LEMPENG TEKTONIK Disusun Oleh Kelompok 2 KRISNO RIANTO SIMATUPANG (F1C012041) MUTI FARDIYAH (F1C012022) APRIATUN WINARNI (F1C012040)

Lempeng Tektonik adalah sebuah model dimana kulit terluar bumi ini pecah menjadi beberapa lempeng tipis yang kaku yang bergerak terhadap satu sama lainnya. Hipotesa ini dinyatakan oleh morgan (1968). Gambar 2.1 distribusi dari permukaan lempeng utama. Ridge axes, zona subduksi dan transform fault yang membuat batas lempeng.

Gambar 2.2. Distribusi global pada daerah keduanya yang dangkal dan kedalaman seismiksiti untuk lokasi gempa bumi yang ada dengan kekuatan > 5.1. Daerah seismiksiti yang dangkal digambarkan oleh batas. Berdasarkan pada Engdahl et al. (1998). Inti dari lempeng tektonik adalah sebagai berikut. Bagian terluar dari bumi, disebut litosfer, bersifat relatif dingin, batuan yang kaku dan memiliki ketebalan rata-rata sekitar 100 km. Litosfer dibagi menjadi sejumlah lempeng kecil yang aktif yang terus menerus bekerja dan di keluarkan pada ujung-ujungnya. Pada ocean ridges, lempeng yang berdekatan bergerak terpisah dalam proses yang dikenal sebagai seafloor spreading. Lekungan yang turun ke bawah dalam bagian bumi disebut subduksi.

Gambar 2.3. Distribusi umur kerak samudra sebagai determinasi oleh anomali medan magnet pada dasar laut. Berdasarkan pada Mueller et al. (1997).

Ada beberapa konsep litosfer, yaitu; Litosfer mekanik. Litosfer mekanik ini didefinisikan sebagai batuan yang tetap menjadi bagian yang koheren dari lempeng pada skala waktu geologi dan memiliki deformasi lebih dari 1% di 108 tahun pada tekanan 1Mpa dan isotermnya 1.400K. Litosfer Thermal. Litosfer Thermal merupakan lapisan batas thermal di litosfer samudra atau Tm – Ts. Ts merupakan suhu permukaan dan Tm merupakan suhu mantel di bawah lapisan batas. Litosfer elastis. Kekakuan pada litosfer juga memungkinkan mengalami beban sehingga terjadinya pelepasan. Contohnya adalah beban yang diterapkan oleh sebuah pulau vulkanik. Beban dari Kepulauan Hawaii menyebabkan litosfer melengkung ke bawah sekitar beban, hasilnya pada sebuah moat, yaitu, sebuah daerah air yang lebih dalam di sekitar pulau. Kelenturan elastis dari bawah beban litosfer yang vertikal juga dapat menjelaskan struktur ocean trenches dan beberapa cekungan sedimen.

2.3 Margin Lempeng Akresional (Oceanic Ridges) Gambar 2.11. Struktur di bawah dan margin lempeng akresi (ocean ridge). Aliran panas mantel batuan (astenosfer) yang naik di bawah sumbu ridge. Tekanan-pengeluaran lelehan terjadi dan magma yang dihasilkan bermigrasi ke atas untuk membentuk ruang aksial magma. Batuan basaltik dalam dapur magma ini menguatkan untuk membentuk ketebalan ocean crust 6 km. Kehilangan panas ke dasar laut mendingin dan litosfer samudera mengental dan untuk itu batuan panas astenosfer diakresi.

2.4 Transform FAULT Gambar 2.13. Segmen dari ocean ridge diimbangi dengan transform fault. Zona ekstensi fraktur dari transform fault ke dalam lempeng yang berdekatan. Gambar 2.14. Sketsa ridge-ridge transform fault menunjukkan penurunan vertikal yang lebih diferensial di wilayah fault.

