Buku Geologi Dinamik

BAB I PENDAHULUAN Bumi merupakan salah satu planet dalam tata surya matahari. Sebagai planet bumi merupakan planet yang dinamik. Ilmu yang mempelajari bumi disebut ilmu geologi. Seperti halnya bumi yang dinamik, ilmu geologi juga merupakan ilmu yang dinamik, yang mengkaji dan menguraikan proses-proses yang menghasilkan suatu perubahan-perubahan perubahan-perubahan yang berlangsung berlangsung terus menerus menerus pada bumi ini terutama terutama pada kerak bumi. Perubahan-perubahan Perubahan-perubahan tersebut berlangsung pada segala tingkatan dengan berbagai kecepatan. Perubahan yang terjadi pada bumi ini atau lebih tepatnya pada lapisan kerak bumi disebabkan oleh aktifitas fisik, kimia maupun biologi. Seperti diketahui data atau informasi yang menjelaskan mengenai bumi atau kerak bumi diperoleh dari batuan dan mineral yang sebagai penyusun kerak bumi. bumi. Dari batuan dan mineral tersebut dapat diperoleh informasi bahwa bumi merupakan merupakan sesuatu yang dinamik. Dari batuan dan mineral tersebut dapat diperoleh mengenai proses-proses yang berlangsung berlangsung pada waktu pembentukannya pembentukannya dan keadaan lingkungan dimana batuan dan mineral tersebut terbentuk. Keadaan lingkungan dimana batuan dan mineral tersebut terbentuk merupakan faktor yang penting yang mempengaruhi sifat fisik dari batuannya. Ilmu geologi sebagai ilmu yang dinamik, terus menerus mengalami perkembangan seiring dengan kemajuan pemikiran manusia. Ditambah Ditambah dengan rasa keingin keingin tahuan manusia yang semakin besar, maka ilmu geologi akan semakin berkembang. Bumi sebagai planet yang dinamik diketahui dari perubahan yang selalu terjadi pada permukaannya. permukaannya. Sehingga kedinamikan dari bumi sangat besar terjadi pada bagian bumi terluar yaitu kerak bumi. Kedinamikan bumi mulai menjadi perhatian para ilmuwan setelah ditemukannya benua Amerika beberapa abad yang lalu. Dari hasil pengamatan pengamatan dan Budi Rochmanto Rochmanto Geologi Dinamik Dinamik .1

penelitian yang dilakukan pada masa itu terdapat kesesuaian kesesuaian bentuk antara benua Amerika dengan benua Eropa. Hal ini merupakan awal dari lahirnya konsep-konsep tentang kedinamikan bumi. Konsep-konsep mengenai kedinamikan bumi terus berkembang. berkembang. Konsep-konsep Konsep-konsep yang lama akan memunculkan memunculkan konsep-konsep yang baru mengikuti perkembangan ilmu dan teknologi. Munculnya konsep-konsep yang baru ini juga disebabkan karena konsep yang lama sering tidak dapat memberikan jawaban yang memuaskan mengenai sesuatu hal yang baru dilihat dan diketahui. Hal ini sebenarnya sesuai dengan sifat dari ilmu itu sendiri yang merupkan suatu sistem yang selalu mengkoreksi dirinya sendiri dalam pandangan dan fikirannya mengenai dunia. Beberapa Pandangan mengenai Bumi di masa lalu

Seperti telah diketahui pandangan dan pemikiran mengenai bumi telah ada sejak lama. Pemikiran dan pandangan tersebut merupakan merupakan patokan atau dasar dari pemikiran dan pandangan pandangan yang lebih modern. Beberapa Beberapa pandangan mengenai mengenai bumi yang pernah ada dikemukakan dikemukakan antara lain oleh Eratosthenes, Steno, Werner, Hutton, dan Lyell. 1. Eratosthenes Eratosthenes adalah salah seorang ahli astronomi Yunani yang hidup sekitar 250 tahun sebelum Masehi. Ia melakukan pengukuran keliling bumi dengan menggunakan ilmu astronomi. Pengukuran keliling bumi ini dilakukan sesuai dengan pendapat para ahli astronomi lainnya yang mengatakan bahwa bumi ini tidak datar melainkan berbentuk bulat. Pengukuran Pengukuran yang dilakukan oleh Eratosthenes Eratosthenes menghasilkan bahwa keliling bumi adalah 40 000 km.

Budi Rochmanto Rochmanto Geologi Dinamik Dinamik .2

2. Steno Pada masa lampau, beberapa gejala dalam ilmu geologi seperti keterdapatan fosil dalam batuan, gempa bumi dan gunung berapi merupakan hal masih diluar jangkauan pemikiran manusia. Barulah pada abad ke 17, Nicholas Steno menafsirkan bahwa fosil merupakan sisa-sisa kehidupan atau organisme yang tersimpan dan terawetkan di dalam batuan endapan. Beliaulah orang yang pertama kali mengajukan pemikiran dasar mengenai mengenai batuan endapan (batuan sedimen). Hukum-hukum yang menjadi dasar dari pemikiran mengenai batuan endapan endapan adalah adalah : a.

Hukum Horisontalitas. Hukum ini menyatakan bahwa batuan endapan yang terbentuk pada lingkungan air, pada awalnya diendapkan sebagai lapisan-lapisan yang umumnya mendatar (horisontal) dan sejajar dengan permukaan batuan dasarnya. b. Hukum Superposisi . Hukum ini menyatakan bahwa pada setiap urutan lapisan-lapisan lapisan-lapisan sedimen atau batuan sedimen yang belum mengalami gangguan (deformasi), lapisan yang terletak di bawah akan berumur lebih tua daripada lapisan yang berada di atasnya.

Hukum-hukum tersebut di atas merupakan konsep pertama yang memperkenalkan memperkenalkan dimensi waktu dalam proses pembentukan pembentukan batuan dan proses-proses proses-proses geologi. geologi. Dengan konsep ini ditunjukkan bahwa proses pembentukan batuan sedimen tidak terjadi pada waktu yang bersamaan. 3. Werner Pada abad ke 18, Abraham Wenner mengemukakan suatu teori mengenai asal daripada batuan penyusun kerak bumi. Beliau menyatakan menyatakan bahwa kerak bumi disusun oleh Budi Rochmanto Rochmanto Geologi Dinamik Dinamik .3

batuan yang berlapis, diawali oleh batuan kristalin yang sifat fisiknya semakin ke atas batuannya semakin lunak dan kurang sifat kristalinnya. Batuan-batuan tersebut terbentuk pada suatu samudera purba yang sangat luas. Batuan kristalin yang terbentuk pada dasar kerak bumi terbentuk oleh proses kimiawi. Sedangkan batuan yang letaknya di bagian atas dan mengandung fosil terbentuk oleh proses fisika (mekanik), dan materialnya berasal dari batuan kristalin yang mengalami pengangkatan dan tererosi. Teori ini yang menyebutkan adanya samudera yang sangat luas di masa lampau disebut dengan teori Neptunisme. 4. Hutton Menjelang akhir abad ke 18, James Hutton (1726 – 1797) mengemukakan teorinya yang menggoyahkan teoriteori sebelumnya seperti teori katastrofisme dan neptunisme. Hutton menyatakan bahwa semua proses pembentukan batuan yang menyusun kerak bumi terbentuk dengan proses yang sangat lama. Selain itu beliau juga menyatakan bahwa perubahan yang terjadi pada permukaan bumi dapat juga disebabkan karena adanya gaya-gaya yang bekerja di dalam bumi. Hutton juga berpendapat bahwa pembentukan batuan granit dan basalt yang dijumpainya pada waktu itu adalah hasil dari terobosan material kental dan panas yang berasal dari dalam bumi. Material tersebut telah memanaskan batuan di sekitarnya. Teorinya mengenai material cair dan sangat panas dari dalam bumi ini selanjutnya dikenal dengan nama teori plutonisme. Kata ini berasal dari Pluto yaitu dewa neraka dalam mitologi Yunani. 5. Lyell Pada awal abad ke 19, Charles Lyell (1797 – 1875) mengemukakan teorinya yang lebih menegaskan dan menyempurnakan konsep yang telah dikemukakan oleh Budi Rochmanto Geologi Dinamik .4

Hutton. Dengan konsepnya yang terkenal yaitu uniformitarianism , lebih menyakinkan orang mengenai waktu yang sangat lama yang diperlukan suatu proses geologi. Konsep ini selanjutnya lebih menluas diketahui setelah Lyel pada tahun 1830 menerbitkan bukunya yang berjudul Principle of Geology . Buku ini merupakan awal dari pemikiran-pemikiran modern tentang ilmu geology. Konsep uniformitarianism menyatakan bahwa segala kejadian yang terjadi pada bumi merupakan proses yang sama sejak masa lampau sampai masa kini. Berdasarkan konsep tersebutlah maka muncul pendapat yang menyatakan “the present is the key to the past” atau masa sekarang merupakan kunci bagi masa lampau. Di dalam bukunya tersebut Lyell mengutarakan hal-hal yang menunjang pendapatnya tersebut. Jadi dengan konsep uniformitarianism inilah maka proses-proses geologi yang terjadi di masa sekarang merupakan kunci untuk memberikan penjelasan tentang kejadian atau proses-proses geologi yang terjadi di masa lampau. Konsep inilah yang akhirnya tidak mengakui tentang konsep katatrofisme. Selanjutnya konsep inilah yang memunculkan konsep-konsep baru mengenai bumi ini. Perkembangan ilmu Geologi di zaman modern

Setelah munculnya konsep uniformitarianism, maka sejak awal abad ke 20, perkembangan ilmu geologi mengalami kemajuan dengan pesat. Kemajuan pemikiran tentang ilmu geologi ini, juga sangat ditunjang dengan kemajuan teknologi yang mampu untuk menerapkan hukumhukum fisika dan kimia yang merupakan dasar dari ilmu geologi. Hal ini memungkinkan munculnya disiplin-disiplin ilmu lain sebagai cabang ilmu geologi yang memungkinkan untuk mengkaji bumi ini lebih spesifik. Disiplin ilmu geofisika dn geokimia merupakan cabang ilmu geologi yang sangat penting untuk mengkaji bumi ini terutama kerak bumi. Dengan ilmu ni par ahli geologi dapat mengkaji sifat-sifat

Budi Rochmanto Geologi Dinamik .5

fisika dan kimia kerak bumi sampai kedalaman 100 km di laboratorium. Pada pertengahan abad ke 20, muncul suatu konsep baru yang benar-benar merombak pemikiran-pemikiran tentang ilmu geologi secara drastis. Konsep tersebut dikenal dengan nama Tektonik Lempeng. Dengan konsep ini para ahli geologi lebih dapat menjelaskan mengenai proses-proses atau kejadian-kejadian yang berlangsung di bumi yang selama ini tidak dapat dijelaskan dengan teori-teori atau konsepkonsep sebelumnya. Selain itu dengan mengunakan teori tektonik lempeng pembentukan sumber daya mineral dan enerji dapat diuraikan dengan baik. Meskipun teori tektonik lempeng pada masa kini sudah banyak digunakan oleh para ahli goelogi dan menunjukkan kebenarannya, tetapi penelitian mengenai berbagai hal di bidang geologi masih terus berlanjut untuk lebih meyakinkan kebenaran teori tersebut.


BAB II

SUSUNAN BAGIAN DALAM BUMI Bentuk bumi yang bulat ternyata tidak benar-benar bulat. Bagian tengah yaitu di daerah katulistiwa bagian bumi mempunyai jari-jari yang lebih panjang dari pada jari-jari bumi ke bagian kutub. Jari-jari bumi di katulistwa sekitar 6371 km, sedangkan jari-jari yang ke kutub panjangnya sekitar 3693 km. Bentuk bumi yang demikian disebabkan karena perputaran bumi pada sumbunya, selain bumi ini berputar mengelilingi matahari pada orbitnya. Bagian dalam dari bumi dapat diketahui dengan mempelajari sifat-sifat fisika bumi yaitu dengan metode geofisika, terutama dari kecepatan rambat getaran atau gelombang seismik, sifat kemagnetannya dan gaya berat serta data panas bumi. Dari data tersebut dapat diketahui bahwa bagian dalam bumi tersusun dari material yang berbeda-beda mulai dari permukaan bumi sampai ke inti bumi. Dengan metode geofisika tersebut juga diketahui bahwa berat jenis bumi keseluruhan adalah sekitar 5,52. Kerak bumi sendiri yang merupakan lapisan terluar dan disusun oleh batu-batuan mempunyai berat jenis antara 2,5 sampai 3,0. Dari hal tersebut dapat diketahui bahwa material yang menyusun bagian dalam bumi merupakan material yang lebih berat dengan berat jenis yang lebih besar daripada batuan yang menyusun kerak bumi. Dengan metode geofsika dapat diketahui bagian dalam bumi disusun oleh: 



Kerak bumi atau sering disebut kulit bumi, merupakan lapisan terluar yang disusun oleh batuan yang padat. Kerak bumi dapat dibedakan menjadi kerak benua dan kerak samudera. Selubung bumi atau mantel bumi, merupakan lapisan dibawah kerak bumi yang disusun oleh material cair dan kental dengan berat jenis yang lebih besar dari berat jenis kerak bumi.




Inti bumi merupakan bagian pusat bumi yang dibagi lagi menjadi inti bagian luar dan inti bagian dalam. Bagian ini disusun oleh material yang panas dan berat.

Antara kerak bumi dan selubung bumi dipisahkan oleh bidang diskontinuitas yang disebut bidang diskontiunuitas Mohorovicik atau sering disebut bidang moho. Bidang ini di bawah daratan atau benua, berada pada kedalaman sekitar 30 sampai 59 km dari permukaan bumi. Sedang di bawah samudera bidang ini letaknya pada kedalaman 10 sampai 12 km dari dasar samudera. Antara selubung bumi dengan inti bumi dipisahkan oleh bidang diskontinuitas Gutenberg. Bidang ini terletak pada kedalaman sekitar 2900 km dari permukaan bumi Sedangkan diantara inti bumi bagian luar dan inti bumi bagian dalam terdapat bidang diskontinuitas Lehman.

Kerak bumi (eart h cr ust ) Kerak bumi atau kulit bumi disusun oleh dapat dibedakan menjadi kerak benua dan kerak samudera. Kerak benua atau kerak kontinen, merupakan kerak bumi yang menyusun daratan atau benua. Kerak benua mempunyai ketebalan antara 30 sampai 35 km dengan ketebalan rata-rata sekitar 35 km. Kerak benua ini menyusun sekitar 79% dari volume kerak bumi. Ketinggian permukaan dari kerak benua rata-rata sekitar 800 meter dari permukaan laut, meskipun ada daerah yang ketinggiannya mencapai lebih dari 8000 meter. Batuan yang menyusun kerak benua pada umumnya adalah batuan granitik atau yang bersifat asam. Bagian atas dari kerak benua ini disusun oleh batuan beku, batuan metamorf dan batuan endapan. Sedangkan secara keseluruhan batuan beku dan batuan metamorf menyusun sekitar 95% , sisanya yang 5% merupakan batuan endapan. Kerak benua bagian atas dan kerak benua bagian bawah dipisahkan oleh bidang diskontinuitas Conrad. Budi Rochmanto Geologi Dinamik .8

Gambar 2.1 Susunan bagian dala bumi

Kerak samudera atau kerak oseanik, merupakan kerak bumi yang menyusun lantai dasar samudera. Kerak ini menyusun sekitar 65% dari luas kerak bumi. Kedalaman dai kerak oseanik ini rata-rata sekitar 4000 meter dari permukaan air laut, meskipun pada beberapa palung laut kedalamannya ada yang mencapai lebih dari 10 km. Kerak samudera mempunyai ketebalan nerkisar antara 5 sampai 15 km. Batuan yang menyusun kerak samudera adalah batuan yang bersifat basa atau mafik. Bagian atas dari kerak samudera dengan ketebalan sekitar 1,5 km disusun oleh batuan yang bersifat basa atau basaltik, Sedangkan bagian bawahnya disusun oleh batuan metamorf dan batuan beku gabro. Permukaan kerak samudera ditutupi oleh endapan sedimen dengan ketebalan rata-rata sekitar 500 meter. Batuan yang menyusun kerak bumi terutama terdiri dari 8 unsur, yaitu O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, dan Mg. Oksigen dan Silikon merupakan dua unsur yang paling dominan


jumlahnya. Pada umumnya unsur-unsur yang menyusun kerak bumi dijumpai dalam bentuk senyawa oksida.(Lihat Tabel). Selubung Bumi ( earth mantle )

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 magnesium dan besi. Komposisi umum dari selubung bumi adalah material yang bersifat ultramafik, seperti peridotit, dunit, dan batuan lain yang kaya olivin. Tabel 1. Senyawa-senyawa yang dominan menyusun kerak bumi No.

