergerakan mendadak ini dapat menciptakan patahan baru ketika batuan pecah
pada titik terlemah, atau pergerakan menyebabkan batuan tergelincir di sepanjang
patahan yang ada. Pada saat gempa bumi terjadi, sejumlah besar energi dilepaskan
bersamaan dengan dilepasnya tekanan. Energi yang dipancarkan dari sumber
gempa akan menjalar kesegala arah dalam bentuk gelombang, sehingga efeknya
dapat dirasakan sampai ke permukaan bumi.
Apabila terjadi suatu gempa bumi yang cukup kuat, maka
gelombanggelombang elastik dipancarkan dari pusat gempa bumi ke semua arah.
Gelombang yang terpancarkan dari pusat gempa akan terekam oleh alat yang
dinamakan seismometer. Seismometer merupakan alat yang dirancang untuk
merekam atau mencatat gerakan tanah dalam arah tertentu baik dalam arah
vertikal maupun horizontal. Dalam kamus lengkap fisika (Oxford,1990:39)
4
“Seismograf didefinisikan sebagai alat pencatat getaran bumi yang diakibatkan
pengaruh gempa, kemudian Seismogram merupakan grafik getaran yang direkam
oleh sesimograf”.
Konsep Gelombang Seismik
Gelombang seismik adalah gelombang yang merambat baik di dalam
maupun diluar permukaan bumi yang berasal dari sumber seismik. Dari sumber
sesmik ini akan muncul getaran pada kerak bumi yang diakibatkan adanya
gangguan pada salah satu lapisan bumi. Getaran yang mencapai permukaan bumi
pada umumnya menyebabkan pergerakan ke berbagai arah, pergerakan tersebut
dikenal dengan gempa bumi. Gelombang seismik akan mengalami osislasi
partikel terhadap medium yang di lewatinya, Osilasi partikel medium terjadi
akibat interaksi antara gaya gangguan malawan gaya-gaya elastik. Dari interaksi
ini muncul gelombang longitudinal, gelombang transversal dan kombinasi
diantara keduanya. (Afnimar, 2009:7)
Gerakan batuan yang tiba-tiba di sepanjang celah pada sesar bumi
menimbulkan getaran yang mentransmisikan energi dalam bentuk gelombang
bodi (body wave). Sedangkan gelombang yang merambat dari episenter ke
sepanjang permukaan bumi disebut gelombang permukaan (surface wave).
Berdasarkan tempat menjalarnya, gelombang seismik dapat dibedakan
menjadi dua bagian, yaitu gelombang bodi (body wave) dan gelombang
permukaan (surface wave). Gelombang bodi ini terdiri dari dua tipe yaitu
gelombang primer (P) dan gelombang sekunder (S). gelombang primer (P) adalah
gelombang longitudinal yang arah pergerakkan partikelnya searah dengan arah
rambat gelombang. Kemudian gelombang sekunder (S) adalah gelombang yang
arah pergerakkan partikelnya tegak lurus dengan arah rambat gelombang.
Gelombang primer dan sekunder akan merambat meninggalkan sumber
gempa pada saat yang bersamaan, tetapi gelombang primer akan mencapai
seismometer terlebih dahulu dibandingkan dengan gelombang sekunder, karena
kecepatan perambatan gelombang primer lebih cepat.
5
Gambar Rekaman Gelombang Primer Dan Sekunder Pada Seismometer
Beda waktu antara kedatangan gelombang P pertama dan gelombang S
pertama ini dikenal sebagai panjang waktu getaran pendahuluan atau waktu SP.
Beda waktu ini merupakan petunjuk yang penting untuk mengetahui lokasi
sumber gempa. Waktu SP dapat mencapai orde sekon ataupun menit bergantung
pada jarak sumber gempa ke stasiun pencatat. Akan tetapi, waktu SP selalu dapat
mengungkap jarak stasiun pencatat ke episentruum, yaitu suatu titik yang terletak
di permukaan Bumi tepat di atas sumber gempa (hiposentrum).
Gelombang permukaan menjalar/merambat dari episenter amplitudonya
melemah bila semakin masuk ke dalam mediumgelombang permukaan yaitu
gelombang Rayleigh, gelombang Love, gelombang tabung. Gelombang Rayleigh
adalah gelombang yang merambat pada batas permukaan saja dan hanya dapat
merambat pada media padat serta arah getarannya berlawanan arah dengan arah
perambatannya. Gelombang Love adalah gelombang yang hanya merambat pada
batas lapisan saja dan bergerak pada bidang yang horizontal saja. Gelombang
tabung merupakan gerak/aliran fluida di sepanjang sumur pengeboran
.
Gambar 1. Gelombang Sekunder
6
Gelombang Body
a. Gelombang Primer (P)
Gelombang primer atau gelombang longitudinal akan tercatat pertama kali
pada seismograf. Gelombang ini memiliki arah getaran ke depan dan ke belakang
sehingga materi yang dilewati sebagai mediumnya mengalami tekanan dan
peregangan seperti sprial. Oleh karena itu, sering disebut sebagai Push-Pull Wave
atau Compressional Wave.
Gelombang primer terjadi karena adanya rambatan dari hiposentrum yang
bergerak melewati lapisan litosfer secara menyebar ke berbagai arah. Gelombang
primer dapat merambat melalui medium padat, cair dan gas. Dengan arah
rambatan ke depan, maka gelombang primer ini memiliki kecepatan yang
tergolong tinggi, kecepatannya antara 7-14 km per detik dan mempunyai periode
antara 5-7 detik.
Gambar 2 Gelombang Primer (P-wave)
Gelombang primer akan merambat dengan mudah pada medium padat
maupun medium cair. Pada umumnya, semakin padat suatu batuan, semakin cepat
perambatan gelombang P. Hal ini menunjukkan bahwa adanya perbedaan
kecepatan antar bidang batas. Ketika semakin padat medium yang dilaluinya,
7
maka semakin kecil simpangan yang terjadi pada gelombang, dan semakin
renggang medium yang dilaluinya akan semakin besar simpangannya.
Gambar 3. Rambatan Gelombang Primer (P) danSekunder (S) Pada Interior Bumi
Pada gambar 3 sebagaimana dinyatakan oleh Noor Djauhari (2009) bahwa,
“Rambatan gelombang primer di dalam interior bumi yang berasal dari suatu
sumber gempa. Sifat dari rambat gelombang seismik di dalam bumi diperlihatkan
oleh gelombang primer yang merambat baik pada Inti bagian luar maupun inti
bagian dalam”. Berdasarkan sifat rambat gelombang primer tersebut, maka
gelombang primer itu dapat merambat pada inti bumi bagian luar yang berfasa
cair dan Inti bumi bagian dalam berupa padatan.
