Presentation1 - WordPress.com

LEMPENG TEKTONIK
DISUSUN OLEH KELOMPOK 2
1 . K R I S N O R I A N T O S I M AT U PA N G
2 . M U T I FA R D I YA H
3 . A P R I AT U N W I N A R N I
(F1C012041)
(F1C012022)
(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;
1. 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.
2. 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.
3. 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. 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. 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:
1.
2.
3.
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 2.29. 12 Lempeng kaku
yang digunakan dalam model
NUVEL-l pada DeMets et l. (1990)
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.
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 :
(i)
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.
(ii) 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.
(iii) 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.
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.
(a)permulaan laut baru di zona celah
kontinental.
(b)Pembukaan laut. am – pertambahan batas
tepi .
(c) permulaan subduksi. sz - zona subduksi,
garis vulkanik vl-.
(d)Ridge subduksi.
(e)Tabrakan benua. suz - zona jahitan.
Tahapan Siklus Wilson :
1) 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.
2) 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.
3) Langkah ketiga dalam siklus Wilson adalah pembentukan subduksi. Sebuah tepian
benua pasif adalah tempat untuk pembentukan subduksi karena zona kelemahan
sudah dibentuk selama rifting.
4) 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.
5) 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).