Senyawa

% berat

1. 2. 3. 4. 5. 6, 7. 8.

SiO2 Al2O3 FeO & Fe2O3 MgO CaO Na2O K 2O Lain-lain

59,3 15,4 6,9 3,5 5,1 3,8 3,1 2,9

Jumlah

100

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 Budi Rochmanto Geologi Dinamik .10

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) 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.

Inti bumi (core ).

Inti bumi terletak mulai kedalaman sekitar 2900 km dari dasar kerak bumi sampai ke pusat bumi. Inti bumi dapat dipisahkan menjadi inti bumi bagian luar dan inti bumi bagian dalam. Batas antara selubung bumi dan inti bumi ditandai dengan penurunan kecepatan gelombang P secara drastis dan gelombang S yang tidak diteruskan. Keadaan ini disebabkan karena meningkatnya berat jenis material penyusun inti bumi dan perubahan sifat meterialnya dari yang bersifat padat menjadi bersifat cair. Meningkatnya berat jenis disebabkan karena perubahan dari material silikat yang menusun selubung bumi menjadi material campuran logam yang kaya akan besi (Fe) di inti bumi. Perubahan sifat material menjadi cairan disebabkan karena turunnya titik lebur material yang mengandung besi Budi Rochmanto Geologi Dinamik .11

dubandingkan material yang kaya silikat. Itulah sebabnya material yang menyusun inti bumi bagian luar berupa cairan yang kaya logam Fe. Sebaliknya semakin bertambahnya tekanan ke bagian yang semakin dalam akan mengakibatkankan naiknya titik lebur material logsm. Hal ini menyebabkan material yang menyusun inti bumi bagian dalam merupakan material logam yang bersifat padat. Komposisi material penyusun inti bumi diketahui dengan perkiraan bahwa unsur besi merupakan unsur yang banyak dijumpai pada kerak batuan penyusun kerak bumi. Dengan meningkatnya berat jenis pada batuan yang makin dalam letaknya, maka kadar besi juga akan semakin meningkat, sehingga pada selubung bumi mempunyai kemungkinan mengadung kadar besi yang lebih besar daripada kerak bumi. Berat jenis inti bumi bagian luar yang disusun oleh material kaya besi yang cair sama dengan berat jenis berat jenis besi dalam keadaan cair. Karena inti bumi bagian dalam disusun oleh material kaya besi yang padat, maka batas antara inti bumi bagian luar dengan inti bumi bagian dalam mempunyai temperatur sama dengan titik lebur besi pada tekanan ditempat tersebut. Selain itu, komposisi penyusun inti bumi juga diketahui dengan mendasarkan pada komposisi meteorit yang dijumpai mengandung logam besi dan nikel sebanyak sekitar 7% sampai 8%. Sehingga diperkirakan material logam penyusun inti bumi adalah unsur besi dan nikel.


BAB III DINAMIKA KERAK BUMI Bumi merupakan planet yang sangat dinamis., artinya bumi selalu megalami perubahan. Perubahan tersebut disebabkan oleh proses-proses yang bekerja pada bumi ini Proses-proses yang merubah bentuk permukaan bumi dapat dibagi menjadi 2 macam, yaitu proses yang merusak dan membangun permukaan bumi. Proses yang pertama merupakan proses yang terjadi pada permukaan bumi, yaitu proses pelapukan dan erosi. Proses tersebut, walaupun berjalan sangat lambat tetapi berlangsung terus menerus, menyebabkan permukaaan bumi secara perlahan menjadi rata. Sedangkan proses yang membangun permukaan bumi umumnya disebabkan oleh gaya-gaya yang berasal dari dalam bumi seperti aktivitas gunungapi dan pembentukan pegunungan. Proses tersebut menyebabkan permukaan bumi menjadi bertambah tinggi. Hubungan antara proses-proses tersebut dan sifat kedinamikan bumi, meskipun sudah diketahui sejak lama, tetapi belum ditemukan suatu hipotesa yang masuk akal untuk menceritakan tentang perubahan perubahan yang terjadi pada bumi. Sampai pada awal abad ke 20 muncullah suatu pendapat yang mengatakan tentang pemisahan atau pemekaran dari daratan (kontinen) di permukaan bumi. Setelah lebih dari 50 tahun dengan terkumpulnya data-data yang mendukung hipotesa tersebut untuk beralih menjadi suatu teori. Teori tersebut disebut teori tektonik lempeng ( plate tectonic ). Teori yang akhirnya meluas tersebut merupakan sebuah model yang konprehensif tentang kegiatan yang terjadi di dalam bumi. Model tektonik lempeng menyebutkan bahwa kerak bumi ini disusun oleh lempeng-lempeng yang besar dan kaku. Kerak bumi sendiri dibedakan menjadi kerak benua (continental crust ), yaitu kerak bumi yang menyusun daratan ), atau benua (kontinen), dan kerak samudera ( oceani c cr ust yaitu kerak bumi yang menyusun lantai dasar samudera. Budi Rochmanto Geologi Dinamik .13

Kerak benua dan kerak samudera sering juga disebut lempeng benua dan lempeng samudera. samudera. Lempeng-lempeng Lempeng-lempeng tersebut selalu bergerak walaupun sangat lambat. Pergerakan ini disebabkan karena adanya perbedaan distribusi panas di bawah kerak bumi (mantel bumi). Panas yang sangat tinggi yang terdapat pada tempat yang lebih dalam akan bergerak naik ke tempat yang temperaturnya lebih rendah dan akan menyebar secara lateral. Penyebaran panas secara lateral inilah yang mengakibatkan bergeraknya lempeng-lempeng penyusun penyusun kerak bumi. Pergerakan Pergerakan dari lempeng-lempeng lempeng-lempeng kerak bumi ini menyebabkan terjadinya gempa bumi, aktivitas gunungapi, dan deformasi batuan penyusun kerak bumi yang menbentuk pegunungan. Karena setiap lempeng bergerak sebagai unit yang berbeda, maka interaksi yang sangat besar terjadi pada pertemuan antara lempeng-lempeng lempeng-lempeng tersebut. Batas-batas Batas-batas antara lempeng-lempeng penyusun kerak bumi merupakan jalur aktivitas gunungapi gunungapi (vulkanik) (vulkanik) dan gempa bumi. Ada tiga macam batas pertemuan lempeng-lempeng tersebut yang dipisahkan berdasarkan jenis pergerakannya dan setiap lempeng akan dibatasi oleh kombinasi ketiga macam batas tersebut. Ke tiga macam batas pertemuan lempeng-lempeng penyusun penyusun kerak bumi bumi tersebut tersebut adalah (gambar (gambar 2.1): 2.1): 1. Batas divergen, zona dimana lempeng-lempeng saling memisahkan dirin (saling menjauh), meninggalkan ruang diantaranya. 2. Batas konvergen, zona dimana lempeng-lempeng bergerak saling mendekati mendekati sehingga sehingga terjadi tumbukan antara keduanya. Kejadian ini dapat menyebabkan lempeng yang satu menunjam di bawah lempeng lainnya atau hanya tumbukan yang menyebabkan bagian ini akan akan terangkat terangkat bersama-sama. bersama-sama. 3. Batas transform fault , zona dimana lempenglempeng bergerak saling melewati antara satu lempeng dengan lempeng lainnya (bergeseran).


Pemisahan lempeng (divergen) terutama terjadi pada lempeng samudera (oseanik), karena lempeng ini relatif lebih tipis daripada lempeng benua (kontinen). Pada saat lempeng samudera mengalami pemisahan, celah yang terbentuk di antara keduanya akan diisi oleh material cair yang panas yang berasal dari astenosfer astenosfer (gambar (gambar 2.2). Material tersebut perlahan-lahan perlahan-lahan akan mendingin dan membentuk membentuk potongan baru lantai lantai dasar samudera. samudera.

Gambar 2.1. Batas-batas pertemuan lempeng tektonik A. Batas divergen B. Batas konvergen C. Batas transform fault

Proses tersebut di atas berlangsung terus menerus sehingga terjadi penambahan kerak samudera di antara lempeng-lempeng yang bergerak saling menjauh. Mekanisme pergerakan pergerakan ini disebut pemekaran lantai dasar samudera (sea floor spreading ). Lantai dasar Samudera Atlantik ).


terbentuk sejak 200 juta tahun yang lalu dengan pergerakan rata-rata sekitar 5 sentimeter setiap tahun, walaupun pergerakannya pergerakannya antara satu tempat dengan tempat lainnya sangat bervariasi. Pergerakan tersebut sepertinya sangat perlahan, tetapi bila dibandingkan dibandingkan dengan umur bumi, maka pergerakan pergerakan yang hanya sekitar 5 % dari sekala waktu geologi, pembentukan pembentukan Samudera Samudera Atlantik relatif cepat. Meskipun terjadi penambahan pada kerak samudera, tetapi luas kerak bumi relatif tetap (konstan), karena disisi lain terjadi proses penghancuran kerak tersebut. Proses penghancuran penghancuran kerak bumi terjadi pada batas lempeng yang konvergen. Pada saat terjadi pergerakan pada batas yang konvergen , ujung atau tepi yang satu dari lempeng tersebut akan menunjam di bawah lempeng lainnya. Peristiwa ini terjadi apabila kerak benua bertemu dengan kerak samudera. Kerak samudera yang disusun oleh batuan yang berat jenisnya lebih besar daripada berat jenis kerak benua akan menunjam di bawah kerak benua. Zona penunjaman ini disebut zona subduksi (subduction zone ) (gambar 4). Selain itu pada pertemuan kedua kedua lempeng tersebut akan terbentuk bagian laut yang sangat dalam yang disebut palung laut. Pada zona subduksi, bagian dari kerak samudera yang menunjam ke bawah akan memasuki suatu zona dengan lingkungan tekanan dan temperatur yang tinggi. Hal ini mengakibatkan batuan penyusunnya akan mengalami peleburan atau pencairan dan membentuk membentuk magma. magma. Magma yang terbentuk akan bermigrasi ke atas dan masuk ke dalam kerak yang tertekuk. Magma yang bermigrasi tersebut dapat juga mencapai permukaan permukaan bumi, sehingga sehingga mengakibatkan mengakibatkan terjadinya erupsi gunungapi.


Gambar 3.3 Pembentukan kerak samudera pada pemekaran lantai dasar samudera


Gambar 3.4. Pembentukan zona subduksi dan palung laut pada pertemuan lempeng konvergen

Batas transform fault , batas lempeng-lempeng yang saling bergesekan tidak menghasilkan atau menghancurkan bagian kerak bumi. Pergeseran tersebut akan membentuk sesar-sesar di sekitarnya. Sesar yang terbentuk tersebut searah dengan pergerakan lempeng-lempeng yang bergesekan, yang pada awalnya diketahui berasosiasi dengan pergeseran pada punggungan lantai dasar samudera. Meskipun kebanyakan transform fault terjadi pada kerak samudera, tetapi ada pula yang terjadi pada pertemuan antara kerak samudera dengan kerak benua. Sesar San Andreas di California, merupakan contoh yang sangat terkenal dari pertemuan lempeng jenis ini. Pada sesar ini lempeng Samudera Pasifik bergerak ke arah utara bergesekan dengan lempeng benua Amerika Utara. Pergerakan ini biasanya tidak dapat dipantau, tetapi setelah proses tersebut, terjadilah pelepasan tenaga yang besar dengan tiba-tiba pada kedua sisinya, sehingga mengakibatkan terjadinya gempa bumi. Oleh sebab itu pantai barat Amerika Serikat terutama di Kalifornia sering terjadi gempa bumi.


Gempa bumi terakhir yang hebat terjadi pada tahun 1989 yang merusakkan daerah San Fransisco. Dengan data yang ditemukan sekarang telah diketahui bahwa interaksi antara lempeng-lempeng tektonik di sepanjang batas pertemuannya berhubungan erat dengan aktivitas gunungapi, gempa bumi, dan proses pembentukan pegunungan. Selanjutnya pergerakan batas lempeng ini tidak tetap sepanjang masa. Bila terjadi pemekaran kembali pada kerak benua yang sekarang stabil, maka akan terbentuk suatu cekungan laut yang baru. Sebaliknya pada lempeng-lempeng yang saling bertemu, akan dapat membentuk lempeng superkontinen yang baru pula. Pada pertemuan kerak benua dan kerak benua, batuan sedimen yang terakumulasi sangat tebal pada batas lempenglempeng tersebut akan mengalami pengangkatan dan membentuk suatu deretan pegunungan yang sangat tinggi. Selama temperatur di bumi bagian dalam masih tetap lebih tinggi daripada temperatur di bagian bumi yang dekat permukaan, material cair di dalam bumi akan terus bergerak. Selanjutnya pergerakan di dalam bumi menyebabkan kerak bumi terus bergerak. Jadi selama bagian bumi masih tetap panas, posisi dan bentuk dari samudera dan benua akan terus mengalami perubahan, dan bumi masih merupakan planet yang dinamik. Pada awal munculnya pendapat-pendapat tentang bumi, selain dinyatakan bahwa bumi adalah bulat, juga dinyatakan bahwa bumi merupakan suatu benda yang padat dan kaku yang tidak mudah mengalami perubahan. Sedangkan benua atau daratan yang berada di atasnya tidak bergerak dan tetap tinggal pada tempatnya. Konsep mengenai kerak bumi merupakan massa yang dinamik dapat dibagi menjadi tiga tahap: 1. Tahap awal oleh Owen dan Snider 2. Tahap pertengahan oleh Alfred Wegener 3. Tahap modern: Tektonik Lempeng


Teori Klasik mengenai dinamika kerak bumi 1. 2. 3. 4. 5.