8
Gambar 4. Rambatan Gelombang P dan S Pada Lapisan Bumi
Pada gambar 4 menurut Noor Djauhari (2009) bahwa “kecepatan rambat
gelombang primer dan gelombang sekunder kearah interior bumi. Gelombang P
tetap menjalar pada bagian luar Inti Bumi yang berfasa cair, namun terjadi
perubahan kecepatan rambat gelombang primer dari bagian Mantel Bumi ke arah
Inti Bumi bagian luar menjadi lambat”. Dari gambar tersebut antara Kulit Bumi
dengan Mantel Luar dibatasi oleh suatu material yang berfase semi-plastis yang
saat ini dikenal sebagai tempat di mana kerak bumi yang saling bergerak. Dengan
demikian bahwa, gelombang primer dapat merambat pada interior bumi baik yang
berfasa padat maupun berfasa cair.
b. Gelombang Sekunder (S)
Gelombang transversal atau gelombang sekunder adalah gelombang
gempa yang bersama-sama dengan gelombang primer dirambatkan dari
hiposentrum ke segala arah dalam lapisan litosfer. Gelombang sekunder memiliki
arah getar tegak lurus terhadap arah rambatnya, gelombang sekunder ini
merambat di sela-sela bebatuan dengan kecepatan antara 4-7 km/detik dan
mempunyai periode 11-13 detik. Gelombang sekunder hanya dapat merambat
9
melalui medium padat. Ketika melewati medium cair atau udara gelombangnya
akan teredam sehingga tidak tercatat oleh seismograf.
Gambar 5 Gelombang Sekunder (S-wave)
Sebagaimana yang diperlihatkan pada Pada gambar 3 bahwa untuk sifat
rambatan dari gelombang gempa di dalam bumi berupa gelombang sekunder tidak
merambat pada Inti Bumi bagian luar. Jadi untuk gelombang sekunder hanya
merambat pada bagian mantel dari interior bumi. Kemudian untuk kecepatan
rambat gelombang sekunder yang diperlihatkan pada gambar 4 menunjukkan
bahwa gelombang sekunder tidak menjalar pada bagian Inti Bumi bagian luar
yang berfasa cair (liquid).
Gambar 6. Gelombang Sekunder S dan P menunjukkan struktur internal Bumi
10
2.2. Kecepatan Struktur Bumi
Model struktur kecepatan gelombang gempa yang biasa dipergunakan dalam studi
seismologi adalah model Jeffrey-Bullen dan Herrin. Kedua model ini adalah
model 1-dimensi struktur kecepatan gelombang gempa yang dihasilkan dari
pengamatan sejumlah gempa yang terjadi di seluruh dunia. Gambar 3
menunjukkan kedua model struktur kecepatan untuk gelombang P pada bagian
mantel atas yang terletak pada kedalaman dari 0 sampai 700 km. Kedua model
tersebut disusun dengan asumsi bahwa interior bumi diseluruh bagian mempunyai
karakteristik yang sama atau homogen. Sedangkan besarnya kecepatan gelombang
gempa diasumsikan hanya merupakan fungsi dari kedalaman.
Gambar.7. Model Struktur Kecepatan. Dua model idel struktur kecepatan gelombang P untuk
mantel bagian atas berdasarkan Jeffrey-Bullen (1956) dan Herin (1968). Model-model tersebut
dibuat dengan asumsi bumi ideal dan berlaku secara global.
Pemakaian model struktur kecepatan Jeffrey-Bullen dan Herrin dalam perhitungan
parameter hiposenter untuk gempa-gempa lokal dapat menimbulkan kesalahan
pada hasil parameter yang ditentukan. Kesalahan ini disebabkan karena struktur
kecepatan gelombang gempa di tiap tempat pada kenyataannya berbeda dengan
11
model Jeffrey-Bullen dan Herrin yang berlaku umum. Dengan kata lain struktur
interior bumi ditiap tempat berbeda-beda. Dengan demikian tingkat ketelitian
penentuan parameter hiposenter untuk gempa-gempa lokal di suatu daerah dapat
ditingkatkan kalau kita dapat membuat model struktur kecepatan gelombang
gempa yang lebih sesuai untuk daerah tersebut.
Model struktur kecepatan gelombang gempa dapat ditentukan dengan
memanfaatkan seperangkat data pengamatan gempa yang meliputi data waktu tiba
(arrival time) atau waktu tempuh (travel time) gelombang gempa yang terekam
pada seismogram. Penentuan model struktur kecepatan gelombang gempa
semacam ini dikenal sebagai metoda inversi. Salah satu metoda yang paling
populer dalam metoda inversi ini adalah metoda inversi kuadrat terkecil (least
squares) yang dikembangkan oleh Crosson. Metoda inversi ini telah dimodifikasi
dan diterapkan secara baik di Jepang oleh beberapa peneliti. Pada metoda ini
parameter hiposenter dan parameter kecepatan gelombang gempa untuk bumi
berlapis-lapis diestimasi secara simultan dengan memanfaatkan data waktu
tempuh gelombang gempa dari gempa-gempa lokal.
2.3. Komposisi Bumi
Gambar 8. Struktur internal Bumi
12
Berdasarkan gelombang seismic struktur internal bumi dapat dibedakan
menjadi tiga komponen utama, yaitu inti (core), mantel (mantle) dan kerak (crust).
Gambar 9. Lapisan internal Bumi
Inti bumi (core)
Dipusat bumi terdapat inti yang berkedalaman 2900-6371 km. Terbagi menjadi
dua macam yaitu inti luar dan inti dalam. Inti luar berupa zat cair yang memiliki
kedalaman 2900-5100 km dan inti dalam berupa zat padat yang berkedalaman
5100-6371 km. Inti luar dan inti dalam dipisahkan oleh Lehman Discontinuity.
Dari data Geofisika material inti bumi memiliki berat jenis yang sama dengan
berat jenis meteorit logam yang terdiri dari besi dan nikel. Atas dasar ini para ahli
percaya bahwa inti bumi tersusun oleh senyawa besi dan nikel.
Mantel bumi (mantle)
Inti bumi dibungkus oleh mantel yang berkomposisi kaya magnesium. Inti dan
mantel dibatasi oleh Gutenberg Discontinuity. Mantel bumi terbagi menjadi dua
13
yaitu mantel atas yang bersifat plastis sampai semiplastis memiliki kedalaman
sampai 400 km. Mantel bawah bersifat padat dan memiliki kedalaman sampai
2900 km.
Mantel atas bagian atas yang mengalasi kerak bersifat padat dan bersama dengan
kerak membentuk satu kesatuan yang dinamakan litosfer. Mantel atas bagian
bawah yang bersifat plastis atau semiplastis disebut sebagi asthenosfer.
Kerak bumi (crust)
Kerak bumi merupakan bagian terluar lapisan bumi dan memiliki ketebalan 5-80
km. kerak dengan mantel dibatasi oleh Mohorovivic Discontinuity. Kerak bumi
dominan tersusun oleh feldsfar dan mineral silikat lainnya. Kerak bumi dibedakan
menjadi dua jenis yaitu :
Kerak samudra, tersusun oleh mineral yang kaya akan Si, Fe, Mg yang disebut
sima. Ketebalan kerak samudra berkisar antara 5-15 km (Condie, 1982)dengan
berat jenis rata-rata 3 gm/cc. Kerak samudra biasanya disebut lapisan basaltis
karena batuan penyusunnya terutama berkomposisi basalt.
Kerak benua, tersusun oleh mineral yang kaya akan Si dan Al, oleh karenanya di
sebut sial. Ketebalan kerak benua berkisar antara 30-80 km (Condie !982) rata-
rata 35 km dengan berat jenis rata-rata sekitar 2,85 gm/cc. kerak benua biasanya
disebut sebagai lapisan granitis karena batuan penyusunya terutama terdiri dari
batuan yang berkomposisi granit.