2.5 subduksi Sebagai litosfer samudera yang bergerak menjauh dari ocean ridge, mendingin, mengental, dan menjadi lebih padat karena kontraksi termal. Meskipun batuan basaltik dari oceanic crust yang lebih ringan dari pada batuan mantel yang mendasar, batuan sub kerak yang dingin di bidang litosfir menjadi cukup padat untuk membuat litosfer samudera lebih berat sehingga gravitasinya stabil sehubungan dengan batuan panas mantel di bawah litosfer . Gambar 2.15. Sketsa ridge-trench dan trench-trench transform fault.

Gambar 2. 17. Ilustrasi subduksi litosfer samudera pada ocean trench Gambar 2.17. Ilustrasi subduksi litosfer samudera pada ocean trench. Garis bangunan-bangunan vulkanik yang terkait dengan sebagian besar zona subduksi yang ditampilkan. Sebuah fraksi besar dari sedimen yang melapisi basaltik oceanic crust yang diambil selama subduksi untuk membentuk sedimen prisma akresi. Subduksi dari litosfer samudera pada ocean trench yang digambarkan pada Gambar 2.17. Sebuah barisan gunung berapi yang terletak sejajar dengan ocean trench umumnya berhubungan dengan subduksi. Sebuah fraksi besar dari sedimen yang melapisi kerak samudera yang terjadi selama subduksi untuk membentuk sediman prisma akresi (von Huene dan Scholl, 1991). Dalam beberapa kasus dasar laut back-arc menyebarkan bentuk cekungan marjinal di belakang zona subduksi. Ocean trenches adalah bidang sebagian besar gempa bumi terbesar. Pada kedalaman kurang dari sekitar 55 km, gempa bumi terjadi pada bidang patahan yang tengelam yang memisahkan penurunan litosfer dari litosfer atasnya (Ruff, 1996).

Contoh awal zona geometri Wadati-Benioff di dua lokasi di sepanjang busur Tonga ditunjukkan pada Gambar 2.18. Jarak tegak lurus ke busur Tonga (km) Gambar 2.18. Fokus gempa dibawah busur Tonga di dua bagian yang berorientasi tegak lurus terhadap busur. Posisi geografis yang sesuai dengan jarak pada absis yang diabaikan. Simbol yang lebih besar lebih mewakili tingkat akurasi lokasi hiposenter. Gempa bumi yang direkam oleh stasiun seismograf antara 1959 dan 1962. Episentrum diproyeksikan dari jarak ± 125 km setiap baris. Episenter gempa menggambarkan struktur melayang yang hampir linear, zona Wadati-Benioff. Setelah Sykes (1966).

Gambar 2.19. Bentuk batas atas turun lembaran litosfer di beberapa oceanic trenches berdasarkan distribusi gempa bumi. Nama-nama trenches yang disingkat untuk mempermudah (NH == New Hebrides, CA == Amerika Tengah, ALT == Aleutian, Alaska ALK ==, M == Mariana, IB == Izu Bonin, KER == Kermadec, NZ = = Selandia Baru, T == Tonga, KK == Kurile-Kamchatka, NC == Utara Chile, P == Peru). Lokasi garis vulkanik ditunjukkan oleh segitiga padat (isack dan Barazangi, 1977); semuanya kecuali NH, IB, dan NC ketidakpastian pada titik yang sama (semua bagian-bagian).

2.5.1 rheology Subduksi Studi kelenturanelastis pada zona subduksi berhubungan dengan morfologi di beberapa zona subduksi arah laut dari sumbu trench (Caldwell et al, 1976;. Levitt dan Sandwell, 1995). Penjelasan alternatif lengkungan litosfer saat mendekati zona subduksi adalah bahwa lekungan mempunyai efek viskositas (De Bremaeker, 1977; McKenzie, 1977a; Melosh dan Raefsky, 1980). Deformasi viskositas dapat menghasilkan morfologi flexure yang sama sebagai reologi elastis sehingga penelitian tentang flexure di trench tidak dapat membedakan antara kedua pendekatan. Namun, kelenturan viskositas yang rileks pada waktu yang lama. Fakta bahwa kelenturan litosfer diamati dalam cekungan sedimen dengan usia lebih dari 108 tahun (dibandingkan dengan 106 tahun untuk subduksi) adalah bukti bahwa konsep reologi yang kental untuk kelenturan litosfer yang tidak bagus (Turcotte, 1979). Namun demikian, penerapan reologi yang kental ke litosfer mungkin cocok untuk meneliti aspek-aspek lain dari proses subduksi (Zhang et al, 1985;. Vassiliou dan Hager, 1988; Zhong dan Gurnis, 1994a;. Gurnis et al, 1996).