Teori Kontraksi Teori Aliran Konveksi Teori Geosinklin Teori Undasi Teori Pengapungan Benua


BAB IV AKTIVITAS MAGMA DAN GUNUNG BERAPI PENDAHULUAN

Indonesia merupakan salah satu negara dengan jumlah gunungapi yang terbesar di dunia. Lebih kurang 179 gunungapi terdapat di negeri ini dan 129 diantaranya masih tetap aktif sampai sekarang. Karena hal inilah maka hampir setiap tahun paling sedikit satu gunungapinya melakukan erupsinya. Aktivitas gunungapi merupakan pencerminan dari aktivitas magma yang terdapat di dalam bumi. Beberapa aktivitas magma berjalan sangat lambat sehingga dapat membeku sebelum mencapai permukaan bumi. Hasil pembekuan magma di dalam kerak bumi ini disebut pluton atau batuan beku intrusif. Tubuh batuan beku ini akan muncul ke permukaan bumi setelah batuan yang menutupinya mengalami proses erosi. Aktivitas magma yang berlangsung sangat cepat dapat meyemburkan magma yang panas setelah mencapai permukaan bumi. Aktivitas tersebut sering disebut aktivitas gunungapi . AKTIVITAS GUNUNGAPI

Aktivitas gunungapi atau sering disebut juga disebut sebagai aktivitas volkanik, pada umumnya digambarkan sebagai suatu proses yang menghasilkan gambaran yang sangat menakjubkan atau kadang-kadang menakutkan dari suatu bentuk struktur kerucut yang secara periodik melakukan erupsinya. Erupsi dari suatu gunungapi ini kadang-kadang merupakan letusan yang sangat hebat ( eksplosif ), tetapi kadang-kadang berlangsung dengan tenang ( efusif ). Faktor utama yang mengontrol macam erupsi gunungapi ini adalah komposisi magma, temperatur magma dan kandungan gas yang terkandung dalam magma. Faktor-faktor tersebut sangat Budi Rochmanto Geologi Dinamik .21

mempengaruhi mobilitas dari magma atau sering disebut viskositas (kekentalan) magma. Semakin kental magma, semakin sulit magma untuk mengalir. Komposisi magma telah diuraikan pada bab sebelumnya pada klasifikasi batuan beku, karena klasifikasi batuan beku sangat erat kaitannya dengan komposisi magma. Salah satu faktor utama yang membedakan bermacam batuan beku dan juga bermacam magma asal ialah kandungan unsur silika (SiO2) dalam magma (tabel 1). Magma pembentuk batuan beku basaltik (basa) mengandung kira-kira 50% silika. Batuan beku granitik (asam) mengandung sekitar 70% silika sedangkan batuan beku andesitik (menengah) mengandung sekitar 60% silika. Jadi dapat dikatakan bahwa viskositas magma sangat berhubungan dengan kandungan silikanya. Semakin tinggi kandungan silika dalam magma, maka magma semakin kental (viskos) dan aliran magma akan semakin lambat. Hal ini disebabkan karena molekul-molekul silika terangkai dalam bentuk rantai yang panjang, walaupun belum mengalami kristalisasi. Akibatnya karena lava basaltik kandungan silikanya rendah, maka lava basaltik cenderung bersifat encer dan mudah mengalir, sedangkan lava granitik relatif sangat kental dan sulit untuk mengalir walaupun pada temperatur yang tinggi. Kandungan gas dalam magma juga akan mempengaruhi terhadap mobilitas magma. Keluarnya gas dari magma menyebabkan magma menjadi semakin kental. Selain itu berkurangnya kandungan gas dalam magma dapat pula menyebabkan tekanan yang cukup kuat untuk mengeluarkan magma melalui lubang kepundan (kawah gunungapi). Pada waktu magma bergerak naik ke atas mendekati permukaan bumi pada gunungapi, tekanan magma pada bagian paling atas akan berkurang. Berkurangnya tekanan akan mengakibatkan lepasnya gas dari magma dengan cepat. Pada temepratur tinggi dan tekanan yang rendah, memungkinkan gas untuk mengembangkan volumenya sampai beberapa kali dari volumenya mula-mula. Magma basaltik yang kandungan gasnya cukup besar, memungkinkan gas tersebut untuk keluar Budi Rochmanto Geologi Dinamik .22

melalui lubang kepundan gunungapi dengan relatif mudah. Keluarnya gas tersebut dapat membawa lava yang disemburkan sampai beberapa meter tingginya seperti air mancur lava. Sedangkan pada magma yang kental, kandungan gas kurang, akan sulit untuk mengalir. MATERIAL YANG DIKELUARKAN PADA ERUPSI GUNUNGAPI

Kebanyakan orang percaya bahwa lava merupakan material utama yang dikeluarkan dari aktivitas gunungapi. Tetapi sebenarnya bukan hanya lava yang dikeluarkan pada aktivitas gunungapi ini, tetapi dapat juga dalam jumlah yang besar berupa rombakan batuan, bongkah lava, material halus dan debu gunungapi. Selain itu hampir semua erupsi gunungapi juga mengeluarkan gas dalam jumlah yang besar. Selanjutnya akan dibahas mengenai macam material yang dikeluarkan pada aktivitas gunungapi. Tabel 1 Variasi sifat magma dengan komposisi yang berbeda Karakteristik

Basaltik

Andesitik

Granitik

Kandungan silika

kecil (± 50%)

sedang (± 60%)

besar (± 70%)

Kekentalan

rendah

sedang

tinggi

Kecenderungan membentuk lava

tinggi

sedang

rendah

Kecenderungan membentuk piroklastik

rendah

sedang

tinggi

Titik lebur

tinggi

sedang

rendah

Aliran lava

Karena kandungan silikanya yang rendah, lava basaltik pada umumnya sangat encer dan akan mengalir dengan penyebaran yang cukup luas atau membentuk seperti lidah. Di Kepulauan Hawaii, lava semacam ini dapat mengalir dengan kecepatan sampai 30 km/jam pada kemiringan yang Budi Rochmanto Geologi Dinamik .23

besar. Meskipun demikian kecepatan sebesar itu jarang terjadi, pada umumnya kecepatan alirannya berkisar antara 10 sampai 300 m/jam. Sebaliknya pergerakan dari lava yang kaya silika kadangkala sangat lambat untuk dapat diamati. Pada waktu lava basaltik dari tipe Hawaii ini mengalami pembekuan, lava ini akan membentuk permukaan yang licin dan kadang-kadang membentuk kerutan pada permukaannya karena pada bagian dalam lava ini masih cair dan masih tetap mengalir. Kenampakan yang demikian disebut pahoehoe lava atau sering juga disebut ropy lava karena bentuknya seperti tali yang dipintal. Kenampakan lainnya yang dapat dibentuk oleh aliran lava basaltik adalah lava dengan permukaan kasar, terbentuk blok-blok dengan sisi-sisi yang tajam. Kenampakan yang demikian disebut aa (diucapkan “ah ah”) lava atau block lava. Aliran dari lava aa relatif dingin dan tebal dan tergantung pada kemiringan lereng, kecepatannya berkisar antara 5 sampai 50 m/jam. Selain itu keluarnya gas dari lava pada waktu proses pembekuannya akan menghasilkan lubang-lubang dan kenampakan seperti duri yang tajam pada permukaannya. Pada waktu bagian dalam dari lava ini mengalami pembekuan, bagian luarnya akan hancur dan memberikan kenampakan blok-blok yang sejajar dengan aliran lavanya.


Gas

Magma mengandung bermacam gas yang terlarut karena adanya tekanan yang besar di dalamnya. Begitu tekanan magma berkurang, maka gas-gas tersebut akan keluar dari dalam magma. Karena mengukur langsung kandungan gas di dalam magma yang masih aktif sangat sulit dilakukan, maka jumlah gas yang dikandung magma hanya dapat diperkirakan saja. Kandungan gas di dalam kebanyakan magma diperkirakan sekitar 1 sampai 5 % dari total berat magma dan kebanyakan dari jumlah ini adalah uap air. Meskipun jumlah gas di dalam magma relatif kecil, tetapi gas yang dapat dikeluarkan dari magma diperkirakan dapat mencapai beriburibu ton setiap harinya. Komposisi dari gas yang dikeluarkan dari erupsi gunungapi sangat menarik bagi para ilmuwan, karena dari gas tersebut merupakan sumber dari material penyusun atmosfer bumi. Analisis yang pernah dilakukan pada erupsi gunungapi di Hawaii menghasilkan komposisi gas terdiri dari 70% uap air, 15% karbon dioksida, 5% nitrogen, 5 % sulfur dan dalam jumlah sedikit adalah klor, hidrogen dan Budi Rochmanto Geologi Dinamik .25

argon. Kandungan belerang sangat mudah diketahui karena baunya yang menyengat dan gas ini dapat dengan mudah membentuk asam belerang yang mudah terbakar. Material piroklastik

Pada waktu lava yang bersifat basal dikeluarkan, gasgas yang terlarut akan dengan mudah dilepaskan. Gas-gas tersebut dapat juga menyemburkan lava sangat tinggi ke udara. Sehingga menghasilkan semacam air mancur lava. Sebagian dari material yang dikeluarkan akan diendapkan di sekitar lubang kawahnya dan membentuk struktur kerucut pada gunungapi tersebut. Sedangkan material yang lebih halus akan terbawa oleh angin sampai jarak yang cukup jauh dari lubang kawahnya. Sebaliknya kandungan gas pada magma yang mempunyai kekentalan yang tingggi akan sangat sulit dilepaskan dan dapat memperbesar tekanan dalam magma itu sendiri, sehingga dapat menimbulkan erupsi yang eksplosif. Pada waktu gas tersebut dilepaskan, disemburkan juga material-material padat dari batuan dan lava dengan ukuran yang sangat bervariasi. Material yang dilepaskan pada proses ini disebut material piroklastik . Ukuran material piroklastik ini mulai dari debu yang sangat halus, pasir bahkan sampai bongkah yang sangat besar. Partikel yang berukuran debu (ash) dihasilkan oleh lava yang dikeluarkan banyak mengandung gas. Pada waktu gas yang panas ini disemburkan, lava akan terikut disemburkan menjadi partikel-partikel yang halus. Pada waktu debu yang halus ini jatuh, gelas shard yang menyusunnya akan membentuk welded tuff . Kadang-kadang lava yang terbentuk seperti busa dikeluarkan juga pada waktu erupsi dan akan membentuk pumis. Batuan ini mengandung banyak rongga, sangat ringan dan mengapung dalam air, sehingga sering disebut batuapung. Material piroklastik yang berukuran sebesar kacang disebut lapili (batu kecil) dan yang berukuran lebih besar sering disebut cinder. Cinder ini mengandung banyak rongga. Budi Rochmanto Geologi Dinamik .26

Material hasil erupsi gunungapi yang terakumulasi di puncak dan belum mengalami kompaksi dengan baik dapat dengan mudah longsor ke bawah. Apabila longsoran ini bercampur dengan air hujanatau air yang terdapat di dalam kawah, maka akan menghasilkan lahar atau ladu. Istilah ini pertama kali digunakan oleh van Bemmellen untuk material yang sering dihasilkan oleh aktivitas Gunung Merapi di Jawa Tengah. Lahar yang dihasilkan dari campuran antara material gunungapi dengan air hujan disebut lahar dingin atau lahar hujan. Sedangkan yang bercampur dengan air yang terdapat di kawah gunungapi disebut lahar panas. Tipe yang terakhir ini merupakan karakteristik dari hasil erupsi Gunung Kelud di Jawa Timur.

GUNUNGAPI DAN ERUPSI GUNUNGAPI

Erupsi yang terus menerus melalui suatu lubang yang terpusat akan menghasilkan akumulasi material hasil erupsinya dan membentuk suatu bentuk kerucut yang disebut gunungapi. Pada puncak gunungapi tersebut terdapat lubang tempat keluarnya magma yang disebut kawah (crater). Lubang ini berhubungan dengan dapur magma melalui suatu saluran. Beberapa gunungapi mempunyai kawah yang sangat besar yang disebut kaldera. Ketika cairan magma naik ke atas, cairan tersebut akan mengisi lubang kawah atau kepundan sampai penuhbaru kemudian dialirkan ke luar dari kawah atau kaldera tersebut. Sebaliknya lava yang kental kadangkala akan menutupi pipa gunungapi dan akan naik ke atas dengan sangat lambat atau disemburkan keluar sehingga membuat lubang kawah menjadi tambah luas. Kadang-kadang keluarnya lava tidak selalu melalui lubang kawah yang terpusat, tetapi melalu rekahan-rekahan yang menuju ke lereng-lereng gunungapi tersebut. Aktivitas yang terus menerus dari erupsi pada lereng gunungapi akan membentuk kerucut pada lerengnya yang disebut gunungapi parasit (parasitic cone). Gunungapi Etna di Italia mempunyai lebih Budi Rochmanto Geologi Dinamik .27

dari 200 kawah sekunder. Beberapa dari kawah sekunder ini hanya mengeluarkan gas pada waktu erupsinya dan disebut fumarol. Sejarah erupsi gunungapi berbeda-beda, sehingga setiap gunungapi akan mempunyai bentuk dan ukuran yang berbeda. Berdasarkan pada karakteristik erupsi dan bentuk gunungapinya, ahli gunungapi mengelompokkan gungapi ), menjadi tiga tipe, yaitu gunungapi kerucut ( cin der cones ), composite cones, dan gunungapi perisai ( shi eld volcanoes (gambar 2) A. Cinder cones Gunungapi cinder cones dibentuk dari fragmenfragmen lava yang disemburkan. Gunungapi tipe ini membentuk lereng yang cukup terjal sekitar 30° sampai 40°, karena pada umumnya material piroklastik yang membentuk gunungapi ini cenderung tertumpuk dengan sudut yang besar. Gunungapi tipe ini relatif rendah sampai 300 m tingginya. Kadang-kadang gunungapi ini merupakan gunungapi parasit pada gunungapi yang besar.

Gambar 1. Aktivitas gunungapi


B. Gunungapi strato

Gunungapi strato sering juga disebut composite cones merupakan bentuk gunungapi yang sering dijumpai di dunia. Gunungapi tipe ini dibentuk oleh lava yang relatif kental dan umumnya berkomposisi andesit. Gunungapi strato dibangun oleh semburan lava kental yang berlangsung lama. Apabila tipe erupsi berubah maka akan terjadi erupsi yang sangat eksplosif dengan mengeluarkan material piroklastik. Sebagian besar material piroklastik yang dikeluarkan diendapkan di sekitar puncaknya sehingga membentuk kerucut dengan kemiringan lereng yang tajam. Selanjutnya kerucut tersebut akan tertutup kembali oleh lava. Kadang-kadang kedua erupsi tersebut terjadi bersama-sama, sehingga menghasilkan suatu struktur batuan yang berlapis, selang-seling antara lava dan piroklastik. Dua buah gunungapi yang membentuk kerucut yang sangat ideal adalah Gunung Fujiyama di Jepang dan Gunung Mayon di Filipina. Kedua gunung tersebut menunjukkan kemiringan lereng yang terjal di puncaknya dan agak landai ke arah lereng. Meskipun kenampakan gunungapi tipe ini memberikan pemandangan yang sangat indah, gunungapi ini juga menggambarkan erupsi yang sangat menakutkan. Erupsi gunungapi ini sangat tidak diharapkan seperti yang terjadi pada waktu erupsi gunungapi Vesuvius di Italia pada tahun 79 Masehi. C. Gunungapi perisai (shiel d volcanoes )

Gunungapi perisai (shield volcanoes) dibentuk oleh lava yang encer yang dikeluarkan oleh gunungapi tersebut. Karena encernya, maka lava yang dikeluarkan akan menyebar luas dengan mudah. Gunungapi tipe ini disusun oleh lava basaltik dan hanya sedikit mengandung material piroklastik, serta dicirikan oleh kemirngan lereng yang sangat landai. Kemiringan lerengnya pada umumnya kurang dari 15°.