Disamping perbedaan ketebalan dan berat jenis, umur kerak benua biasanya lebih
tua dari kerak samudra. Batuan kerak benua yang diketahui sekitar 200 juta tahun
atau Jura. Umur ini sangat muda bila dibandingkan dengan kerak benua yang
tertua yaitu sekitar 3800 juta tahun.
14
2.4. Kerak Bumi
Kerak Bumi adalah lapisan terluar bumi yang terbagi menjadi dua
kategori, yaitu kerak samudra dan kerak benua. Kerak samudra mempunyai
ketebalan sekitar 5-10 km sedangkan kerak benua mempunyai ketebalan sekitar
20-70 km. Penyusun kerak samudra yang utama adalah batuan basalt, sedangkan
batuan penyusun kerak benua yang utama adalah granit, yang tidak sepadat batuan
basalt.
Kerak bumi dibedakan menjadi dua jenis yaitu :
Kerak samudra, tersusun oleh mineral yang kaya akan Si, Fe, Mg yang disebut
sima. Ketebalan kerak samudra berkisar antara 5-15 km (Condie, 1982)dengan
berat jenis rata-rata 3 gm/cc. Kerak samudra biasanya disebut lapisan basaltis
karena batuan penyusunnya terutama berkomposisi basalt.
Kerak benua, tersusun oleh mineral yang kaya akan Si dan Al, oleh karenanya
di sebut sial. Ketebalan kerak benua berkisar antara 30-80 km (Condie !982)
rata-rata 35 km dengan berat jenis rata-rata sekitar 2,85 gm/cc. kerak benua
biasanya disebut sebagai lapisan granitis karena batuan penyusunya terutama
terdiri dari batuan yang berkomposisi granit
Kerak Bumi dan sebagian mantel bumi membentuk lapisan litosfer dengan
ketebalan total kurang lebih 80 km.Temperatur kerak meningkat seiring
kedalamannya. Pada batas terbawahnya temperatur kerak menyentuh angka 200-
400oC. Kerak dan bagian mantel yang relatif padat membentuk lapisan litosfer.
Karena konveksi pada mantel bagian atas dan astenosfer, litosfer dipecah menjadi
lempeng tektonik yang bergerak. Temperatur meningkat 30oC setiap km, namun
gradien panas bumi akan semakin rendah pada lapisan kerak yang lebih dalam.
Unsur-unsur kimia utama pembentuk kerak bumi adalah: Oksigen (O) (46,6%),
Silikon (Si) (27,7%), Aluminium (Al) (8,1%), Besi (Fe) (5,0%), Kalsium (Ca)
(3,6%), Natrium (Na) (2,8%), Kalium (K) (2,6%), Magnesium (Mg) (2,1%).
15
Para ahli dapat merekonstruksi lapisan-lapisan yang ada di bawah
permukaan bumi berdasarkan analisis yang dilakukan terhadap seismogram yang
direkam oleh stasiun pencatat gempa yang ada di seluruh dunia.
Kerak bumi purba sangat tipis, dan mungkin mengalami proses daur ulang
oleh lempengan tektonik yang jauh lebih aktif dari saat ini dan dihancurkan
beberapa kali oleh tabrakan asteroid, yang dulu sangat umum terjadi pada masa
awal terbentuknya tata surya. Usia tertua dari kerak samudra saat ini adalah 200
juta, namun kerak benua memiliki lapisan yang jauh lebih tua. Lapisan kerak
benua tertua yang diketahui saat ini adalah berusia 3,7 hingga 4,28 miliar tahun
dan ditemukan di Narryer Gneiss Terrane di Barat Australia dan di Acasta Gneiss,
Kanada.
Pembentukan kerak benua dihubungkan dengan periode orogeny intensif.
Periode ini berhubungan dengan pembentukan super benua seperti Rodinia,
Pangaea, dan Gondwana.
Kerak benua, contohnya kerak benua Eropa dan Asia (disebut Eurasia),
kerak benua Afrika, kerak benua Amerika Utara, kerak benua Amerika Selatan.
Kerak samudera, contohnya kerak samudera Hindia, kerak samudera Pasifik,
kerak samudera Atlantik.
Kerak benua disebut juga sebagai lempeng benua, sedangkan kerak
samudera disebut pula lempeng samudera. Lempeng samudera tertekan oleh
magma yang ada di bawahnya, sehingga ada bagian membubung (naik). Bagian
tersebut dinamakan pematang tengah samudera. Tekanan terus menerus berakibat
lempeng samudera tertekan dan bergerak menuju ke lempeng benua. Rata-rata
pergerakannya sekitar 10 cm/tahun. Akibatnya lempeng samudera bertumbukan
dengan lempeng benua. Akibat tumbukan tersebut ada bagian-bagian yang
terangkat menjadi pegunungan.
Wilayah-wilayah dunia yang merupakan pertemuan lempeng ditandai
dengan banyaknya deretan pegunungan. Perbukitan kapur adalah contoh
permukan bumi yang terangkat. Pada mulanya perbukitan kapur berasal dari dasar
laut. Oleh karena ada tekanan dari dalam bumi, maka dasar laut terangkat hingga
16
di atas permukaan laut. Adanya proses erosi dasar laut yang terangkat tersebut
kemudian menjadi perbukitan.
2.5. Ophiolite
Ophiolite merupakan formasi geologi di kerak benua yang terdiri atas material-
material kerak samudera akibat proses obduksi.
2.6. Metamorfisme Kerak Samudera
Metamorfisme adalah proses reaksi rekristalisasi di dalam kerak bumi
pada kedalaman antara (3-20 km) yang pada keseluruhannya atau sebagian besar
terjadi dalam keadaan padat, yakni tanpa melalui fase cair sehingga terbentuk
struktur dan mineral yang baru, akibat dari pengaruh temperatur (T) dan dari
tekanan (P) yang tinggi. Sedangkan menurut H.G.F. Winkler (1976) proses
metamorfosa adalah suatu proses yang mengubah mineral pada suatu batuan
dalam fase padat karena suatu pengaruh atau response terhadap kondisi fisika dan
juga kimia di dalam kerak bumi, dimana pada kondisi fisika, dan kimia tersebut
berbeda dengan kondisi yang sebelumnya. Proses-proses tersebut tidak termasuk
pelapukan (H.M. Munir, 1995).
a. Metamorfosa Kontak / termal / suhu
Metamorfosa kontak, merupakan tipe metamorfosa (baca: perubahan)
yang terjadi sebagai akibat terjadinya kontak antara magma (sebagai intrusi)
terhadap batuan yang ada disekitarnya, baik itu batuan sedimen maupun batuan
beku. Perubahan yang terjadi diakibatkan intensitas panas yang dikeluarkan oleh
magma. Jenis metamorfosis ini terbatas pada zona sekitar intrusi yang dikenal
dengan disebut aureole malihan atau malihan kontak. Di luar zona ini, batuan
tidak terpengaruh oleh peristiwa kontak tersebut. Sebagai contoh, misalnya serpih
menjadi batu tulis (sabak), phyllite, atau sekis, ketika mineral diselaraskan oleh
tekanan. Tapi oleh peristiwa metamorfosis kontak ini, serpih “dipanggang” oleh
intrusi dan berubah menjadi hornsfel, jika butirannya halus atau terubahkan
menjadi granofel, jika butirannya menengah atau kasar.