Gambar 2.20. Zona Benioff ganda yang menandai subduksi pada busur Jepang. Lingkaran adalah fokus dari gempa bumi yang tercatat pada tahun 1975 dan 1976. VF - bagian depan vulkanik, TA – sumbu trench jepang. Setelah Hasegawa et al. (l978b). Digambar ulang dari Bolt (1993).

2.5.2 Dip dari Zona Subduksi Karena gaya gravitasi benda pada subduksi litosfer mengarah ke bawah, hal itu akan diperkirakan bahwa sudut dip subduksi akan cenderung ke arah 90 °. Penjelasan lain telah diberikan oleh Stevenson dan Turner (1977), Tavish et al. (1978), dan Yokokura (1981). Para penulis ini berpendapat bahwa subduksi lempeng didukung oleh aliran induksi di atas lempengan. litosfer Itu turun menginduksi aliran sudut di bagian atas mantel dan gaya yang ditekan berkaitan dengan hasil pembawa aliran ini adalah di sudut dip dekat 45 °. 2.5.3 Fate of Descending Slabs Transisi fase mantel lain yang besar di kedalaman sekitar 410 km berhubungan dengan perubahan fasa dari olivin ke FJ spinel. Kajian teoretis menunjukkan bahwa perubahan fase ini eksotermis dangkal akan meningkatkan konveksi (Turcotte dan Schubert, 1971). Bagaimana pun, penelitian yang serupa dari efek pada konveksi dari perubahan fase yang lebih endotermik dari spinel untuk perovskit dan magnesiowustite menunjukkan bahwa hal itu bisa menghambat aliran melalui Kedalaman 660 km, terutama jika ada juga yang menstabilkan perubahan komposisi signifikan pada kedalaman ini (Schubert et al, 1975;. Christensen dan Yuen, 1984). Dampak utama transisi fase padat-padat pada konveksi di mantel akan dibahas secara rinci dalam Bab 4, 9, dan 10.

Salah satu tujuan utama dari tomografi seismik mantel telah menentukan fate subduksi lempeng. Banyak penyelidikan seismik gempa bumi yang dalam dan struktur mantel sekitar zona subduksi telah berusaha untuk mengatasi kedalaman subduksi litosfer maksimum dapat ditelusuri ke dalam mantel. 2.5.4 Mengapa Pulau Arcs Arcs? Zona subduksi terdiri dari urutan struktur busur dengan jelas kelengkungan bagian bidangnya; ini merupakan asal mula istilah "busur kepulauan”. Frank (l968a) mengusulkan sebuah model sederhana untuk kelengkungan busur kepulauan berdasarkan analogi bola ping pong. Jika lekukan yang dibuat pada bola ping-pong, ada hubungan analitis sederhana antara sudut kemiringan dan jari-jari lekukan. Frank mengusulkan bahwa hubungan ini juga bisa digunakan untuk menghubungkan sudut kemiringan subduksi litosfer dengan rencana untuk jari-jari kelengkungan dari busur kepulauan

2.5.5 zona subduksi Vulkanisme Gunung berapi umumnya terletak di atas dimana terjadinya penurunan lempeng di kedalaman 125 km, seperti yang digambarkan pada Gambar 2.17. Ketika batuan yang dingin, stres gesekan dapat menjadi tinggi dan dapat terjadi pemanasan yang signifikan. Namun, ketika batu-batu menjadi panas, stresnya kecil, dan mungkin sulit untuk menghasilkan lelehan yang signifikan hanya dengan pemanasan gesekan (Yuen et al.,1978). Salah satu penjelasan yang diajukan untuk busur vulkanisme melibatkan interaksi antara turunya lempeng dan aliran induksi dalam irisan mantel atasnya, menyebabkan pemanasan kerak samudera turun dan mencair (Marsh, 1979).