Seperti halnya permukaan bumi lainnya, daerah gunungapi juga mengalami proses penurunan permukaan yang terus menerus oleh proses pelapukan dan erosi. Cinder cones sangat mudah mengalami erosi, karena disusun oleh material piroklastik yang lepas. lepas. PEMBENTUKAN KALDERA

Seperti yang telah disebutkan sebelumnya, beberapa gunungapi mempunyai kawah yang sangat besar yang disebut kaldera. Beberapa kaldera diperkirakan terbentuk karena runtuhnya dinding kawah yang disebabkan kosongnya dapur magma setelah erupsi yang sangat hebat. (gambar 2). Beberapa kaldera terisi oleh air dan membentuk danau kawah. Contohnya adalah danau kawah di Oregon yang mempunyai kedalaman sekitar 1300 meter dan lebar antara 8 sampai 10 kilometer. Pembentukan danau kawah ini dimulai kira-kira 7000 tahun lalu ketika gunungapi, yang kemudian diketahui bernama G. Mazama, Mazama, meletus dengan hebat untuk ke empat kalinya dengan mengeluarkan debu seperti letusan G. Vesuvius. Tetapi letusan ini lebih dahsyat dengan mengeluarkan kira-kira 50-70 km3 material volkanik. Karena banyaknya banyaknya material yang dikeluarkan, maka sekitar 1500 meter dari ketinggian gunung yang 3600 meter, runtuh dan membentuk kaldera yang besar. Setelah runtuhnya puncak gunungapi ini, air hujan mengisi lubang kaldera tersebut. Aktivitas magma berikutnya membentuk gunungapi kecil di tengah danau kawah tersebut.


Gambar 2. Tipe-tipe gunung api A. Cinder Cone, B. Composite Cone, C. Shield Volcano

Kenampakan serupa terjadi pada kaldera Tengger di Jawa Timur. Perbedaannya, kaldera Tengger tidak terisi oleh air, tetapi oleh pasir, sehingga sering disebut lautan pasir. Pada kaldera tersebut muncul beberapa gunung kecil satu diantaranya masih tetap aktif sampai sekarang yaitu G. Bromo. ERUPSI CELAH MEMANJANG

Erupsi melalui kawah pada puncak gunungapi merupakan erupsi yang sangat umum terjadi. Tetapi ada juga gunungapi yang kegiatan erupsi melalui rekahan yang memanjang yang disebut celah ( fissures). Material hasil erupsi melalui celah yang memanjang ini tidak membentuk kerucut tetapi akan menyebar pada area yang cukup luas dan membentuk dataran tinggi (plateau). Contoh yang sangat terkenal adalah Columbia plateau di Amerika Serikat. Plateau ini dihasilkan dari erupsi lava basaltik yang sangat cair Budi Rochmanto Rochmanto Geologi Dinamik Dinamik .31

melalui rekahan yang sangat banyak. Aliran lava yang terus menerus setebal 50 meter telah menutupi bentang alam ditempat tersebut dan membentuk dataran lava, yang dibeberapa tempat ketebalannya dapat mencapai lebih dari satu kilometer. Lava basaltik ini sangat encer dengan ditemukannya hasil pembekuan lava tersebut sampai 150 kilometer dari sumber erupsinya.

Gambar 3. Proses pembentukan Kalder

Apabila magma yang dikeluarkan melalui erupsi celah banyak mengandung silika, maka akan dihasilkan aliran piroklastik yang banyak mengandung mengandung debu volkanik dan fragmen pumis. Material piroklastik ini akan mengalir dengan kecepatan yang tinggi menyebar dan menutupi areal di sekitar gunungapi tersebut. Setelah diendapkan material piroklastik ini menyerupai aliran lava. Endapan aliran piroklastik yang sangat besar dijumpai di beberapa tempat di dunia dan pada umumnya berassosiasi dengan kaldera. Kemungkinan yang paling terkenal dari endapan piroklastik ini adalah dataran tinggi Yellowstone di Baratlaut Wyoming Amerika Serikat. Disini tubuh magma yang besar yang kaya silika masih dijumpai beberapa kilometer di bawah permukaan. Beberapa kali ada 2 juta tahun terakhir, batuan penutup magma ini mengalami retakan yang mengakibatkan terjadinya erupsi yang besar yang disertai dengan pembentukan kaldera. Budi Rochmanto Rochmanto Geologi Dinamik Dinamik .32

GUNUNGAPI DAN IKLIM

Dugaan bahwa erupsi gunungapi yang eksplosif dapat merubah iklim di permukaan bumi pertama kali dilontarkan beberapa tahun yang lalu dan sampai sekarang sering digunakan untuk menjelaskan mengenai penyebab terjadinya perubahan iklim. Erupsi yang eksplosif dapat memancarkan gas dan debu volkanik dalam jumlah yang sangat besar ke atmosfer bumi. Erupsi yang sangat besar mempunyai kemampuan untuk menyemburkan material-material gunungapi ke tempat yang sangat tinggi sampai ke lapisan stratosfer, dan akan menyebar menutupi sekeliling bumi dan tinggal ditempat tersebut sampai beberapa bulan bahkan sampai bertahun-tahun. Material tersebut akan mengurangi radiasi sinar matahari terhadap permukaan bumi sehingga akan menurunkan temperatur udara. Erupsi gunungapi yan terbesar dalam sejarah terjadi ketika gunungapi Tambora di P. Sumbawa meletus pada tahun 1915 yang mengeluarkan magma dan debu kira-kira 100 kali dari material yang dikeluarkan oleh gunungapi St. Helena. Akibat dari letusan tersebut debu volkanik yang disemburkan menutupi atmosfer bumi. Di belahan bumi bagian utara debu voklanik ini mengakibatkan iklim di daerah ini menjadi tidak normal. Hampir sepanjang tahun pada tahun 1916, suhu udara relatif lebih dingin dari tahun-tahun sebelumnya, dan matahari jarang sekali menampakkan diri. Kejadian ini terkenal dengen sebutan “tahun tanpa musim panas”. Fenomen a ini dipercaya akibat dari letusan G. Tambora. Kejadian serupa juga terjadi pada waktu letusan gunung lainnya seperti G. St. Helena pada tahun 1980. Jadi erupsi gunugapi dapat juga mempengaruhi atau mengubah iklim di bumi ini walaupun tidak berlangsung tetap, Aktivitas gunungapi yang terbaru yang mempengaruhi iklim adalah pada waktu meletusnya G. Pinatubo di Filipina tahun 1991. Sejak tanggal 16 Juni 1991, Budi Rochmanto Geologi Dinamik .33

Pinatubo mengeluarkan kira-kira 40 sampai 50 juta ton SO 2 ke atmosfer. Para ahli memperkirakan sinar matahari di daerah tropik akan berkurang sekitar 7 sampai 15 persen setahun setelah letusan Pinatubo. Pengurangan sinar matahari ini akan menyebabkan terjadinya pendinginan global di muka bumi. Tetapi tahun 1991 tercetat merupakan tahun terpanas kedua dalam sejarah. Kejadian ini menurut para ahli terjadi karena adanya efek rumah kaca dan pemanasan di lautan Pasifik oleh El Nino. Fenomena ini terus di monitor untuk mengetahui perubahan yang terjadi pada tahun-tahun berikutnya. BENTUK TUBUH BATUAN BEKU INTRUSIF

Telah diketahui bahwa magma terdapat pada tempat yang dalam di bawah permukaan bumi. Pengetahuan mengenai aktivitas magma di bawah permukaan sangat membentu ahli gunungapi untuk mempelajari mengenai erupsi gunungapi. Magma yang bergerak naik ke atas dan membeku sebelum mencapai permukaan bumi akan membentuk batuan beku intrusif atau sering disebut juga pluton. Pada gambar 4 menunjukkan beberapa tipe tubuh batuan beku intrusif yang terbentuk akibat pembekuan magma di bawah permukaan bumi. Beberapa dari bentuk tubuh batuan beku tersebut tabular, sedang yang lainnya besar dan masif. Selain itu beberapa tubuh batuan tersebut memotong struktur yang telah ada seperti perlapisan batuan sedimen, sedang yang lainnya sejajar dengan perlapisan batuan sedimen. Berdasarkan dari bentuknya tersebut tubuh batuan beku intrusif dapat diklasifikasikan menjadi bentuk masif dan tabular. Sedangkan berdasarkan orientasinya terhadap struktur batuan disekitarnya, dapat diklasifikasikan menjadi diskordan, yaitu tubuh batuan beku yang memotong struktur batuan sedimen, dan konkordan, yaitu yang sejajar dengan struktur batuan sedimen. Tubuh batuan intrusif mempunyai variasi ukuran dan bentuk yang sangat besar. Dike adalah tubuh batuan beku Budi Rochmanto Geologi Dinamik .34

intrusif yang diskordan yang dihasilkan pada waktu magma menerobos melalui rekahan yang memotong perlapisan batuan sedimen di sekitarnya. Tubuh batuan beku ini mempunyai ukuran mulai dari kurang dari satu sentimeter sampai lebih dari satu kilometer. Dike yang terbesar dijumpai panjangnya sampai lebih dari seratus kilometer. Pada umumnya dike mempunyai resistensi yang lebih besar dari batuan sekitarnya. Sill adalah tubuh batuan beku intrusif yang tabular yang terbentuk oleh magma yang menerobos di sepanjang bidang perlapisan batuan sedimen. Orientasi bentuk sill sangat bervariasi terutama pada daerah yang sudah mengalami perlipatan, walaupun bentuk yang mendatar sangat umum dijumpai. Karena ukurannya yang relatif seragam dengan penyebaran memanjang yang sangat besar, sill terutama dibentuk oleh magma cair. Oleh sebab itu sill pada umumnya disusun oleh batuan yang bersifat basaltik, karena magma basaltik mempunyai sifat yang sangat encer. Karena terobosan magma yang membentuk sill ini, menyebabkan batuan sedimen yang terletak di atas tubuh sill ini akan mengalami pengangkatan sesuai dengan ketebalan sill tersebut. Konsekuensi dari hal tersebut adalah sill pada umumnya terbentuk pada kedalaman yang tidak begitu besar dimana tekanan yang disebabkan oleh batuan di atasnya relatif kecil. Kenampakan sill sering sulit dibedakan dengan aliran lava. Perlu pengamatan yang teliti untuk dapat membedakan keduanya. Ada tiga macam kenampakan yang dapat membedakan keduanya. Pertama, pada permukaan aliran lava sering dijumpai rongga-rongga bekas keluarnya gas pada waktu lava tersebut membeku. Sedangkan pada batuan beku sill rongga-rongga tersebut tidak terbentuk karena proses pendinginannya yang berlangsung lambat. Kedua, pada waktu cairan magma bersentuhan dengan batuan disekitarnya, akan terjadi perubahan pada batuan tersebut karena panas dari magma. Proses ini pada sill akan terjadi pada bagian bawah dan atas dari tubuh sill. Sedangkan pada aliran lava, proses ini hanya terjadi pada bagian bawah lava. Ciri yang ketiga, ketika magma yang panas bersentuhan dengan batuan disekitarnya Budi Rochmanto Geologi Dinamik .35

yang dingin, magma yang bersentuhan dengan batuan tersebut akan membeku dengan cepat dan membentuk tekstur yang sangat halus yang disebut chilled margin. Sill membentuk chilled margin pada kedua sisinya, atas dan bawah, sedangkan lava hanya membentuk chilled margin pada bagian bawahnya saja. Lakolit merupakan tubuh batuan beku seperti sill, karena lakolit terbentuk oleh magma yang menerobos diantara perlapisan batuan sedimen pada kondisi lingkungan yang tidak begitu jauh dari permukaan bumi. Tetapi tidak seperti sill, magma yang membentuk lakolit lebih kental, sehingga magma tersebut akan menghasilkan bentuk lensa yang tebal dan akan mengangkat batuan sedimen yang ada di atasnya menjadi cembung. Jadi batuan beku lakolit dapat dikenali dengan mudah karena permukaan tubuhnya menunjukkan kenampak seperti kubah. Tubuh batuan beku intrusif yang terbesar adalah batolit. Beberapa tubuh batolit yang telah dikenali ada yang ukurannya mencapai lebih dari 40.000 km 2. Tubuh batuan beku yang masif dan diskordan ini biasanya disusun oleh batuan dengan komposisi mineral hampir seperti granit. Batolit yang kecil mempunyai struktur relatif sederhana dan disusun oleh satu jenis batuan beku. Dari studi tubuh batolit diketemukan disusun oleh bermacam jenis batuan beku yang dihasilkan dari beberapa kali terobosan pada jangka waktu yang relatif lama (jutaan tahun). Batolit pada umumnya merupakan inti dari suatu sistem pegunungan. Pada tempat tersebut proses pengangkatan dan erosi akan memindahkan batuan yang menutupinya sehingga tubuh batuan beku batolit ini akan tersingkap di permukaan. Stock merupakan tubuh batuan beku intrusif yang ukurannya lebih kecil dari batolit. Luas permukaannya kurang 2 dari 100 km . Stock dapat merupakan pluton yang kecil atau bagian dari tubuh batuan beku yang sangat besar yang tidak tersingkap oleh proses erosi sehingga menunjukkan kenampakan seperti batolit.


Gambar 4. Bentuk-bentuk tubuh batuan beku dalam (pluton)

AKTIVITAS MAGMA DAN TEKTONIK LEMPENG

Asal usul magma merupakan topik yang sangat kontroversial dari ilmu gelogi. Pertanyaan-pertanyaan yang selalu muncul adalah bagaimana magma yang mempunyai komposisi berbeda-beda dapat terbentuk. Mengapa gunungapi yang berada di dasar samudera mengeluarkan lava basaltik, sedang yang berhubungan dengan palung laut menghasilkan lava yang bersifat andesitik? Masih banyak lagi pertanyaan yang berkaitan dengan aktivitas magma terutama yang muncul ke permukaan. Untuk menjawab semua pertanyaan tersebut akan dibahas pertama kali mengenai asal usul magma. Asal Usul Magma

Seperti yang telah diketahui bahwa magma terbentuk apabila batuan mengalami peningkatan temperatur hingga mencapai titik leburnya. Pada kondisi di permukaan bumi, batuan dengan komposisi granitik (asam) mulai melebur pada Budi Rochmanto Geologi Dinamik .37

temperatur sekitar 750°C, sedangkan batuan basaltik (basa) mencapai temperatur 1000°C. Karena batuan mempunyai komposisi mineral yang sangat bervariasi, maka batuan akan melebur sempurna dengan perbedaan temperatur sampai beberapa ratus derajad dari pertama kali batuan tersebut mulai melebur. Cairan yang pertama kali terbentuk pada waktu batuan mengalami pemanasan yang tinggi adalah mineral yang mempunyai titik lebur yang terendah. Bila pemanasan berlangsung terus, maka proses peleburan akan berlangsung terus mengikuti masing-masing titik lebur mineral yang menyusun batuan tersebut sampai komposisi cairan mendekati komposisi batuan asalnya. Tetapi kadang-kadang proses peleburan tidak berlangsung sempurna. Proses peleburan yang bertahap ini disebut partial melti ng . Hasil yang signifikan dari proses partial melting ini adalah dihasilkannya cairan magma dengan kandungan silika yang lebih tinggi daripada batuan asalnya. Darimana sumber panas yang dapat meleburkan batuan? Salah satu sumber panas berasal dari peluruhan mineral radioaktif yang terkonsentrasi pada mantel bumi bagian atas dan kerak bumi. Selain itu pekerja-pekerja pada pertambangan bawah tanah juga sudah lama mengetahui bahwa temperatur akan meningkat dengan bertambahnya kedalaman atau sering disebut karena adanya gradient geothermal . Bila temperatur merupakan satu-satunya faktor yang menentukan apakah batuan akan meleleh atau tidak, maka bumi merupakan suatu bola pijar yang dilapisi oleh lapisan padat yang tipis. Tetapi ternyata tekanan juga bertambah besar sesuai dengan kedalaman. Karena batuan mengembang pada waktu dipanaskan, maka diperlukan tambahan panas untuk melelehkan batuan yang menutupinya, untuk mengatasi efek dari tekanan di sekitarnya. Titik lebur batuan akan meningkat dengan meningkatnya tekanan. Di alam, batuan yang dalam akan melebur oleh salah satu sebab dari dua faktor yaitu : pertama, batuan akan melebur karena temperatur naik melebihi titik lebur batuan Budi Rochmanto Geologi Dinamik .38

tersebut. Kedua, tanpa kenaikan temperatur, pengurangan tekanan di sekitar batuan dapat menyebabkan titik lebur batuan turun. Kedua proses tersebut merupakan faktor-faktor yang memegang peranan penting dalam proses pembentukan magma. Penyebaran aktivitas magma

Sebagian besar dari lebih 600 gunungapi aktif yang telah diketahui terletak di sepanjang busur pertemuan lempeng yang konvergen. Beberapa gunungapi aktif terletak disepanjang pemekaran lantai samudera. Ada tiga jalur gunungapi aktif yang berhubungan dengan aktivitas tektonik global, yaitu sepanjang pematang kerak samudera (pusat pemekaran kerak samudera), palung laut dalam (zona subduksi) dan pada kerak buminya sendiri (gambar 5) Volkanisme pada pusat pemekaran kerak samudera. Volume batuan volkanik yang terbesar terdapat di sepanjang pematang dasar samudera, dimana terjadi pemekaran kerak samuder. Pada waktu kerak bumi saling menjauh, tekanan di bawah kerak bumi menurun. Penurunan tekanan ini menyebabkan penurunan titik lebur batuan penyusun mantel bumi. Akibatnya terbentuklah magma basaltik dalam jumlah yang sangat besar yang berasal dari peleburan batuan penyusun mantel bumi. Magma ini naik ke atas dan mengisi celah-celah baru akibat pemekaran kerak bumi. Sebagian dari magma basaltik tersebut dapat mencapai lantai dasar samudera dan membentuk aliran lava yang sangat besar. Kadang-kadang aktivitas ini dapat membentuk kerucut gunungapi hingga muncul ke permukaan laut dan membentuk pulau-pulau baru. Selain itu, banyak gunungapi dan pulau-[ulau baru yang terbentuk sepanjang sistem pematang dasar samudera ini akan bergerak saling menjauh bersamaan dengan terbentuknya kerak samudera yang baru akibat pemekaran kerak samudera.