17
b. Metamorfosa dinamik
Peristiwa ini terjadi apabila batuan mengalami perubahan akibat tekanan tinggi.
Jenismetamorfosa ini biasanya timbul pada bidang – bidang sesar / patahan.
Sebagai hasil dari peristiwa ini, batuan akan hancur , dan pada bagian tersebut
pula akan muncul mineral – mineral yang terubahkan.
Contoh hasil metamorfosa dinamik adalah: Melange (batuan campur aduk)
3. Metamorfosa Regional
Jenis metamorfosa ini adalah metamorfosa yang paling sering muncul dan
biasanya meliputi area yang sangat luas. Perubahan batuan terjadi sebagai akibat
adanya temperatur dan tekanan tinggi yang menyertainya dalam proses perubahan
dari batuan asal menjadi batuan metamorf. Sebagai contoh; Pegunungan Taconic
di New York dan New England terbentuk dari kegiatan tabrakan purba antar
lempeng yang menghasilkan batuan malihan. Sebaliknya, beberapa batuan
malihan juga dapat terbentuk dari peristiwa turunnya suhu dan tekanan secara
ekstrim yang dikenal dengan istilah metamorfosis pembalikan.
18
2.7. Perbedaan Antara Kerak Samudera dan Kerak Benua
Gambar 10. Kerak Benua dan Kerak Samudera
a. Kerak Benua
Kerak benua adalah kerak yang komposisinya kaya Si dan Al alias asam.
Karena itu, berat jenisnya rendah (2,7 g/cm3). Selain itu, umurnya relatif tua dan
tebal sekali (20-70 km). Kerak benua, sesuai namanya, biasanya membentuk
daratan.
Lapisan kerak benua
1. Material lapisan kerak benua pada lapisan atas berupa batuan granit ringan.
2. Material lapisan kerak benua pada lapisan bawah berupa batuan basalt yang
lebih rapat.
3. Lapisan kerak benua tersusun pada zaman Prekambiun.
4. Rata-rata berada di 850 meter di atas permukaan laut.
19
Kerak benua merupakan rekaman utama kondisi Bumi selama 4,4 milyar
tahun terakhir. Pembentukannya mengubah komposisi lapisan mantel dan
atmosfer, ia mendukung kehidupan, dan tetap sebagai pencuci karbon dioksida
melalui cuaca dan erosi. Oleh karena itu, kerak benua memiliki peran utama
dalam evolusi Bumi, dan sekalipun begitu pewaktuan turunannya tetap menjadi
topik perdebatan hangat.
Secara luas diyakini bahwa kerak benua muda telah bertumbuh dari mantel
bagian atas yang menipis. Satu cara umum untuk mengetahui kapan kerak baru
terbentuk ialah dengan menentukan komposisi isotop radiogenik dari sampel
kerak, dan membandingkan ciri-ciri isotopnya dengan mantel yang telah menipis.
Dengan kata lain, isotop radiogenik dapat digunakan untuk mengkalkulasi 'model
umur' pembentukan kerak, yang merepresentasikan waktu karena sampel kerak
terpisah dari sumber mantelnya.
Konsep 'model umur' telah secara luas digunakan dalam studi-studi evolusi
kerak selama tiga dekade terakhir. Namun semakin jelas bahwa menggunakan
komposisi isotop dari mantel yang menipis sebagai sebuah referensi kalkulasi
model umur turunan kerak benua bisa membawa kepada interpretasi yang tidak
lengkap.
Dalam sebuah makalah yang diterbitkan kemarin di jurnal Science, Dr.
Bruno Dhuime dari Sekolah Ilmu Bumi Bristol dan para koleganya
menggambarkan sebuah metodologi baru bagi kalkulasi model umur, berdasarkan
komposisi isotop dari rata-rata kerak benua baru.
Dr. Dhuime mengatakan: "Usia yang dihitung dengan cara ini secara
signifikan lebih muda dari model umur yang dihitung dari komposisi isotop
mantel yang menipis. Usia baru yang didapatkan lebih konsisten dengan rekaman
geologis, yang membuka perspektif baru dalam studi evolusi kerak berdasarkan
isotop radiogenik." Demikian seperti yang dikutip dari Physorg (13/01/11).
20
b. Kerak Samudera
Yaitu kerak samudera: kaya Si dan Magnesium alias basa. Berat jenisnya
tinggi (3,0 g/cm3). Umurnya muda. Tipis (7-10 km). Sesuai namanya, kerak
samudera biasanya membentuk lautan.
Gambar 11. Kerak Samudera
Lapisan kerak samudera
1. material lapisan kerak samudera paling atas tersusun dari material sedimen
yang tebalnya hingga 800 meter.
2. lapisan kerak samudera mengalami pembaruan terus menerus oleh adanya
aktivitas vulkanisme di sepanjang celah-celah dasar laut.
3. unsur dari kerak samudera termasuk muda yaitu 200 juta tahun dibandingkan
umur kerak benua yang berumur 3,8 miliar tahun.
4. rata-rata berada pada 3.800 meter di bawah laut.
1. Kerak samudera adalah bagian dari lithosfer bumi yang permukannya berada di
cekungan samudera. Kerak samudera tersusun oleh batuan mafic, atau sima.
Kerak ini lebih tipis dibandingkan dengan kerak benua (sial), dengan ketebalan
lebih sedikit dari 10 kilometer, tetapi massa jenisnya lebih besar, memiliki
massa jenis rata-rata sekitar 3.3 gram per sentimeter kubik.
Kerak samudera adalah bagian dari lithosfer bumi yang permukannya
berada di cekungan samudera. Kerak samudera tersusun oleh batuan mafic, atau
21
sima. Kerak ini lebih tipis dibandingkan dengan kerak benua (sial), dengan
ketebalan lebih sedikit dari 10 kilometer, tetapi massa jenisnya lebih besar,
memiliki massa jenis rata-rata sekitar 3.3 gram per sentimeter kubik
c. Perbedaan Kerak Benua dan Kerak Samudera
Perbedaan kerak benua dan kerak samudera terutama terletak pada bahan
penyusun dari kedua jenis kerak bumi tersebut. kerak benua biasanya tersusun
atas unsur-unsur ringan seperti silisium dan alumunium. sedangkan kerak
samudera biasanya tersusun atas silisium dan magnesium. perbedaan bahan
penyusun kedua kerak menyebabkan adanya perbedaan berat jenis dari keduanya.
kerak samudera memiliki berat jenis yang lebih besar dari kerak benua meskipun
kerak samudera lebih tipis dari kerak benua. berat jenis kerak samudera kurang
lebih adalah 3 gr/cc sedangkan tebalnya hanya berkisar antara 5-15 km. ketebalan
tersebut tentu kalah dengan ketebalan kerak benua yang mencapai 30-80 km
namun berat jenisnya hanya 2,85 gr/cc.
Perbedaan lain terletak pada sifat batuan yang menyusun kerak benua dan
kerak samudera. kerak benua tersusun atas batuan granitis yang sifatnya asam,
sedangkan kerak samudera tersusun atas batuan basaltis yang sifatnya basa.