2.5.6 Basins Back-arc Dalam beberapa zona subduksi, selisih lempeng akresi sekunder terletak di belakang garis vulkanik (Karig, 1971). Back-arc ini menyebar sama dengan penyebaran dasar laut yang terjadi di ocean ridge. Komposisi dan struktur kerak samudera yang sedang dibuat adalah sama. Back-arc penyebarannya telah membuat cekungan marjinal seperti Laut Jepang. Beberapa penjelasan telah diberikan untuk penyebaran back-arc (Hynes dan Mott, 1985). Satu hipotesis ialah bahwa litosfer turun menginduksi sel konveksi sekunder, seperti yang digambarkan pada Gambar 2.22a (Toksoz dan Hsui, 1978a; Hsui dan Toksoz, 1981). Sebuah hipotesis alternatif adalah trench roll-back, di mana trench laut bermigrasi dari benua yang berdekatan karena gerakan melintang dari litosfer turun. Penyebaran behind-arc terjadi di dalam roll-back, seperti yang digambarkan pada Gambar 2.22b (Chase, 1978; Garfunkel et al, 1986.). 2.6 Hot Spots dan plumes Mantle Charles Darwin menyimpulkan dari pengamatan geologi tentang ocean island dan terumbu karang. Bahwa terumbu karang dan atol yang terbentuk melalui penuaan dan penurunan dari pulau-pulau

Gambar 2. 22. Model untuk pembentukan cekungan marjinal Gambar 2.22. Model untuk pembentukan cekungan marjinal. Lempengan menurun, garis vulkanik, dan di back-arc penyebaran sumbu yang akan ditampilkan. irisan Mantel adalah wilayah di atas lempengan menurun. (a) konveksi mantel sekunder disebabkan oleh Litosfer turun. (b) Ascending konveksi yang dihasilkan oleh dibentuknya litosfer tenggelam dan migrasi ke arah laut dari trench.

2.7 Benua 2.7.1 Komposisi Batu-batu permukaan kerak benua jauh lebih tua dari batuan dari kerak samudera. Batuan ini juga memiliki banyak komposisi silikat. Benua tidak hanya mencakup wilayah di atas permukaan laut, tetapi juga margin kontinental. Sulit untuk memberikan definisi mutlak pembagian antara samudera dan kerak benua. Dalam kebanyakan kasus yang tepat untuk menentukan transisi terjadi pada kedalaman lautan 3 km. Luas benua termasuk margin sekitar 1,9x108 km2. atau 37% dari permukaan bumi. Schubert dan Sandwell (1989) telah memberikan perkiraan untuk volume benua. 2.7.2 Delaminasi dan reclaying dari Benua Delaminasi adalah mekanisme yang efisien untuk menghilangkan litosfer benua - misalnya, di barat Amerika Serikat.

Gambar 2.27. Delaminasi kerak benua dengan menghentikan proses litosfer. (a) astenosfer menembus ke dalam kerak benua sepanjang garis vulkanik (VL) yang berhubunang dengan zona subduksi. Kemudian memotong kerak di belakang garis vulkanik sepanjang kerak (horisontal) kelemahan zona intra. (b) kerak benua yang lebih rendah dan mantel litosfer di bawah astenosfer menembus melepaskan diri sepanjang pre-existing fault (PZ) dan dilaminate.