Volkanisme pada zona subduksi. Batuan yang berkomposisi andesitik dan granitik terdapat di sepanjang tepi samudera yang dibatasi oleh kontinen dan rantai kepulauan gunungapi. Hanya sebgaian kecil saja dijumpai sebagai bagian dari gunungapi bawah laut. Selanjutnya kebanyakan gunungapi yang mengeluarkan magma andesitik dijumpai pada kerak kontinental atau jajaran pulau-pulau yang terletak berdekatan dengan palung laut dalam. Pada waktu kerak bumi mencapai kedalaman sekitar 125 km, terjadi peleburan batuan yang membentuk magma dengan komposisi andesitik. Setelah terbentuk magma dalam jumlah yang cukup banyak, magma ini akan naik ke atas karena densitasnya yang lebih kecil dari batuan sekitarnya. Jalur gunungapi (ring of fire) yang terbentuk di dunia berhubungan erat dengan zona subduksi. Gunungapi aktif yang terbentuk di sepanjang zona ini menghasilkan magma dengan komposisi menengah. Gunungapi yang terdapat di Indonesia pada umumnya merupakan gunugapi dengan tipe ini (Gambar 6 )

Gambar 5. Penyebaran aktivitas magma pada kerak bumi


Volkanisme pada kerak benua. Sebetulnya aktivitas gunungapi pada kerak bumi yang kaku sangat sulit untuk dijelaskan. Aktivitas semacam ini terjadi di daerah Yellowstone Amerika Serikat dan daerah sekitarnya menghasilkan lava riolitik, pumis dan aliran debu volkanik, sementara aliran lava basaltik yang cukup luas terdapat di bagian baratnya. Batuan tersebut yang komposisinya sangat bervariasi, saling menutupi satu dengan lainnya. Karena ekstrusi basaltik terjadi pada kerak kontinen seperti yang terjadi pada kerak samudera, maka kemungkinan sumber dari magma ini berasal dari mantel bumi bagian terluar.

Gambar 6. Jalur gunungapi di dunia yang juga merupakan batas-batas lempeng tektonik


GUNUNG API DI INDONESIA

Seperti telah disebutkan di atas, Indonesia merupakan salah satu negara dengan jumlah gunungapi yang terbesar. Ada sekitar 129 gungapi yang masih aktif sampai sekarang, diantaranya sangat terkenal karena letusannya dan aktivitasnya yang terus menerus. Krakatau. Gunungapi yang terletak di Selat Sunda antara P. Sumatera dan P. Jawa, terkenal karena letusannya pada tahun 1883. sebelum tahuntersebut, ketinggian gunungapi ini sekitar 800 m dengan tiga kawah yang terletak pada kaldera yang diameternya sampai 6 km. sebelum tanggal 27 Agusutus 1883, terjadi beberapa letusan kecil di pulau ini. Pada tanggal 27 agustus, terjadi letusan yang snagat besar dengan energi sama dengan 100 juta ton TNT. Seluruh pulau disemburkan ke udara. Meskipun pulau tersebut tidak berpenghuni, letusannya mengakibatkan terjadinya gelombang laut yang sangat besar yang disebut tsunami, dengan ketinggian antara 35 sampai 40 m dan menyebabkan sekitar 35.000 orang yang tinggal di pantai-pantai sekitarnya meninggal akibat tersapu banjir yang sangat besar. Sebagian pulau hilang akibat letusan ini dan meninggalka cekungan yang sngat besar di bawah laut. Suara letusan gunung ini terdengar sampai di Australia yang jaraknya sekitar 4000 km. Debu yang disemburkan ke atmosfer menyebar mengelilingi planet bumi ini sehingga menutupi matahari dan menurunkan temperatur sampai beberapa derajad. Merapi. Gunungapi ini terletak di Jawa Tengah dan merupakan gunungapi yang sangat aktif. Karakteristik dari letusan gunungapi ini adalah adanya awan panas yang bergulung-gulung turun dari puncaknya pada waktu rerjadi letusan. Letusan terakhir dengan korban akibat awan panas ini terjadi pada tahun 1995, yang mengakibatkan meninggalnya banyak penduduk yang tinggal di desa Turgo di selatan kawah G. Merapi. Beberapa orang menjadi cacat akibat luka bakar Budi Rochmanto Geologi Dinamik .42

yang sngat parah. Gunungapi ini juga mengeluarkan material piroklastik yang bertumpuk di sekitar kawahnya. Tumpukan material ini sering menyebabkan terjadinya banjir lahar di daerah sebelah barat Merapi, akibat bercampurnya material piroklatik yang belum mengalami kompaksi di sekitar kawah dengan air hujan yang turun sesudah terjadi letusan. Kelud. Terletak di Jawa Timur, gunungapi ini terkenal karena lahar panas yang dihasilkan akibat material hasil letusan yang bercampur dengan air yang terdapat di danau kawah pada puncaknya. Untuk mengurangi besarnya lahar panas yang dikeluarkan oleh letusan gunungapi tersebut telah dibuat terowongan yang mengontrol jumlah air di danau kawahnya.


BAB V GEMPABUMI Hari Minggu 24 Desember 2005 pagi, masyarakat Banda Aceh dikejutkan oleh gempabumi yang cukup dahsyat, yang menghancurkan sebagian bangunan di kota tersebut. Masyarakat berlarian ke luar rumah dan duduk-duduk di jalanan menghindari datangnya gempa susulan. Sedang asyiknya mereka b Indonesia merupakan salah satu negara di dunia ini yang sering dilanda gempabumi. Pada beberapa tempat di bagian wilayah Indonesia, gempabumi merupakan kejadian alam yang sudah sangat biasa. Hal ini tidak mengherankan, karena sebagian besar wilayah Indonesia dilalui oleh jalur yang sangat aktif kegempaannya. Apa yang dimaksud gempabumi

Gempa bumi atau dalam bahasa inggrisnya earthquake , merupakan getaran dari bumi yang dihasilkan oleh pelepasan energi yang sangat cepat. Energi ini terpancar kesegala arah dari sumbernya (fokus) dalam bentuk gelombang yang dapat disamakan dengan getaran udara yang terjadi disekitar lonceng yang sedang dibunyikan. Selama terjadi gempabumi atau beberapa waktu setelahnya, bumi dapat dikatakan sebagai bel yang sedang berdentang. Meskipun energi tersebut berkurang dengan cepat dengan bertambahnya jarak dari sumber atau pusat gempa, tetapi instrumen pencatat gempa yang terdapat di beberapa bagian dunia dapat mencatat getarannya. Pelepasan energi yang besar dapat juga terjadi akibat letusan gunungapi atau ledakan bom, tetapi peristiwa ini biasanya lebih lemah dan frekuensinya lebih jarang. Jadi mekanisme apa yang menyebabkan terjadinya gempabumi yang sangat merusak itu?. Beberapa kejadian tersebut telah membuktikan bahwa bumi merupakan suatu planet yang tidak statis. Budi Rochmanto Geologi Dinamik .44

GELOMBANG GEMPA

Studi yang mempelajari tentang gelombang gempa disebut seismologi . Sedangkan alat yang digunakan untuk merekam gelombang gempa disebut seimograf , yang prinsip kerjanya sangat sederhana. Suatu pemberat yang bergerak bebas diletakkan tergantung pada suatu tangkai yang ditancapkan pada batuan dasar. Ketika terjadi getaran dari suatu gempa mencapai alat tersebut, pemberat ini akan tetap, tetapi bumi dan penyangga pemberat ini akan bergetar. Pergerakan dari bumi yang dihubungkan dengan pemberat ini akan tercatat pada gulungan kertas yang berputar. Catatan yang dihasilkan oleh siosmograf disebut seismogram, yang dapat memberikan gambaran atau informasi yang lengkap mengenai gelombang seismik. Secara sederhana, gelombang seismik adalah energi yang elastis yang pancarannya berbentuk radial ke segala arah dari pusatnya. Pada seismogram akan tampak beberapa tipe gelombang yang dapat dikelompokkan menjadi dua. Pertama ialah gelombang permukaan (sur f ace wave ) yaitu gelombang yang menjalar pada permukaan bumi. Sedang lainnya adalah gelombang dalam (body waves ), yaitu gelombang yang menjalar pada batuan di dalam bumi. Tipe yang kedua ini dibedakan lagi menjadi gelombang Primer (P wave ) dan gelombang sekunder (S wave ). Kedua macam gelombang tersebut dibedakan karena cara penjalarannya di dalam bumi. Gelombang P akan menekan dan menarik batuan sesuai dengan arah penjalarannya. Sedang gelombang S akan mengguncang batuan tegak lurus dengan arah penjalarannya. Penjalaran gelombang P akan merubah bentuk dan volume dari media yang dilaluinya, sedangkan gelombang S hanya akan merubah bentuk dari media yang dilaluinya. Bahan padat, cair dan gas, semuanya akan menahan pada waktu mendapat tekanan dan secara elastis akan kembali pada kedudukan semula begitu Budi Rochmanto Geologi Dinamik .45

gaya tersebut hilang. Oleh sebab itu gelombang P menjalar melalui semua jenis bahan. Sebaliknya gelombang S hanya akan merubah bentuk, maka benda cair tidak dapat menjalarkan gelombang S. Pergerakan gelombang permukaan kadangkala lebih kompleks. Begitu gelombang permukaan menjalar di sepanjang permukaan, tanah dan segala sesuatu yang berada diatasnya akan bergerak, seperti ombak di laut yang mengombang-ambingkan kapal. Selain bergerak ke atas dan ke bawah, gelombang permukaan ini juga bergerak ke samping seperti gelombang S bergerak pada bidang yang horisontal. Hal ini menyebabkan banyaknya kerusakan bangunan-bangunan konstruksi dan fondasinya. Dengan memperlihatkan catatan seismogram, perbedaan dari macam gelombang ini dapat diketahui. Gelombang P akan datang pertama kali sebelum gelombang S, dan gelombang ini datang sebelum gelombang permukaan. P pada batugranit sekitar 6 km per detik, sedangkan gelombang S pada batuan yang sama sekitar 3,5 km per detik kecepatannya. Perbedaan densitas dan elastisitas dari material yang dilalui gelombang sangat berpengaruh terhadap kecepatan gelombang tersebut. Pada material padat, geolmbang P menjalar dengan kecepatan 1,7 kali dari kecepatan gelombang S. Sedangkan gelombang permukaan dapat diperkirakan menjalar dengan kecepatan sekitar 90% dari kecepatan gelombang S yang menjalar di bawahnya. Gelombang seismik dapat digunakan untuk menentukan lokasi dan besarnya gempa bumi. selain itu, geolombang seismik juga digunakan dalam penyelidikan bagian dalam bumi.

LOKASI GEMPABUMI

Pusat gempabumi pada umumnya terletak di bawah permukaan bumi yang disebut hiposenter . Sedangkan tempat Budi Rochmanto Geologi Dinamik .46

di permukaan bumi yang tepat berada di atas pusat gempa tersebut disebut episenter. Perbedaan kecepatan gelombang P dan S merupakan dasar dalam penentuan lokasi episenter tersebut. semakin besar interval antara kedatangan pertama kali gelombang P dengan gelombang S, semakin besar jarak pusat gempa dengan tempat seismogram. Penentuan lokasi pusat gempa didasarkan pada data seismogram. Dari data seismogram dapat digambarkan grafik waktu penjalaran (travel time) gelombang. Dari grafik ini akan diperoleh jarak pusat gempat dari tempat seismograf. Lokasi dari pusat gempa didapat dari 3 atau lebih data seismogram dari tempat yang berbeda. Sekitar 95% dari energi yang dilepaskan oleh gempabumi terkonsentrasi pada zona yang dangkal atau dekat dengan permukaan bumi. Energi yang terbesar dilepaskan terletak pada jalur di sepanajng tepi laut Pasifik, yang dikenal dengan jalur lingkar Pasifik (Circum Pacific Belt ). Yang termasuk pada jalur ini adalah daerah dengan aktivitas seismik yang sangat besar antara lain Indonesia, Filipina, epang, Pantai Barat Amerika Serikat dan Chili dan beberapa kepulauan gunungapi. Jalur lain yang merupakan konsentrasi aktivitas seismikdimulai dari Laut Mediteran ke Kompleks Pegunungan Himalaya melalui Iran, Semenanjung Malaka sampai di Indonesia. Selain itu, dengan intensitas dan magnitude yang lebih kecil aktivitas seismik juga terkonsentrasi di tengah samudera yang merupakan pusat pemekaran lantai dasar samudera. Dari hal ini dapat diketahui aktivitas seismik terbesar terletak pada jalur pertemuan lempeng-lempeng penyusun kerak bumi.