Sedangkan bila ditinjau dari segi umur batuan penyusun kerak benua dan
kerak samudera, maka juga akan terdapat perbedaan. batuan penyusun kerak
benua relatif lebih muda jika dibandingkan dengan batuan penyusun kerak
samudera. hal ini dapat dijelaskan melalui satu jenis plate boundaries yaitu
divergen antara kerak samudera dan kerak samudera. pada proses ini, magma dari
astenosfer akan keluar melalui rekahan yang ditimbulkan oleh proses divergen
tersebut. magma itu akan mendingin seiring berjalannya waktu dan membentuk
kerak samudera yang baru. jadi dari hal tersebut jelas bahwa kerak samudera
berumur lebih muda.
Pada penjelasan di atas telah sedikit disinggung mengenai plate boundaris
atau batas lempeng. plate boundaries sendiri terdapat tiga macam. yaitu :
konvergen atau saling mendekat, divergen atau saling menjauh, dan transform
atau saling bergeser.
22
Konvergen dapat terjadi pada tumbukan kerak benua dengan kerak benua,
kerak samudera dengan kerak samudera, maupun kerak benua dengan kerak
samudera. pada tumbukan antara kerak benua akan menghasilkan jalur
pegunungan tanpa menghasilkan partial melting karena tidak ada kerak yang
menunjam karena berat jenisnya sama-sama ringan. sedangkan pada tumbukan
antara kerak samudera dengan kerak samudera akan menghasilkan busur
kepulauan atau island arc. pada proses ini kerak samudera yang umurnya lebih tua
akan menunjam di bawah kerak samudera yang lebih muda karena densitas kerak
samudera yang umurnya lebih tua lebih besar dari pada yang berumur lebih muda.
dan untuk tumbukan antara kerak benua dengan kerak samudera akan
menghasilkan gunung api. pada proses ini kerak samudera akan menunjam di
bawah kerak benua karena densitasnya lebih besar.
Divergen dapat terjadi di tengah-tengah kerak benua maupun kerak
samudera. bila di tengah kerak benua akan disebut dengan rifting, sedangkan bila
di tengah kerak samudera disebut dengan spreading. rekahan di tengah samudera
akan menghasilkan mid oceanic ridge atau punggungan tengah samudera. batas
yang terakhir adalah batas transform juga dapat terjadi pada kerak benua maupun
kerak samudera.
2.8. Mantel (Selubung) Bumi
Selubung Bumi atau Mantel Bumi merupakan lapisan yang terletak di bawah
lapisan kerak bumi.Tebal selimut bumi mencapai 2.900 km dan merupakan
lapisan batuan padat.Suhu di bagian bawah selimut bumi mencapai 3.000 derajat
Celcius.
Selubung bumi atau mantel bumi merupakan penyusun bagian dalam bumi yang
terbesar. Berat jenis material penyusun selubung bumi rata-rata adalah 4,5.
Komposisi kimia penyusun selubung bumi belum diketahui dengan pasti, tetapi
diperkirakan mengandung unsur oksigen dan silikon dalam jumlah yang besar.
Selain itu selubung bumi juga mengandung ion-ion unsur logam terutama
23
magnesium dan besi. Komposisi umum dari selubung bumi adalh material yang
bersifat ultramafik, seperti peridotit, dunit, dan batuan lain yang kaya olivin.
Gambar 12. Struktur internal Bumi
Selubung bumi dapat dibedakan menjadi 3 bagian, yaitu selubung bumi bagian
atas, selubung bumi bagian tengah, dan selubung bumi bagian bawah. Selubung
bumi bagian atas (upper mantle) terletak pada zona 400 km diukur dari dasar
kerak bumi. Bagian ini mempunyai ketebalan sekitar 400 km. Bagian ini disusun
oleh suatu material yang kental, atau batuan yang hampir mencir. Keadaan ini
dapat diketahui dari kecepatan gelombang sekunder dan primer yang rendah.
Selubung bumi bagian tengah atau sering disebut sebagai zona transisi atau
peralihan, terletak mulai dari kedalaman 400 km sampai sekitar 700 km dari dasar
kerak bumi. Jadi ketebalan bagian ini sekitar 300 km. Zona peralihan ini ditandai
dengan peningkatan kecepatan rambat gelombang-gelombang seismik
(gelombang S dan P)
24
Selubung bumi bagian bawah (lower mantle) terletak mulai kedalaman sekitar 700
km. Sampai kedalaman 2900 km (puncak inti bumi). Bagian ini disusun oleh
material yang bersifat padat dan sangat panas dengan temperatur mencapai sekitar
3000oC. Hal ini dapat diketahui dari dapat merambatnya gelombang S melalui
material penyusunnya. Sedangkan membesarnya kecepatan rambat gelombang
seismik pada selubung bumi semakin ke bawah kemungkinan disebabkan oleh
sebagian membesarnya tekanan pada bagian ini.
2.8.2 Struktur Seismik dari mantel
Bagian teratas dari mantel merupakan kecepatan tertinggi biasanya 80-160
km tebal di mana kecepatan seismik yang konstan pada angka lebih dari 7,9 km s-
1 atau sedikit meningkat bagian dalam. bagian dari mantel ini membentuk bagian
bawah litosfer (Bagian 2.12). Di bawah litosfer terletak zona dengan kecepatan
rendah memanjang sampai kedalaman sekitar 300 km. Hal ini tampaknya ada di
bawah sebagian besar wilayah Bumi dengan pengecualian mantel bawah daerah
cratonic. Dari dasar zona ini kecepatan seismik meningkat perlahan-lahan sampai
menerus sampai pada kedalaman 410 km, menandai daerah atas dari zona transisi.
Ada kecepatan diskontinuitas lanjut pada kedalaman 660 km, zona dasar transisi.
Pada kecepatan mantel bagian bawah akan meningkat secara perlahan-lahan
dengan kedalaman sampai zona basal 200-300 km di mana gradien menurun dan
kecepatan rendah. Lapisan paling bawah ini, pada batas inti-mantel, dikenal
sebagai lapisan D "(Bagian 12.8.4) (Knittle & Jeanloz, 1991). Studi seismik telah
mendeteksi heterogenitas lateral yang kuat dan adanya (5-50 km tebal) zona
ultralow tipis dengan kecepatan di dasar lapisan D "(Garnero et al., 1998).
2.8.3 Komposisi Mantel
Faktanya bahwa banyak dari kerak samudera terdiri dari bahan komposisi
basaltik yang berasal dari mantel atas yang menunjukkan bahwa mantel atas
terdiri dari peridotit atau eklogit (Harrison & Bonatti, 1981). Perbedaan utama
antara kedua jenis batuan ini adalah bahwa peridotit mengandung olivin melimpah
dan kurang dari 15% garnet, sedangkan eklogit mengandung sedikit atau tidak ada
25
olivin dan setidaknya 30% garnet. Keduanya memiliki kecepatan seismik yang
sesuai dengan nilai mantel yang diamati dari sekitar 8 km s-1.