2.7.3 Pembentukan Kerak Benua Sebuah hipotesis alternatif bagi perkembangan kerak benua telah diberikan oleh Kay Kay dan (1988). Hipotesis terdiri dari tiga bagian: basaltik vulkanisme dari mantel yang beerhubungan dengan vulkanik busur kepulauan, perpecahan benua, dan hot spot berpengaruh untuk pembentukan kerak benua. Intracrustal mencair dan suhu tinggi metamorfosis berpengaruh terhadap diferensiasi kerak sehingga lapisan atas menjadi lebih silikat dan kerak menjadi lebih rendah di permukaan. Dalam sebuah makalah berjudul "Tidak ada air, tidak ada granit, tidak ada lautan, tidak ada benua," Campbell dan Taylor (1983) menyatakan bahwa magma basaltik dari mantel diterobos ke dalam kerak benua basaltik dengan adanya air dapat menghasilkan batuan granit yang berhubungan dengan kerak benua. delaminasi litosfer benua dalam jumlah besar termasuk mantel dan kerak yang lebih rendah sebagian besar kembali dari dasar kerak pada mantel yang lebih rendah. Residu, terutama terdiri dari lapisan atas, sehingga menjadi lebih silikat.

2.8 Pergerakan lempeng Gerakan relatif antara dua lempeng yang berdekatan benar-benar ditentukan ketika lintang dan bujur kutub rotasi bersama-sama dengan kecepatan sudut rotasi diberikan. Gambar 2.28. Ilustrasi Teorema Euler. Lempeng B bergerak berlawanan arah jarum jam relatif terhadap lempeng A. Pergerakkannya ditentukan oleh kecepatan sudut disekitar sumbu rotasi P.

Tabel 2.3. Vektor Euler Pasangan Lempeng Berdasarkan NUVEL-l Model DeMets et al. (1990) dan NUVEL-IA Model DeMets et al. (1994); Lempeng Pertama Bergerak Berlawanan Relatif Terhadap Lempeng Kedua. Singkatan: PA, Pacific; NA. Amerika Utara; SA, Amerika Selatan; AF, Afrika; CO, Cocos; NZ. Nazca; Uni Eropa, Eurasia; AN, Antartika; AR, Saudi; Di India; AU, Australia; CA. Karibia.

Gambar 2.30. Riwayat magnet Cocos-Pacific dari arsip National Geodetic Data Center (NGDC). Enam profil ditampilkan dengan (setengah) tingkat penyebaran dari 77 mm yr-1 sampai 125 mm yr-1. Profil sintetis untuk tingkat penyebaran 76 mm yr-1 dan 110 mm yr-I akan ditampilkan. Juga ditampilkan urutan pemutaran dan skala waktu untuk tingkat penyebaran 11O mmyr-l. Gambar 2.29. 12 Lempeng kaku yang digunakan dalam model NUVEL-l pada DeMets et l. (1990)

Besarnya kecepatan relatif antara lempeng pada batas sembarang adalah (2.8.1) di mana α adalah jari-jari bumi dan ∆ adalah sudut di pusat bumi oleh sumbu rotasi P dan titik A pada batas lempeng (Gambar 2.31a). Sudut berkaitan dengan colatitude Θ dan Bujur Timur ψ dari sumbu rotasi dan colatitude Θ dan bujur timur pada titik batas lempeng A oleh : (2.8.2) Geometri ini diilustrasikan pada Gambar 2.31b, di mana adalah busur permukaan antara titik A dan P, dan O adalah pusat dari bumi. Dengan persamaan (2.8.1) dan (2.8.2) dapat menentukan besarnya kecepatan relatif antara dua lempeng pada setiap titik di perbatasan antara dua lempeng, setelah garis lintang dan garis bujur dari titik di perbatasan telah ditetapkan.

Gambar 2.31. (a) Geometri untuk menentukan besarnya kecepatan relatif lempeng pada titik A di perbatasan antara dua lempeng pada laju rotasi sekitar sumbu P. (b) Geometri untuk menentukan sudut antara titik A pada lempeng dan sumbu rotasi.