INTENSITAS GEMPABUMI

DAN

BESARAN

(MAGNITUDE )

Pada mulanya tingkat magnitude gempabumi ditentukan secara subjektif. Karena tingkat kepekaan masingmasing orang sangat berbeda, maka timbul kesulitan untuk Budi Rochmanto Geologi Dinamik .47

klasifikasi intensitas gempabumi. Pada tahun 1902, ditentukan skala kegempaan didasarkan pada tingkat kerusakan yang dihasilkan yang dikembangkan oleh Giuseppe Mercalli. Tetapi tingkat kerusakan yang diakibatkan oleh gempabumi tidak dapat dijadikan sebagai dasar pengelompokan tingkat besarnya gempabumi. Banyak sekali faktor yang mempengaruhinya, termasuk jarak dari pusat gempa, material atau bahan konstruksi yang digunakan, bentuk atau desain dari bangunan, menyebabkan variasi kerusakan yang diakibatkan oleh gempabumi. Konsekuensinya dicarikan suatu metoda yang dapat digunakan untuk menentukan besarnya energi yang dilepaskan pada waktu terjadi gempabumi. Pengukuran tersebut disebut sebagai magnitude. Idealnya magnitude gempabumi dapat dilakukan dengan melihat jumlah material yang longsor di sepanjang jalur sesar dan jarak pergeserannya. Tetapi pada kebanyakan gempabumi, besarnya pergeseran sesar sangat sulit untuk diukur secara langsung. Pada tahum 1935, Charles Richter dari California Institute of Technology mencoba menyusun tingkat besarnya gempabumi di California Selatan menjadi besar, menengah dan kecil. Sistem tersebut kemudian dikembangkan, besarnya tingkat gempabumi dapat diukur dengan menggunakan alat seismogram . Besaran atau magnitude gempabumi kemudian dinyatakan dengan skala Richter. Sekarang Skala Richter digunakan luas di seluruh dunia untuk menetapkan magnitude gempabumi. Dengan menggunakan skala Richter, magnitude gempabumi diketahui dari kisaran terbesar dari gelombang seismik yang terekam dalam seismogram. Gempabumi terbesar yang pernah tercatat pada skala Richter besar mencapai 8.6. Goncangan yang hebat akibat gempabumi ini setara dengan goncangan akibat ledakan sekitar 1 milyar ton TNT. Sebaliknya gempabumi dengan skala Richter kurang dari 2.5 kadangkala goncangannya tidak dirasakan oleh manusia. Tabel 1 dibawah ini menunjukkan


hubuingan antara besarnya gempabumi dengan akibat yang ditimbulkannya.

Tabel 1 Hubungan antara besar gempabumi dengan akibat yang ditimbulkannya Skala Richter

< 2.5 2.5 - 5.4 5.5 - 6.0 6.1 - 6.9 7.0 - 7.9 > 8.0

Efek dari gempabumi

Jumlah per tahun

Tercatat tetapi tidak terasa 900000 Kadang dapat terasa, tetapi hanya 30000 kerusakan kecil, da at dideteksi Kerusakan pada struktur bangunan 500 Dapat menghancurkan daerah yang 100 berpenghuni Gempabumi besar dengan kerusakan 20 yang sangat serius Gempabumi sangat besar. Kehancuran total terutama pada daerah dekat sekali dalam 5 - 10 tahun episenter

PENGRUSAKAN OLEH GEMPABUMI

Banyak faktor yang mengakibatkan terjadinya kerusakan akibat adanya gempabumi di suatu daerah. Faktor utama yang menyebabkan kerusakan tersebut adalah besarnya gempabumi yang terjadi dan jumlah populasi kehidupan pada lokasi tersebut. Sebagian besar gempabumi pada umumnya terjadi pada daerah yang tidak berpenghuni dan mempunyai skala yang relatif kecil. Dari sejumlah gempabumi yang pernah terjadi ada 20 gempabumi yang menimbulkan bencana yang sangat besar. Selanjutnya di bawah ini akan dibahas faktor-faktor yang menyebabkan kerusakan yang besar akibat adanya gempabumi.


Getaran Seismik

Energi dilepaskan pada peristiwa gempabumi akan menjalar di permukaan bumi. Penjalaran ini akan mengakibatkan tanah yang dilaluinya akan bergerak naik turun dan ke kanan dan kiri. Jumlah kerusakan yang diakibatkan oleh getaran ini sangat tergantung pada beberapa faktor, termasuk : 1) intensitas dan lamanya getaran 2) jenis material bangunan yang digunakan 3) desain bangunan. Semakin elastis bahan yang digunakan dalam konstruksi semakin tahan terhadap getaran yang diakibatkan oleh gempabumi. Tsunami

Tsunami merupakan geolombang laut yang sangat besar yang dibangkitkan oleh getaran akibat adanya gempabumi atau sering disebut seismic sea waves . Kebanyakan tsunami dihasilkan oleh adanya pergeseran vertikal dari dasar laut selama terjadi gempabumi. Tsunami yang terbentuk akibat gempabumi kecepatannya dapat mencapai 500 sampai 800 km/jam. Pada laut terbuka yang dalam, tsunami ini dapat terdeteksi dengan baik karena tinggi gelombangnya kurang dari 1 meter dan panjang gelombangnya berkisar antara 100 sampai 700 km. Tetapi ada waktu memasuki laut dangkal, gelombang perusak ini melemah dan ketinggian gelombang ini meningkat dengan cepat mencapai 30 m tingginya. Pada saat tsunami mencapai daratan, terjadilah peningkatan muka laut dengan sangat cepat dengan turbulensi yang luar biasa. Kebakaran

Walaupun kebakaran merupakan akibat kecil dari adanya gempabumi, tetapi kerugian yang diakibatkan dapat sangat besar. Kebakaran yang terjadi dapat disebabkan oleh Budi Rochmanto Geologi Dinamik .50

pecahnya pipa gas di bawah tanah atau percikan api oleh putusnya kabel listrik. Kerusakan dapat sangat besar bila hal tersebut terjadi di daerah yang bangunannya dibuat dari bahan yang mudah terbakar. Landslide dan penurunan permukaan

Getaran yang disebabkan oleh gempabumi menyebabkan terjadinya longsoran-longsoran di permukaan. Longsoran ini terutama terjadi pada tempat-tempat yang tidak stabil. Kadang-kadang longsoran yang terjadi tidak disebabkan langsung oleh getaran gempa, tetapi oleh getaran yang diakibatkan oleh runtuhnya bangunan-bangunan yang tinggi. Hal semacam ini dapat terjadi jika episenter gempa dekat atau pada kota besar. Pada waktu terjadi gempabumi di Alaska tahun 1964, sebuah kota hancur karena longsoran akibat gempa. Kemudian kota tersebut dipindahkan kira-kira 7 km dari kota lama yang benar-benar hancur. sedangkan di Anchorage, sebagian gedung jua hancur. Di tempat bekas gedung-gedung tersebut kemudian diratakan dengan tanah dan sekarang dijadikan sebuah taman. Taman tersebut dinamakan “Earthquake Park” atau taman gempabumi. Prediksi dan kontrol gempabumi

Gempabumi terutama yang terjadi pada atau dekat dengan daerah yang tinggi populasinya dapat menimbulkan kerugian yang sangat besar. Untuk memperkecil kerugian yang diakibatkan oleh gempabumi ini diperlukan kontrol atau prediksi yang memberi petunjuk akan terjadinya aktivitas gempabumi di suatu daerah. Telah banyak penelitian dilakukan untuk mendapatkan cara atau metoda yang dapat digunakan untuk memprediksi terjadinya gempabumi. Tetapi belum diperoleh suatu metode yang benar-benar akurat untuk memprediksi aktivitas gempabumi. Di Jepang, negara dengan aktivitas gempabumi sangat besar, telah membuat suatu kompleks jaringan seismik Budi Rochmanto Geologi Dinamik .51

sepanjang 200 km sampai ke laut. Di dasar laut dimana sering terjadi gempabumi kecil, mereka berusaha untuk memonitor gempa kecil tersebut, diharapkan dapat digunakan untuk memprediksi kapan terjadinya suatu gempabumi yang besar dengan lebih akurat. Di California, pengangkatan atau penurunan dari tanah dan perubahan pergerakan dari zona sesar telah diketahui merupakan kegiatan yang mendahului suatu gempa bumi. Sehingga dianggap masuk akal untuk memonitor secara terus menerus pergerakan sesar, perlipatan dan aktivitas seismik. Beberapa jaringan monitoring aktivitas seismik telah dipasang di beberapa tempat di daerah yang rawan gempabumi, sedangkan di beberapa tempat lainnya sedang dalam pengusulan untuk dipasang jaringan serupa. Meskipun belum ada metoda yang dapat memprediksi gempabumi dengan baik, tetapi prediksi yang sedikit mendekati kebenaran telah dilakukan pada tahun 1966 ketika terjadi gempabumi di Tashkent Rusia. Prediksi terjadinya gempabumi dilakukan dengan memonitor kandungan radon dalam sumur. Radon merupakan gas mulia yang terbentuk dari peluruhan unsur radioaktif radium, yang dijumpai dalam jumlah yang sangat sedikit pada batuan tertentu. Pada kondisi normal, gas tersebut terjebak di dalam batuan tetapi pada waktu batuan tersebut mendapatkan gaya atau tekanan, rekahan-rekahan yang baru terbentuk memungkinkan gas tersebut untuk melepaskan diri. Februari 1975, gempabumi yang terjadi di Timurlaut China diprediksi hanya beberapa jam sebelum aktivitas gempabumi tersebut muncul. Sehingga peringatan dapat dengan cepat disampaikan dan memungkinkan sekitar 3 juta penduduk untuk keluar rumah. dilaporkan hampir 90% bangunan di kawasan yang terkena gempabumi ini hancur.


BAB VI PEMBENTUKAN PEGUNUNGAN

Pegunungan merupakan suatu kenampakan yang sangat spektakuler, yang menjulang ke atas sampai beberapa ratus meter bahkan lebih, dari dataran yang ada sekelilingnya. Beberapa dari kenampakan itu merupakan suatu massa tunggal yang terisolasi, sedang beberapa lainnya merupakan suatu rangkaian pegunungan yang sangat panjang. Beberapa dari rangkaian tersebut merupakan rangkaian pegunungan yang masih sangat muda, seperti Pegunungan Himalaya, yang masih tumbuh sampai sekarang. Sedang lainnya merupakan rangkaian pegunungan yang sudah tua dan sudah mengalami proses penurunan (perataan) permukaannya. Secara umum proses yang membentuk suatu sistem pegunungan disebut dengan proses orogenesis. Kata tersebut berasal dari bahasa Yunani oros (pegunungan) dan genesis (pembentukan atau mula jadi). Sistem pegunungan akibat dari proses tersebut menunjukkan adanya suatu gaya yang sangat besar yang mengakibatkan terjadnya perlipatan ( folded ), pensesaran ( faulted ) dan umumnya merubah bentuk bagian kerak bumi yang besar. Meskipun gaya yang sangat besar merupakan faktor utama pembentukan pegunungan ini, tetapi hasil kerja proses-proses eksogen oleh air ataupun es yang mengerosi pegunungan tersebut, menyebabkan kenampakan bentang alam pegunungan tersebut lebih indah. Proses orogenesis dapat dijelaskan dengan baik, baru beberapa waktu belum lama ini dengan teori tektonik lempeng (plate tectoni c ). Teori ini telah menarik para ahli geologi untuk menerangkan mengenai proses pembentukan pegunungan. Sebelum membahas mengenai teori tersebut, akan diuraikan lebih dahulu mengenai proses pengangkatan dan perubahan bentuk kerak bumi. Pengangkatan Kerak Bumi ( crustal uplif t ) Fosil-fosil kerang invertebrata laut yang dijumpai di pegunungan, menunjukkan bahwa batuan yang menyusun Budi Rochmanto Geologi Dinamik .53

pegunungan tersebut merupakan batuan sedimen yang terbentuk di laut. Kemudian setelah binatang tersebut mati dan berubah menjadi fosil, terjadi suatu proses pengangkatan, sehingga batuan sedimen yang terbentuk di laut tersebut membentuk pegunungan. Kejadian semacam ini (pengangkatan kerak bumi) merupakan proses geologi yang sangat umum dalam sejarah bumi ini. Tetapi muncul suatu pertanyaan, mengapa terjadinya suatu proses pengangkatan ini tidak selalu dapat dengan mudah diketahui sebagai akibat dari suatu proses pergerakan. Telah kita ketahui, gaya gravitasi memegang peranan penting yang menentukan ketingian suatu permukaan bumi. Litosfera yang disusun oleh material yang lebih ringan akan mengapung dan mudah mengalami deformasi (perubahan bentuk) di atas astenosfer. Konsep mengenai pengapungan karena keseimbangan gravitasi ini disebut isostasi. Daerah pegunungan merupakan bagian kerak bumi yang tipis. Pegunungan tidak hanya merupakan bentang alam yang tinggi, tetapi juga merupakan sumber material bagi tempattempat yang rendah (gambar 17.1). Kenampakan ini dapat dijelaskan dengan data seismik dan gravitasi. Dari ide tersebut menunjukkan bahwa litosfer di bawah samudera lebih tipis daripada litosfer yang menyusun benua, karena elevasinya jauh lebih rendah. Meskipun telah kita ketahui bahwa batuan penyusun kerak samudera ini mempunyai spesifik grafitasi yang lebih besar daripada batuan penyusun kerak benua. Hal tersebut merupakan faktor lain yang menunjukkan mengapa kerak samudera terletak di bawah kerak benua. Apabila konsep isostasi ini benar, maka apabila beban di atas kerak bumi ditambah, akan terjadi penurunan kerak bumi. Sebaliknya apabila beban tersebut berkurang atau dihilangkan, maka akan terjadi pengangkatan kerak bumi. Perisitiwa terjadinya pergerakan semacam ini sangat didukung oleh teori penyesuaian isostasi.


Jadi pegunungan merupakan penebalan kerak bumi yang tidak sebenarnya yang tetap mempunyai ketinggian diatas rata-rata daerah sekitarnya. Seiring dengan terjadinya pengikisan material oleh proses erosi, penyesuaian isostasi akan terjadi secara bertahap pada pegunungan tersebut. Secara berangsur pula bagian terdalam dari pegunungan tersebut akan mengalami pengangkatan sampai pada kedalaman yang dangkal dengan kerak disekililingnya. Yang tetap menjadi pertanyaan adalah bagaimana bagian yang tebal (penebalan) dari kerak bumi tersebut terjadi??? DEFORMASI BATUAN

Apabila batuan mendapat tekanan yang besarnya melebihi daya tahan batuan itu sendiri, maka batuan akan mengalami perubahan. Pada umumnya perubahan tersebut membentuk struktur perlipatan (folding) atau retakan (fracturing) . Hal tersebut sangat mudah untuk digambarkan bagaiman suatu masa batuan akan pecah. Tetapi seberapa besar unit batuan dapat melengkung membentuk suatu perlipatan tanpa batuan tersabut pecah selama proses perubahan terjadi? Untuk menjawab pertanyaan tersebut, para ahli geologi melakukan percobaan di laboratorium pada batuan yang diberi gaya dengan melakukan simulasi pada kondisi yang sesuai dengan kondisi di bawah permukaan bumi. Meskipun batuan penyusun kerak bumi mempunyai ketahanan bervariasi dalam menerima gaya, karakteristik umum dari perubahan batuan dicobakan pada percobaan tersebut. Para ahli geologi mendapatkan bahwa apabila tekanan (stress) diberikan perlahan dan dibawah tekanan yang rendah, batuan akan mengalami perubahan secara elastis. Perubahan ini disebut elastic deformation, seperti karet batuan akan kembali pada bentuk dan ukuran semula ketika tekanan (stress) tersebut dihilangkan. Sebaliknya apabila batas elastisitas batuan dilewati, batuan akan pecah atau mengalami perubahan secara plastis. Perubahan plastis (plastic deformation), menghasilkan perubahan yang tetap,


maksudnya bentuk dan ukuran unit batuan akan berubah menjadi perlipatan. Pada pecobaan di laboratorium menunjukkan bahwa pada kondisi tekanan dan temperatur yang tinggi, kebanyakan batuan mengalami perubahan bentuk secara plastis apabila batas elastisitas batuan dilewati.

Pensesaran (faulting) Sesar (fault), sering juga disebut patahan, merupakan retakan pada batuan kerak bumi yang disertai dengan pergeseran sepanjang retakan tersebut. Sesar dikategorikan dengan dasar pergerakan relatif antara bagian-bagian yang terletak di kedua sisi dari bidang sesarnya. Pergerakan tersebut dapat horisontal, vertikal maupun menyudut (oblique).