Beberapa bukti yang sangat kuat menunjukkan bahwa mantel atas adalah
peridotitik. Di bawah kerak samudera kecepatan Pn anisotropic, dengan kecepatan
lebih dari 15% lebih tinggi tegak lurus pegunungan laut. Hal ini dapat dijelaskan
oleh orientasi pada kristal olivin, dengan panjang [100] sumbu diyakini terletak
pada arah ini. Tak satu pun dari mineral umum eklogit menunjukkan
perpanjangan kristal yang diperlukan. Komposisi peridotitik juga ditunjukkan
oleh perkiraan rasio Poisson dari P dan S kecepatan, dan adanya peridotit di
bagian basal. Kepadatan eclogit juga terlalu tinggi untuk menjelaskan topografi
struktur kerak isostatical.
Gambar 13. Mantel Bumi
Meskipun perkiraan komposisi mantel bervariasi secara rinci, umumnya
disepakati bahwa setidaknya 90% dari mantel massa dapat direpresentasikan
dalam bentuk oksida FeO, MgO, dan SiO2, dan lebih lanjut 5-10% terdiri dari
CaO, Al2O3, dan Na2O.
26
Gambar. 14. Komposisi Mantel Bumi
2.8.4 Mantel Zona kecepatan rendah
Zona kecepatan rendah (Gambar 2.16) ditandai dengan kecepatan rendah
seismik, atenuasi seismik yang tinggi, dan konduktivitas listrik yang tinggi. Efek
seismik secara lebih jelas terdapat pada gelombang S daripada P gelombang.
Kecepatan seismik yang rendah bisa muncul dari sejumlah mekanisme yang
berbeda, termasuk suhu yang tidak normal, perubahan fasa, perubahan komposisi,
kehadiran retak terbuka dan parsial yang mencair. Secara umum dapat diterima
bahwa kecepatan seismik yang lebih rendah akan muncul karena adanya material
yang meleleh. Pencairan yang terjadi di wilayah ini didukung oleh fakta bahwa
pada tingkat ini bahan mantel adalah paling mendekati titik leleh (Bagian 2.12,
Gambar. 2,36).
Mantel zona kecepatan rendah sangat penting untuk lempeng tektonik
karena merupakan lapisan viskositas rendah sepanjang adanya gerakan relatif dari
litosfer dan astenosfer.
2.8.5 Mantel Zona Transisi
Ada dua diskontinuitas kecepatan utama dalam mantel pada kedalaman
410 km dan 660 km . Diskontinuitas jarang yang terjadi selama rentang yang
27
terbatas secara mendalam , sehingga umumnya percaya bahwa mereka mewakili
perubahan fasa daripada perubahan kimia . Meskipun diskontinuitas ini bisa
disebabkan oleh perubahan komposisi kimia dari Mantle di bagian dalam ,
tekanan yang disebabkan perubahan fasa dianggap sebagai penjelasan yang lebih
mungkin . Studi bertekanan tinggi telah menunjukkan bahwa olivin , mineral
dominan dalam mantel peridotit yang mengalami transformasi struktur spinel
pada kondisi tekanan / suhu pada kedalaman 410 km dan kemudian pada
kedalaman 660 km ( Tabel 2.4 ) ( Helffrich & Wood , 2001) . Dalam mensubduksi
litosfer , di mana suhu di kedalaman ini lebih dingin dari dalam mantel normal, di
mana diskontinuitas ini terjadi persis seperti yang diperkirakan oleh model termal
dan percobaan tekanan tinggi ( Bagian 9.5 ) . Hal ini memberikan dukungan yang
sangat baik untuk hipotesis bahwa batas atas dan bawah dari zona transisi yang
didefenisikan oleh transformasi fase. Komponen lain dari mantel peridotit ,
piroksen dan garnet , juga mengalami perubahan fase tetapi secara bertahap dan
tidak menghasilkan diskontinuitas dalam variasi kecepatan seismik dengan
kedalaman . Piroksen berubah menjadi struktur garnet pada tekanan dengan
kedalaman 350-500 km , kedalaman sekitar 580 km Ca - perovskit mulai berubah
dari garnet , dan pada kedalaman 660-750 km garnet yang tersisa larut dalam fase
perovskit yang berasal dari transformasi olivin . Dengan demikian dalam mantel
bagian bawah sebagian besar terdiri dari fase dengan struktur perovskit .
2.8.6 Manter zona terbawah
Manter zona terbawah mewakili sekitar 70% dari massa Bumi padat dan
hampir 50% dari massa seluruh bumi (Schubert et al., 2001). Peningkatan
umumnya pada dalam kecepatan gelombang seismik dengan kedalaman di
sebagian besar lapisan ini menyebabkan asumsi bahwa mineraloginya relatif
homogen, sebagian besar memiliki struktur perovskit. Namun, penelitian
seismologi yang lebih rinci telah mengungkapkan bahwa mantel bagian bawah
memiliki heterogenitas termal dengan komposisinya mungkin sebagai akibat dari
penetrasi subduksi litosfer samudra pada kedalaman 660 km secara diskontinuitas
(Bagian 2.8.3).
28
2.9 Inti (Core)
Inti, sebuah benda yang bulat dengan radius rata-rata 3480 km, terjadi
pada kedalaman 2.891 km dan menempati pusat bumi. Batas inti-mantel
(Gutenberg diskontinuitas) menghasilkan refleksi seismik yang kuat dan dengan
demikian mungkin merupakan komposisi terdalam.
Inti luar, pada kedalaman 2891-5150 km, tidak mengirimkan gelombang S
dan sebagainya berbentuk cairan. Hal ini ditegaskan oleh medan geomagnetik di
wilayah ini dengan proses yang dinamis dan dengan variasi yang lama diamati di
bidang geomagnetik (Bagian 3.6.4). Gerakan konvektif geomagnetik melibatkan
kecepatan dari ~ 104 ma-1, lima kali lipat lebih besar dari konveksi dalam mantel.
Ada beberapa elemen cahayayang hadir dalam inti luar, yang meliputi silikon,
sulfur, oksigen, dan kalium (Brett, 1976). Silicon membutuhkan over-kompleks
model untuk pembentukan Bumi dan belerang pada interior bumi dalam elemen
volatile. Oksigen tampaknya menjadi unsur cahaya yang paling mungkin sebagai
FeO mungkin larut dalam besi. Kehadiran kalium adalah spekulatif, tetapi
menarik dalam memberikan sumber panas di inti yang akan aktif selama sejarah
Bumi. Ini juga akan membantu untuk menjelaskan kalium dalam bumi
dibandingkan dengan yang ada pada meteorit.
Gambar. 15. Struktur Lapisan Bumi
29
Inti bumi terdiri dari material cair, dengan penyusun utama logam besi
(90%), nikel (8%), dan lain-lain yang terdapat pada kedalaman 2900–5200 km.
Lapisan ini dibedakan menjadi lapisan inti luar dan lapisan inti dalam. Lapisan
inti luar tebalnya sekitar 2.000 km dan terdiri atas besi cair yang suhunya
mencapai 2.200 oC.Inti dalam merupakan pusat bumi berbentuk bola dengan
diameter sekitar 2.700 km. Inti dalam ini terdiri dari nikel dan besi yang suhunya
mencapai 4500oC.