2.9 Gaya Dorong Lempeng Tektonik Ada tiga hal utama kekuatan yang mendorong lempeng tektonik, yaitu : Ridge push. Pegunungan dasar laut yang ditinggikan di atas cekungan laut yang berdekatan. Hal ini menghasilkan gaya yang mendorong segmen ridge yang berdekatan menjadi terpisah. Gaya ini juga dikenal sebagai gravitasi geser. Slab pull. Litosfer subduksi dingin pada palung laut lebih padat dari pada mantel panas yang berdekatan dengan itu. Hasil apung negatif ini dalam gaya ke bagian bawah. Seperti yang telah kita bahas di atas, litosfer turun melekat pada permukaan lempeng yang berdekatan. Gaya yang dihasilkan pada permukaan lempeng dikenal sebagai slab pull. Basal tractions. Jika aliran mantel bawah permukaan lempeng lebih cepat dari pada gerakan lempeng, mantel akan menyeret lempeng secara bersama; hasilnya adalah basal tractions yang akan mendorong gerakan lempeng.

Catatan: untuk singkatan lempeng, lihat tabel 2.3.PH. Lempeng Filipina Tabel 2.4. Ringkasan Dimensi Lempeng Utama Catatan: untuk singkatan lempeng, lihat tabel 2.3.PH. Lempeng Filipina

Gambar 2.33. Pola divergensi horizontal dan komponen radial dari vortisitas dalam gerakan lempeng, dihitung oleh Dumoulin et al. (1998), bahwa energi kinetik dari bagian toroidal (gerak strike-slip dan konvergensi miring) dari gerakan lempeng ini hampir sama besar dengan energi di bagian poloidal (penyebaran normal dan konvergensi).

2.10 Siklus Wilson dan Ketergantungan Waktu Lempeng Tektonik Wilson (1966) mengemukakan bahwa pergeseran benua adalah siklus. Secara khusus ia mengusulkan bahwa lautan membuka dan menutup; yang dikenal sebagai siklus Wilson dan didasarkan pada pembukaan dan penutupan samudera Atlantik. Siklus Wilson, dalam bentuk yang paling sederhana, diilustrasikan pada Gambar 2.34. Gambar 2.34. Ilustrasi siklus Wilson. permulaan laut baru di zona celah kontinental. Pembukaan laut. am – pertambahan batas tepi . permulaan subduksi. sz - zona subduksi, garis vulkanik vl-. Ridge subduksi. Tabrakan benua. suz - zona jahitan.

Tahapan Siklus Wilson : Langkah pertama dalam siklus Wilson, seperti yang diilustrasikan pada Gambar 2.34, adalah terbelahnya benua. Hal ini terjadi pada zona celah kontinental. Contohnya adalah sistem Rift Afrika Timur dan graben Rio Grande. Langkah kedua dalam siklus Wilson adalah pembukaan laut. Keretakan lembah menjadi terpisah dan kerak samudera terbentuk pada batas tepi pertambahan lempeng. Laut Merah adalah contoh dari tahap awal pembukaan laut, sedangkan Samudera Atlantik adalah contoh dari tahap matang. Batas tepi lautan pembukaan dikenal sebagai tepi benua pasif berbeda dengan tepi benua aktif, di mana subduksi terjadi. Langkah ketiga dalam siklus Wilson adalah pembentukan subduksi. Sebuah tepian benua pasif adalah tempat untuk pembentukan subduksi karena zona kelemahan sudah dibentuk selama rifting. Langkah keempat dalam siklus Wilson adalah ridge subduksi. Jika kecepatan subduksi lebih besar dari kecepatan penyebaran dasar laut, laut akan menutup dan akhirnya terjadi pertambahan batas tepi lempeng dan akan tersubduksi. Tahap kelima dalam siklus Wilson adalah tabrakan benua yang terjadi ketika lautan menutup. Tabrakan benua adalah salah satu mekanisme utama untuk penciptaan pegunungan di benua; yang lain adalah subduksi (Dewey dan Bird, 1970). Himalaya dan pegunungan Alpen adalah contoh rantai pegunungan disebabkan oleh tabrakan benua, dan Andes adalah rantai pegunungan yang berhubungan dengan subduksi. Batas antara dua lempeng dalam zona tabrakan dikenal sebagai zona jahitan (Burke et al, 1977;. Dewey, 1977).