Sesar dengan pergerakan vertikal dari bagian yang tersesarkan disebut dengan sesar dip-slip (dip-slip faults). Sesar vertikal ini dapat dikelompokkan menjadi beberapa macam. Apabila bagian yang terletak di atas bidang sesar (hanging wall) bergerak relatif ke bawah daripada bagian yang terletak di bawah bidang sesar (foot wall), disebut dengan sesar normal atau sesar turun (normal faults, gravity faults) (Gambar 17.2). Sedangkan apabila bagian yang terletak di atas bidang sesar rekatif bergerak ke atas, disebut dengan sesar naik (reverse fault) (gambar 17.3). Sesar naik dengan sudut yang sangat kecil disebut dengan thrust faults. Suatu thrust fault yang sangat panjang (seperti yang terjadi di Pegunungan Appalachians) diakibatkan oleh suatu gaya kompresi yang kuat. Sesar yang pergeserannya dominan horisontal atau sepanjang jurus sesar tersebut disebut dengan sesar geser (strike-slip fault). Sesar geser yang besar pada umumnya berasosiasi dengan batas-batas lempeng disebut dengan transform faults. Transform faults mempunyai kemiringan yang hampir tegak dan dapat berhubungan dengan struktur yang besar semacam bagian dari pematang dasar laut (oceanic ridges). Salah satu contoh dari transform faults adalah sesar San Andreas di California USA, yang mempunyai pergeseran sampai beberapa ratus kilometer. Sesar dengan pergerakan vertikal dan horisontal disebut dengan oblique-slip fault. Pergerakan-pergerakan yang terjadi pada bagian bagian yang tersesarkan dapat menunjukkan macam-macam gaya yang bekerja pada kerak bumi. Sesar normal menunjukkan adanya gaya tarik (tension) yang menarik bagian dari kerak bumi. Proses penarikan ini dapat terjadi karena pengangkatan yang mengakibatkan permukaan meregang dan kemudian pecah atau oleh gaya horisontal yang menyebabkan bagian kerak bumi terputus. Sesar normal pada umumnya terjadi pada pusat pemekaran (spreading center) pada divergensi lempeng kerak bumi. Bagian yang turun (rendah) yang dibatasi oleh dua buah sesar normal disebut


graben. Sedangkan bagian yang naik (tinggi) disebut dengan horst.

Karena pada sesar naik (reverse & thrust faults), bagian yang tersesarkan bergerak relatif di atas bagian yang lain, maka dapat disimpulkan bahwa sesar ini diakibatkan oleh gaya kompresi (compressional force). Pada umumnya bagian kerak bumi yang mengalami gaya ini adalah pada batas konvergensi dari lempeng kerak bumi, dimana lempenglempeng kerak bumi saling bertumbukan. Gaya kompresi ini pada kerak bumi selain dapat membentuk sesar juga dapat membentuk perlipatan. Akibat dari adanya perlipatan ini adalah penebalan dan penipisan batuan yang mengalami gaya.


Perlipatan (Folding) Selama proses pembentukan pegunungan, batuan volkanik dan batuan sedimen yang mendatar, akan mengalami pelengkungan membentuk suatu seri lipatan. Proses tersebut mengakibatkan adanya pemendekan dan penebalan dari batuan penyusun kerak bumi. Gambar 17.4 menunjukkan struktur perlipatan yang sangat umum. Bagian perlipatan yang ), menonjol ke atas disebut dengan antiklin (anticline sedangkan bagian yang cekung disebut dengan sinklin (sincline ). Berdasarkan orientasi sayap-sayapnya, perlipatan dapat dibedakan menjadi perlipatan simetri, asimetri dan menggantung (overtuned).

Suatu perlipatan tidak selalu menerus, pada suatu saat perlipatan tersebut akan berhenti. Apabila sumbu perlipatan tersebut menunjam ke dalam kerak bumi, maka perlipatan tersebut disebut perlipatan menunjam . Gambar 17.5 menunjukkan contoh dari perlipatan menunjam dan pola dari struktur tersebut yang telah mengalami proses erosi. Budi Rochmanto Geologi Dinamik .59


Meskipun kebanyakan perlipatan disebabkan oleh gaya kompresi, tetapi ada perlipatan yang diakibatkan oleh gaya vertikal. Perlipatan yang diakibatkan oleh gaya vertikal ini membentuk suatu struktur yang melingkar yang menunjam ke segala arah. Perlipatan semacam ini yang cembung disebut ), sedangkan yang cekung disebut struktur kubah (domes basin. Pada struktur kubah, bagian pusatnya (inti) disusun oleh batuan yang lebih tua, sedangkan pada struktur basin bagian tengahnya disusun ole batuan yang lebih muda.

TIPE-TIPE PEGUNUNGAN LIPATAN

Meskipun tidak ada suatu rangkaian pegunungan yang sama satu sama lain, tetapi suatu sistem pegunungan dapat diklasifikasikan berdasarkan pada karakteristiknya yang dominan. Berdasarkan kriteria tersebut, maka ada 4 (empat) tipe sistem pegunungan, yaitu : 1. Pegunungan perlipatan (folded mountain ) 2. Pegunungan volkanik ( volcanic mount ain ) 3. Pegunungan patahan (f ault-block mountain ) dan Upward mountain 4. Pegunungan lipatan ( f olded mountain s ) Pegunungan lipatan merupakan suatu sistem pegunungan yang kompleks dan besar. Meskipun perlipatan merupakan struktur yang sangat dominan penyusun sistem pegunungan ini, kenampakan geologi lainnya sering dijumpai seperti sesar, metamorfisme dan aktivitas magma. Semua deretan pegunungan yang besar di dunia ini seperti Pegunungan Alpen, Ural, Himalaya dan Appalachian, merupakan sistem pegunungan lipatan. Karena hampir semua deretan pegunungan yang besar di dunia ini merupakan sistem pegunungan lipatan, maka proses pembentukan pegunungan selalu dihubungkan dengan pegunungan lipatan.


Pegunungan patahan (Fault-block mountains)

Sistem pegunungan patahan merupakan sistem pegunungan yang terbentuk akibat pensesaran dari blok-blok bnatuan yang besar, biasanya berhubungan dengan pengangkatan sepanjang sesar normal dengan sudut yang besar. Contoh yang baik untuk sistem pegunungan ini adalah deretan pegunungan di Basin and Range Province, suatu pegunungan yang melalui Nevada dan sebagian Utah, New Mexico, Arizona dan California di Amerika Serikat. Disini kerak bumi telah mengalami penghancuran menjadi berkeping-keping, yang kemudian terangkat menjadi rangkaian pegunungan yang hampir sejajar dengan panang sampai 80 km dan muncul diatas ketinggian rata-rata di atas batuan sedimen yang ada di sekitarnya. Upward mountains

Sistem pegunungan ini merupakan tipe pegunungan yang sangat berbeda. Beberapa sistem pegunungan ini mempunyai batuan beku dan batuan metamorf sebagai batuan dasar, yang telah mengalami proses erosi dan kemudian tertutupi oleh batuan sedimen. Kemudian setelah daerah tersebut mengalami pengangkatan, proses erosi memindahkan batuan sedimen, sehingga inti dari pegunungan ini yang terdiri dari batuan beku dan batuan metamorf muncul ke permukaan dan meninggalkan topografi yang lebih tinggi dari daerah di sekitarnya. Pada umumnya bagian yang terangkat tersusun oleh batuan dasar yang berumur lebih tua yang tertutupi oleh lapisan yang relatif tipis dari batuan sedimen. Lama kelamaan, batuan sedimen ini akan tererosi, sehingga inti batuan dasarnya akan muncul. Di beberapa tempat, lapisan batuan sedimen yang tersisa menempati sayap-sayap dari pegunungan batuan kristalin yang menjadi intinya. Morfologi ini sangat mudah dikenali, karena perlapisan yang tersisa ini


menunjukkan suatu tebing yang terjal disebut dengan hogbacks . PEMBENTUKAN PEGUNUNGAN DAN TEKTONIK LEMPENG

Seperti yang telah diketahui sejak lama, bahwa suatu sistem pegunungan mempunyai banyak kenampakan yang umum. Dari hal tersebut, para ahli geologi dapat menyimpulkan bahwa sistem tersebut memiliki sejarah pembentukan yang berbeda. Beberapa sistem pegunungan muda sejajar dengan pantai suatu benua. Mereka disusun oleh batuan sedimen yang sangat tebal dapat mencapai 15.000 m dan telah mengalami perlipatan, persesaran dan diterobos oleh tubuh batuan beku. Sampai pada dekade terakhir dipercaya bahwa batuan sedimen tersebut dibentuk oleh proses sedimentasi pada cekungan yang mengalami penurunan perlahan yang disebut geosinklin. Setelah ketebalan yang sangat besar dari sedimen tersebut terbentuk,suatu gaya horisontal dari sisi-sisi geosinklin tersebut menekan sedimen sehingga mengalami pemendekan dan penebalan dari kerak bumi. Proses ini menghasilkan suatu sistem pegunungan yang tinggi dan secara bersamaan menekan sedimen tersebut ke tempat yang lebih dalam pada kerak bumi. Juga dipercaya, sedimen yang tertanam jauh di dalam bumi menyebabkan magma menerobos ke atas pada batuan sedimen yang tidak mencair. Jadi suatu rantai kompleks pegunungan terdiri dari batuan sedimen yang terlipat dan tersesarkan mengelilingi tubuh batuan beku intrusi dan batuan metamorf yang terbentuk. Meskipun konsep geosinklin pada pembentukan pegunungan memiliki banyak kebaikan, tetapi penyebab proses orogenesa yang mendasari proses pembentukan tersebut tetap tidak dapat dijelaskan. Apa yang dihasilkan dari proses penurunan pada geosinklin? Mengapa sedimen yang terakumulasi relatif tidak mengalami gangguan untuk jangka waktu yang cukup lama dan tiba-tiba mengalami proses Budi Rochmanto Geologi Dinamik .63

deformasi? Pertanyaan-pertanyaan tersebut yang menyebabkan para ahli geologi tetap mencari jawaban dari problem-problem yang kompleks pada proses pembentukan pegunungan. Dengan berkembangnya teori tektonik lempeng, beberapa pertanyaan yang muncul pada teori geosinklin dapat dijawab. Teori yang baru memberikan suatu ide bahwa suatu orogenesa disebabkan oleh karena suatu segmen yang besar dari kerak bumi mengalami pergeseran. Berdasarkan teori tektonik lempeng, pembentuk pegunungan terjadi pada batas lempeng yang konvergen. Pada lempeng-lempeng yang saling bertumbukan ini menyebabkan terjadi suatu gaya kompresi yang melipat, mensesarkan dan mengubah endapan sedimen yang tebal yang terakumulasi pada lereng benua. Sedangkan pencairan dari kerak samudera yang menunjam merupakan sumber magma yang menerobos batuan-batuan yang telah mengalami deformasi. Orogenesis pada zona subduksi

Pada tahap awal dari perkembangan suatu sistem kompleks pegunungan, bagian tepi kontinental masih stabil (pasif). Bagian ini bukan merupakan batas dari lempeng benua, tetapi merupakan bagian yang sama yang bergabung dengan kerak samudera. Contoh yang bagus untuk keadaan tepi kontinen yang pasif sekarang ini adalah pantai timur Amerika serikat. Disini seperti tepi kontinen lainnya yang mengelilingi Samudera Atlantik, proses pengendapan sedimen menghasilkan suatu endapan yang tebal dari batupasir, batugamping dan serpih. Pada suatu saat, tepi benua menjadi aktif, sehingga terbentuklah zona subduksi dan proses deformasi mulai terjadi. Tempat baik untuk mengetahui suatu tepi kontinen yang aktif adalah pantai barat Amerika Selatan. Di tempat ini lempeng Nazca menunjam di bawah lempeng benua amerika Selatan sepanajng palung Peru – Chili. Zona penunjaman ini kemungkinan terbentuk bersamaan dengan pemekaran benua


Pangaea. Pada saat lempeng amerika selatan berpisah dengan lempeng afrika dan perlahan bergerak ke arah barat, kerak samudera yang berbatasan dengan Amerika Selatan tertekuk dan terlipat di bawah kerak kontinental. Perubahan pada kerak samudera ini akan memberikan efek pada kerak kontinen yang ada diatasnya. Pada kasu ini batuan sedimen yang menyusun lempeng Nazca yang merupakan lereng tepi benua mengalami deformasi dan menghasilkan suatu kompleks pegunungan yang dikenal dengan nama Pegunungan Andes bagian Timur. Penunjaman dan pencairan sebagian dari lempeng Nazca mengakibatklan perkembangan dari busur vulkanik. Pada beberapa sistem busur aktivitas vulkanik merupakan gejala yang sangat mudah dikenali, tetapi sebagian besar dari magma mengalami perpindahan tempat jauh di bawah permukaan bumi dan membentuk tubuh batuan beku batolit. Hal tersebut mengakibatkan proses penebalan dari kerak kontinental. Selanjutnya aktivitas tersebut dilanjutkan dengan proses pengangkatan. Akibat dari proses penebalan kerak kontinen ini, pegunungan andes terangkat sampai beberapa kilometer di atas palung laut. Selama perkembangan busur vulkanik, batuan sedimen yang berasal daratan akan mengalami perombakan dan terkonsolidasikan kembali pada sisi yang berlawanan dengan jalur palung laut. Penumpukan batuan metamorf yang terbentuk dari batuan yang berasal dari kerak samudera membentuk kompleks melange. Batuan metamorf yang terdapat pada komplek mel;ange terbentuk pada kondisi tekanan yang tinggi dari proses tumbukan lempeng tektonik, tetapi pada kondisi temperatur yang agak rendah. Akibatnya batuan tersebut dapat dibedakan dengan batuan metamorf yang terbentuk pada temperatur tinggi yang berasosiasi dengan tubuh batuan beku intrusif. Apabila komplrks melange dijumpai pada bagian dalam dari kerak kontinen, hal tersebut menunjukkan daerah tersebut merupakan zona subduksi. Keadaan demikian sangat baik dan merupakan suatu petunjuk untuk menceritakan sejarah geologi kawasan tersebut.


Tumbukan kontinental

Sampai pada bagian ini telah diuraikan proses pembentukan jalur orogenesis yang terbentuk akibat tumbukan antara kerak kontinental dengan kerak samudera. Tumbukan antara dua lempeng tektonik kadang-kadang terjadi juga antara kerak benua dan kerak benua. Karena batuan penyusun kerak benua relatif mengambang, maka kemungkinan terjadinya tumbukan antara fragmen kerak benua sangat besar. Contoh dari peristiwa ini terjadi sekitar 45 juta tahun yang lalu ketika India bertumbukan dengan asia. India yang pada awalnya bersatu dengan antartika, telah berjalan sejauh hampir 5000 km sebelum terjadinya tumbukan tersebut. Akibat dari proses tumbukan tersebut, terbentuk Pegunungan Himalaya dan Daratan Tinggi Tibet. Meskipun sebagian besar kerak samudera memisahkan massa daratan tersebut sebelum terjadinya tumbukan, tetapi sebagian lainnya telah dihubungkan oleh endapan sedimen laut dalam yang juga mengalami peremasan dan sekarang dijumpai pada tempat yang sangat tinggi dari permukaan laut. Setelah adanya proses tumbukan, bagian kerak samudera yang menunjam pada kerak kontinental akan terus bergerak jauh ke dalam. Rangkaian pegunungan lainnya yang menunjukkan kejadian tumbukan kerak benua adalah Pegunungan alpen, Ural dan Appalachian. Pegunungan Appalachian diperkirakan merupakan pertemuan antara Amerika Utara, Eropa dan Afrika Utara. Meskipun ketiganya sekarang telah terpisahkan, ketiganya menunjukkan bagian dari superkontinen Pangaea tidak lebih dari 20 juta tahun lalu. Orogenesis dari suatu rangkaian kompleks pegunungan dapat diuraikan sebagai berikut : 1. setelah pengahncuran dari kerak kontinental, endapan sedimen yang tebal terbentuk di sepanjang tepi kontinental yang stabil (pasif). Hal ini akan menyebabkan bertambah luasnya kerak kontinental.