Berdasarkan penyusunnya lapisan bumi terbagi atas litosfer, astenosfer,
dan mesosfer. Litosfer adalah lapisan paling luar bumi (tebal kira-kira 100 km)
dan terdiri dari kerak bumi dan bagian atas selubung. Litosfer memiliki
kemampuan menahan beban permukaan yang luas misalkan gunungapi.Litosfer
bersuhu dingin dan kaku.Di bawah litosfer pada kedalaman kira-kira 700 km
terdapat astenosfer.Astenosfer hampir berada dalam titik leburnya dan karena itu
bersifat seperti fluida.Astenosfer mengalir akibat tekanan yang terjadi sepanjang
waktu.Lapisan berikutnya mesosfer.Mesosfer lebih kaku dibandingkan astenosfer
namun lebih kental dibandingkan litosfer.Mesosfer terdiri dari sebagian besar
selubung hingga inti bumi.Permukaan bumi ini terbagi atas kira-kira 20 pecahan
besar yang disebut lempeng. Ketebalannya sekitar 70 km. Ketebalan lempeng
kira-kira hampir sama dengan litosfer yang merupakan kulit terluar bumi yang
padat. Litosfer terdiri dari kerak dan selubung atas.Lempengnya kaku dan
lempeng-lempeng itu bergerak diatas astenosfer yang lebih cair.Arus konveksi
memindahkan panas melalui zat cair atau gas, yang membuat lempeng-lempeng
dapat bergerak, yang dapat menimbulkan getaran yang terjadi dipermukaan bumi.
2.10 Rheology Kerak dan Mantel
2.10.1 Pendahuluan
Rheology adalah studi deformasi dan aliran bahan di bawah pengaruh
tegasan (Ranalli, 1995). Dimana suhu, tekanan, dan besaran tekanan yang
diterapkan relatif rendah, batuan cenderung berhenti bergerak sepanjang
permukaan diskrit untuk membentuk rekahan dan patahan. Dimana faktor-faktor
30
tersebut adalah batuan yang relatif tinggi cenderung berubah bentuk. Tindakan
yang digunakan untuk mengukur deformasi.
Tegasan (Stress σ) didefinisikan sebagai gaya yang diberikan per satuan
luas dari permukaan , dan diukur dalam pascal ( Pa ) . Renggangan (Strain ε)
adalah didefenisikan sebagai perubahan dalam ukuran atau bentuk dari suatu
material. Untuk mengetahui bagaimana dan faktor-faktor yang mempengaruhi
batuan terdeformasi, terpuntir, terlipat dan atau terpatahkan, yang berlangsung
jauh dibawah kerak, dipelajari dalam laboratorium. Percobaan dilakukan terhadap
contoh batuan yang dibentuk sebagai silinder atau kubus.
Pengaruh tegasan terhadap batuan tergantung pada cara bekerja atau sifat
tegasannya dan sifat fisik batuan yang terkena tegasan. Dalam membahas batuan
metamorf telah dibicarakan adanya dua bentuk stress.
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, memampat-kan 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. Batuan yang terkena stress mengalami regangan atau
perubahan bentuk dan atau volume dalam keadaan padat yang disebut strain atau
regangan
31
2.10.2 Deformasi Brittle
Brittle Fracture diyakini disebabkan oleh kegagalan progresif sepanjang
jaringan retakan mikro dan meso-skala. Celah-celah melemahkan pada batuan
dengan menghasilkan konsentrasi tinggi dengan tegangan tarik dekat ujungnya.
Orientasi retak relatif terhadap rekahan yang diterapkan untuk menentukan lokasi
dan besarnya maxima stres lokal. Rekah terjadi di mana maxima stres lokal
melebihi kekuatan batu. Deformasi brittle dicirikan oleh suhu yang rendah
dan tekanan rendah. Suhu dan t ekanan yang r endah i n i b i a sanya
t e rdapa t r e l a t i f deka t dengan permukaan.
Brittle Deformation yaitu deformasi sementara atau tidak permanen.
Begitu stress hilang maka akan kembali ke bentuk semula. 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. Sir Robert
Hooke (1635-1703) adalah orang pertama yang memperlihatkan hubungan antara
stress dan strain yang sesuai dengan batuan Hukum Hooke mengatakan sebelum
melampaui batas elastisitasnya hubungan stress dan strain suatu material adalah
linier.
2.10.3 Deformasi Ductile
Ductile Deformation merupakan deformasi dimana elastic limit yang
terlampaui sehingga perubahan yang terjadi tidak kembali ke bentuk semula.
Terjadi apabila sifat gaya tariknya tidak dapat kembali lagi (irreversible). Untuk
mempermudah penjelasan dapat dilihat dari diagram strain-stress gambar 2.2,
mula-mula kurva stress-strain naik tajam sepanjang daerah elastis sampai pada
elastis limit, kurvanya mendatar. Penambahan stress menyebabkan terjadinya
deformasi ductile. Bila proses stress dihentikan pada titik awal deformasi elasits,
maka akan kembali sedikit kearah semula. deformasi Ductile d i c i r i kan suhu
32
yang t i ngg i dan tekanan yang tinggi pula. Suhu dan tekanan tinggi ini
biasanya terdapat jauhdi permukaan bumi. Bukti terjadinya deformasi adalah
sebagai berikut:
– Terekam pada batuan kerak bumi: lipatan, patahan,
– Kenampakan topografi
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 dan juga karena Pada temperatur tinggi molekul
molekul dan ikatannya dapat meregang dan berpindah, sehingga batuan/material
akan lebih bereaksi pada kelenturan dan pada temperatur, material akan bersifat
retas.
2.10.4 Profil Kekuatan Lithosfer
Dalam kebanyakan pernyataan kuantitatif pada deformasi dalam skala
besar, litosfer diasumsikan terdiri dari beberapa lapisan yang ditandai dengan
rheologies yang berbeda (mis. Bagian 7.6.6). Perilaku rheologic dari setiap lapisan
tergantung pada tingkat stres diferensial (Δσ) dan lebih rendah dari rapuhannya
dan tegangan ductile yang dihitung (Bagian 2.10.1). Kekuatan keseluruhan dari
litosfer dan lapisan penyusunnya dapat diperkirakan dengan mengintegrasikan
tegangan terhadap kedalaman. Kekuatan terpadu ini sangat sensitif terhadap
gradien panas bumi serta komposisi dan ketebalan setiap lapisan, dan ada atau
tidaknya cairan.
Hasil percobaan deformasi dan bukti variasi komposisi dengan kedalaman
(Bagian 2.4) telah mengarahkan para peneliti untuk mengusulkan bahwa litosfer
ditandai dengan "jelly sandwich" tipe rheologi layering (Ranalli & Murphy,
1987), di mana lapisan yang kuat memisahkan satu atau lebih lapisan lemah.
Sebagai contoh, Brace & Kohlstedt (1980) meneliti batas kekuatan litosfer
33
berdasarkan pengukuran pada kuarsa dan olivin, yang merupakan konstituen
utama dari kerak benua dan mantel atas.
2.10.5 Deformasi Dalam Mantel
Pengukuran anisotropi seismik (dan hasil eksperimen fisika mineral telah
digunakan untuk menyimpulkan mekanisme creep dan pola aliran di dalam mantel
(Karato, 1998; Park & Levin, 2002; Bystricky, 2003). Deformasi mineral mantel,
termasuk olivin, dengan hasil orientasi kristal atau orientasi bentuk mineral.
Keselarasan ini mempengaruhi bagaimana gelombang seismik merambat cepat ke
arah yang berbeda. Pengukuran directionality ini dan properti lainnya berpotensi
memungkinkan peneliti untuk meneliti daerah mantel. Namun, interpretasi ini
dipersulit oleh faktor-faktor seperti suhu, ukuran butir, keberadaan air dan lelehan
parsial, dan jumlah regangan (Hirth & Kohlstedt, 2003;. Faul et al, 2004).
2.11 Lithosfer dan Asthonosfer
Litosfer adalah kulit terluar dari planet berbatu. Litosfer berasal dari kata
Yunani, lithos (λίθος) yang berarti berbatu, dan sphere (σφαῖρα) yang berarti
padat. Litosfer berasal dari kata lithos artinya batuan, dan sphere artinya lapisan.
Secara harfiah litosfer adalah lapisan Bumi yang paling luar atau biasa disebut
dengan kulit Bumi. Pada lapisan ini pada umumnya terjadi dari senyawa kimia
yang kaya akan Si02, itulah sebabnya lapisan litosfer sering dinamakan lapisan
silikat dan memiliki ketebalan rata-rata 30 km yang terdiri atas dua bagian, yaitu
Litosfer atas (merupakan daratan dengan kira-kira 35% atau 1/3 bagian) dan
Litosfer bawah (merupakan lautan dengan kira-kira 65% atau 2/3 bagian).
Litosfer Bumi meliputi kerak dan bagian teratas dari mantel Bumi yang
mengakibatkan kerasnya lapisan terluar dari planet Bumi. Litosfer ditopang oleh
astenosfer, yang merupakan bagian yang lebih lemah, lebih panas, dan lebih
dalam dari mantel. Batas antara litosfer dan astenosfer dibedakan dalam hal
responnya terhadap tegangan: litosfer tetap padat dalam jangka waktu geologis
yang relatif lama dan berubah secara elastis karena retakan-retakan, sednagkan
astenosfer berubah seperti cairan kental.
34
Litosfer terpecah menjadi beberapa lempeng tektonik yang mengakibatkan
terjadinya gerak benua akibat konveksi yang terjadi dalam astenosfer.
Konsep litosfer sebagai lapisan terkuat dari lapisan terluar Bumi dikembangkan
oleh Barrel pada tahun 1914, yang menulis serangkaian paper untuk mendukung
konsep itu. konsep yang berdasarkan pada keberadaan anomali gravitasi yang
signifikan di atas kerak benua, yang lalu ia memperkirakan keberadaan lapisan
kuat (yang ia sebut litosfer) di atas lapisan lemah yang dapat mengalir secara
konveksi (yang ia sebut astenosfer). Ide ini lalu dikembangkan oleh Daly pada
tahun 1940, dan telah diterima secara luas oleh ahli geologi dan geofisika. Meski
teori tentang litosfer dan astenosfer berkembang sebelum teori lempeng tektonik
dikembangkan pada tahun 1960, konsep mengenai keberadaan lapisan kuat
(litosfer) dan lapisan lemah (astenosfer) tetap menjadi bagian penting dari teori
tersebut.
Terdapat dua tipe litosfer yaitu:
Litosfer samudra, yang berhubungan dengan kerak samudra dan berada di
dasar samdura
Litosfer benua, yang berhubungan dengan kerak benua
Litosfer samudra memiliki ketebalan 50-100 km, sementara litosfer benua
memiliki kedalaman 40-200 km. Kerak benua dibedakan dengan lapisan mantel
atas karena keberadaan lapisan Mohorovicic.
Astenosfer, yaitu lapisan yang terletak di bawah litosfer dengan ketebalan
sekitar 2.900 km berupa material cair kental dan berpijar dengan suhu sekitar
3.000 0C, merupakan campuran dari berbagai bahan yang bersifat cair, padat dan
gas bersuhu tinggi.
35
Gambar. 16. Lithosfer dan Asthonosfer
Di dalam litosfer terdapat lebih dari 2000 mineral dan hanya 20 mineral
yang terdapat dalam batuan. Mineral pembentuk batuan yang penting, yaitu
Kuarsa (Si02), Feldspar, Piroksen, Mika Putih (K-Al-Silikat), Biotit atau Mika
Cokelat (K-Fe-Al-Silikat), Amphibol, Khlorit, Kalsit (CaC03), Dolomit
(CaMgCOT3), Olivin (Mg, Fe), Bijih Besi Hematit (Fe2O3), Magnetik (Fe3O2), dan
Limonit (Fe3OH2O). Selain itu, litosfer juga terdiri atas dua bagian, yaitu lapisan
Sial dan lapisan Sima. Lapisan Sial yaitu lapisan kulit bumi yang tersusun atas
logam silisium dan alumunium, senyawanya dalam bentuk SiO2 dan Al2O3. Pada
lapisan sial (silisium dan alumunium) ini antara lain terdapat batuan sedimen,
granit, andesit, jenis-jenis batuan metamorf, dan batuan lain yang terdapat di
daratan benua. Lapisan Sima (silisium magnesium) yaitu lapisan kulit bumi yang
tersusun oleh logam silisium dan magnesium dalam bentuk senyawa SiO2 dan
MgO lapisan ini mempunyai berat jenis yang lebih besar daripada lapisan sial
karena mengandung besi dan magnesium yaitu mineral ferro magnesium dan
batuan basalt. Batuan pembentuk kulit bumi selalu mengalami siklus atau daur,
yaitu batuan mengalami perubahan wujud dari magma, batuan beku, batuan
sedimen, batuan malihan, dan kembali lagi menjadi magma.
36
BAB III
PENUTUP
3.1 Kesimpulan
Dari Hasil Obeservasi dari beberapa referensi maka dapat di simpulkan :
1. Gelombang seismik adalah gelombang yang merambat baik di dalam
maupun diluar permukaan bumi yang berasal dari sumber seismik. Dari
sumber sesmik ini akan muncul getaran pada kerak bumi yang diakibatkan
adanya gangguan pada salah satu lapisan bumi.
2. Berdasarkan gelombang seismic struktur lapisan internal bumi dapat
dibedakan menjadi tiga komponen utama, yaitu inti (core), mantel
(mantle) dan kerak (crust).
3. Komposisi Mantel Bumi bervariasi secara rinci, umumnya 90% dari
mantel massa dapat direpresentasikan dalam bentuk oksida FeO, MgO,
dan SiO2, dan lebih lanjut 5-10% terdiri dari CaO, Al2O3, dan Na2O.
4. Lithosfer merrupakan merupakan lapisan yang terdiri dari crust (kerak) &
upper mantle (mantel atas), dan berada di kedalaman 0-60 km. dan
Asthonosfer merupakan merupakan lapisan plastis yang memiliki
kepadatan rendah dan berada di antara upper mantle dan lower mantle.
37
DAFTAR PUSTAKA
Kearey Philip, A. Klepeis Keith, 2008, Global Tectonic (ThirdEdition), Markono
Print Media Pte Ltd, Singapur.
Anderson, D.L. (2007) New Theory of the Earth, 2nd edn. Cambridge University
Press, Cambridge, UK.
Bott, M.H.P. (1982) The Interior of the Earth, its Structure, Constitution and
Evolution, 2nd edn. Edward Arnold, London
38