2. Dengan suatu sebab yang belum dimengerti, cekungan lut semakin mendekat dan konvergensi dengan kerak kontinen mulai terjadi. 3. Hasil konvergensi kerak tersebut terjadilah penunjaman kerak oseanik ke bawah kerak kontinental dan aktivitas magma mulai terjadi. Aktivitas magma ini menghasilkan pembentukan busur vulkanik yang letaknya hanya beberapa ratus kilometer ke arah laut dari pantai purba. 4. Rombakan hasil erosi dari busur vulkanik dan daratan ditambah rombakan sedimen yang berasal dari kerak yang menunjam, akan menambah sedimen sepanjang tepi kontinental. 5. Konvergensi selanjutnya menyebabkan laut dangkal di belakang busur vulkanik akan semakin menyempit. Proses orogenesis ini akan mengakibatkan terjadinya deformasi dan metamorfisme sedimen belakang busur vulkanik dan berasosiasi dengan rombakan batuan vulkanik seperti pada busur vulkaniknya sendiri. 6. Pada saat kerak kontinental bertumbukan, asosiasi aktivitas magma, proses deformasi dan metmorfisme sedimen yang terjebak, akan menghasilkan batuan kristalin sebagai inti dari rangkaian pegunungan yang baru. Bersamaan dengan deformasi dataran oseanik ini menganjak ke arah daratan. Endapan laut dangkal yang membentuk paparan benua akan terlipatkan dan tersesarkan membentuk sesar naik dengan sudut relatif kecil. 7. Akhirnya perubahan pada batas lempeng berakhir dan rangkaian pegunungan berkembang hanya erosi selanjutnya yang akan merubah bentuk bentang alam tersebut.

Urutan proses tersebut telah terjadi berulang kali selama waktu geologi di masa lalu. Hanya tingkat deformasi, tatanan geologi dan iklim yang berbeda-beda untuk setiap Budi Rochmanto Geologi Dinamik .67

proses. Jadi setiap kejadian pembentukan suatu rangkaian pegunungan merupakan event yang unik. Orogenesis dan pertumbuhan kontinental

Pada awalnya, teori tektonik lempeng memberikan inspirasi dua mekanisme terjadinya proses orogenesis. Pertama, tumbukan lempeng kontinen diberikan untuk menerangkan proses pembentukan rangkaian pegunungan seperti Alpen, Himalaya dan Appalachian. Kedua, pegunungan tipe Andes, proses orogenesis berasosiasi dengan zona penunjaman dari kerak samudera yang menjelaskan proses pembentukan rantai pegunungan circum pacific. Penemuan yang terbaru menunjukkan adanya mekanisme lainnya pada proses orogenesis. Penemuan tersebut antara lain adalah fragmen kerak bumi yang relatif kecil bertumbukan dan bergabung dengan tepi benua. Akibat dari proses tersebut telah terjadi perkembangan beberapa sistem pegunungan di sekeliling Pasifik. Para peneliti percaya bahwa pertumbuhan kerak kontinental diawali dengan kerak kontinental yang kecil, seperti kenampakan Madagaskar sekarang ini. Sedangkan beberapa lainnya pada awalnya terdapat di dasar laut kemudian mengalami pengangkatan. Lebih dari seratus kenampakan yang demikian disebut dataran tinggi oseanik telah diketahui keberadaanya sekarang ini. Dataran tinggi semacam ini yang dipercaya sebagai penenggelaman kerak kontinental, lenyapnya busur vulkanik atau penenggelaman rangkaian vulkanik yang dihasilkan oleh aktivitas titik panas (hot spot). Pandangan yang sekarang muncul adalah kerak oseanik yang bergerak akan membawa dataran tinggi oseanik atau fragmen kerak kontinental menuju zona subduksi. Di tempat ini fragmen dari kerak tersebut akan terpotong-potong dan akan terangkat dalam potongan-potongan yang tipis ke atas blok kontinental yang telah ada sebelumnya. Material baru yang terbentuk tersebut disebut terrane, yang akan Budi Rochmanto Geologi Dinamik .68

menambah luas kerak kontinental dan akan terus terdorong lebih ke daratan oleh desakan potongan kerak lainnya. ORIGIN DAN EVOLUSI KERAK KONTINENTAL

Pada bagian sebelumnya kita telah mempelajari bahwa teori tektonik lempeng telah menjelaskan suatu model pengujian pembentukan rangkaian kompleks pegunungan. Tetapi apa peran teori tektonik lempeng dan pembentukan pegunungan pada mulajadi dan evolusi kerak kontinental? Pada saat ini tidak ada jawaban yang dapat menjelaskan pertanyaan tersebut. Belum adanya kesepakatan dianatara para ahli geologi disebabkan oleh kompleksnya material penyusun kerak kontinental, sehingga sulit untuk menerangkan sejarah pembentukannya. Tetapi selama dua dasawarsa terakhir ini suatu lonjakan yang besar telah terjadi mengenai ilmu geologi dan teka-teki yang selama ini muncul mulai dapat diberikan jawabannya. Salah satu pendapat mengatakan bahwa kerak kontinental mengalami pertumbuhan menjadi lebih besar sepanjang waktu geologi oleh penambahan material yang berasal dari mantel bumi bagian atas. Prinsip dasar dari hipotesis ini adalah kerak bumi pada awalnya adalah kerak samudera dan kerak kontinental sangat kecil bahkan mungkin tidak ada. Selanjutnya dikatakan pembentukan material penyusun kerak kontinental terjadi dalam dua fase yang berbeda. Fase pertama terjadi pada mantel bumi bagian atas tepat di bawah pematang samudera. Di tempat ini pencairan sebagian batuan peridotit menghasilkan magma basaltik yang naik ke atas membentuk kerak samudera. Batuan dasar samudera kaya akan silika, potasium dan sodium dan miskin akan besi dan magnesium dibandingkan dengan batuan yang berasal dari mantel bumi agian atas.



BAB VII LANTAI DASAR SAMUDERA Pendahuluan

Bila kita melihat potret bumi kita yang diambil dari angkasa luar, maka planet bumi didominasi oleh lautan. Oleh sebab itu planet bumi sering disebut sebagai planet biru ( blue planet ). Luas permukaan bumi sekitar 510 juta km 2. Dari luas 2 tersebut sekitar 360 juta km atau sekitar 71% ditutupi oleh air (lautan dan pantai). Sisanya , 29% atau sekitar 150 juta km 2 merupakan daratan. Pembagian menjadi daratan dan lautan tidak menunjukkan pembagian yang sama antara bagian utara dan bagian selatan. Di bagian utara dari bumi ini, 61% ditutupi oleh lautan sedangkan daratan hanya sekitar 39%. Sedangkan di bagian selatan bumi pembagiannya menjadi 81% merupakan lautan sedangkan daratannya hanya 19%. Hal tersebut menjadikan bagian utara bumi sering disebut sebagai hemisfer daratan sedangkan bagian selatan disebut hemisfer air. Volume dari daratan hanya sekitar 1/18 dari volume lautan. Sekarang apa yang terlihat jika air yang menutupi permukaan bumi dikeringkan? Bila hal tersebut dilakukan, maka akan terlihat bukannya permukaan bumi yang rata seperti yang dibayangkan, tetapi permukaan bumi tersebut akan menunjukkan bentuk topografi yang sangat bervariasi. Permukaan bumi tersebut akan menunjukkan rangkaian pegunungan yang tinggi, lembah yang dalam, dan juga dataran yang rata. Meskipun kenampakan dasar samudera telah diketahui sejak abad 15 dan 16, tetapi pemahaman tentang topografi dasar samudera yang sangat kompleks baru terkuak sekitar abad 19. Pemahaman ini baru terbuka sejak adanya ekspedisi bawah laut sekitar 3.5 tahun dari H.M.S. Challenger yang dimulai Desember 1872 hingga Mei 1876. Ekspedisi Challenger merupakan ekspedisi pertama yang melakukan Budi Rochmanto Geologi Dinamik .71

penelitian global tentang dasar samudera. Ekspedisi ini telah melakukan perjalanan di dasar samudera sekitar 110 000 kilometer pada semua samudera kecuali laut Arctic. Meskipun demikian, pemetaan dasar samudera baru bisa dilakukan dengan baik setelah ditemukannya alat echo sounder , yaitu peralatan electronik untuk megukur kedalaman laut dengan teknologi bunyi. Alat echo sounder bekerja dengan memancarkan gelombang bunyi dari kapal ke dasar laut. Pantulan gelombang bunyi dari dasar laut akan diterima oleh alat penerima dan dicata waktu yang dibutuhkan oleh gelombang tersebut untuk sampai ke alat penerima (receiver ). Dengan mengetahui kecepatan gelombang bunyi di dalam air, maka kedalaman dapat diukur dengan tepat. Sejak ditemukan alat echo sounder , maka kenampakan yang lebih detil dri dasar samudera dapat diketahui. Ahli oseanografi (oseanografer) yang mempelajari topografi dasar lautan membaginya menjadi tiga bagian besar yaitu: tepi benua (continental margin), lantai dasar samudera (ocean basin floor ) dan pematang tengah samudera (mid ocean ridges). Pembagian tersebut dapat dilihat pada gambar 1, yang menggambarkan perbandingan dari bagian-bagian tersebut pada Samudera Atlantik.


Gambar 5. Topografi dasar saudera Antlantik utara


II. TEPI BENUA (CONTI NENTAL M ARGI N ) Tepi benua (continental margin ) merupakan kawasan tempat bertemuanya kerak benua dengan kerak samudera. Kawasan ini merupakan kawasan yang sangat labil. Tepi benua dapat dibagi menjadi 3 bagian, yaitu paparan benua (contnental shelf ), lereng benua (continental slope), dan jendul benua (continental rise) (Gambar 2). Tepi benua dapat dibedakan menjadi dua tipe yaitu tepi benua yang pasif ( passive continental margin) dan tepi benua yang aktif (active continental margin). Tepi benua pasif dicirikan oleh pertemuan kedua lempeng yang tenang dan merupakan kawasan yang relatif stabil. Sedangkan tepi benua yang aktif dicirikan oleh adanya penunjaman kerak samudera ke bawah kerak benua (zona subduksi).

Gambar2 . Penampang tepi benua dan bagian-bagiannya

Paparan benua merupakan paparan dengan kemiringan lereng yang landai mulai dari garis pantai ke arah laut dalam. Paparan benua mempunyai ukuran lebar yang sangat bervariasi tergantung dari tipe tepi benuanya. Pada tepi benua yang pasif, rata-rata paparan benua ini mempunyai lebar sampai 80 km dengan kedalaman mencapai sekitar 130 meter sampai 200 meter pada bagian paling tepi. Tetapi ada Budi Rochmanto Geologi Dinamik .74

juga paparan benua yang lebarnya mencapai 1500 km. Sedangkan pada tepi benua yang aktif paparan benua mempunyai lebar yang relatif sempit. Kemiringan lereng ratarata dari paparan benua hanya 2 meter per kilometer. Kemiringan ini sangat landai sehingga terlihat seperti suatu permukaan yang datar.


Paparan benua merupakan 7.5% dari luas total dasar samudera. Luas ini setara dengan 18% dari luas total daratan bumi. Kawasan paparan benua merupakan kawasan yang sangat penting baik secara ekonomi maupun politik, setelah pada kawasan ini ditemukan sebagai tempat deposit mineral yang penting, termasuk jebakan minyak dan gas bumi, serta endapan pasir dan gravel yang sangat besar. Selain itu pada kawasan ini merupakan tempat berkumpulnya ikan-ikan dalam jumlah yang sangat besar yang merupakan sumber makanan yang sangat penting. Bila dibandingkan dengan bagian dari lantai dasar samudera yang dalam, paparan benua hanya merupakan bagian yang sangat kecil. Meskipun demikian bukan berarti paparan benua merupakan bagian yang relatif halus. Kenampakan yang paling banyak dijumpai pada paparan benua adalah lembah yang memanjang dari garis pantai menuju ke laut dalam. Kebanyakan dari lembah-lembah tersebut merupakan perpanjangan atau kelanjutan dari lembah-lembah sungai yang ada di daratan. Lembah-lembah tersebut terbentuk selama Kala Plistosen (zaman peng-esan). Selama zaman tersebut sejumlah besar air laut mengalami pembekuan dan berubah menjadi lapisan es yang menutupi daratan. Hal ini menyebabkan turunnya muka air laut hingga 90 sampai 120 meter, dan paparan benua muncul ke permukaan. Hal ini mengakibatkan sungai-sungai menjadi bertambah panjang dan banyak fauna dan flora menempati lingkungan yang baru terbentuk tersebut. Sekarang bagian tersebut telah tertutupi kembali oleh air laut dan menjadi lingkungan kehidupan bagi organisme laut. Pengerukan yang pernah dilakukan di sepanjang pantai timur Amerika mendapatkan sisa-sisa kehidupan organisme daratan seperti gajah, kuda dan mastodon. Pengambilan contoh endapan di dasar laut tersebut juga mendapatkan adanya endapan rawarawa air tawar yang menunjukkan bahwa kawasan ini dahulunya merupakan suatu daratan. Kelanjutan dari paparan benua ke arah laut adalah lereng benua (continental slope). Bagian ini melebar ke arah Budi Rochmanto Geologi Dinamik .76

laut dengan kemiringan lereng yang yang jauh lebih terjal dibandingkan dengan paparan benua. Rata-rata kemiringan lereng pada lereng benua adalah 70 m per kilometer atau sekitar 4o sampai 5o. Pada tepi benua yang aktif kemiringan o lerengnya bisa mencapai 15 atau lebih pada bagian dasarnya. Kedalamannya berubah dari sekitar 100 sampai 200 meter hingga mencapai kedalaman sekitar 5 kilometer. Lereng benua menandai batas antara kerak benua dengan kerak samudera.

Sepanjang beberapa rantai pegunungan, lereng benua cenderung tiba-tiba menjadi palung laut dalam yang memisahkan daratan dengan cekungan laut. Pada kasus ini paparan benua sangat sempit atau bahkan tidak ada sama sekali. Tebing dari palung laut dengan lereng benua pada dasarnya menunjukkan kenampakan yang sama dan berubah menjadi pegunungan dengan puncak yang tingginya mencapai ribuan meter dari permukaan air laut. Kenampakan semacam ini dijumpai di sepanjang pantai barat Amerika Selatan. Di Budi Rochmanto Geologi Dinamik .77

kawasan ini jarak vertikal dari puncak tertinggi Pegunungan Andes ke dasar palung laut dalam Peru – Chile yang membatasi daratan mencapai 12 200 meter. Di daerah dimana palung laut tidak terbentuk, kemiringan lereng benua yang terjal akan naik secara bertahap yang disebut dengan jendul benua (continental rise). Pada jendul benua kemiringan lerengnya berkurang menjadi 4 sampai 8 meter per kilometer. Sementara lebar dari lereng benua rata-rata 20 kilometer, jendul benua lebarnya mencapai ratusan kilometer. Pada tempat ini terbentuk akumulasi sedimen yang tebal yang berasal dari paparan benua yang bergerak ke bawah menuju lantai dasar samudera yang dalam. Meskipun jendul benua relatif tidak nampak, tetapi permukaannya sering terdapat lembah bawah laut yang dalam ( submarine canyon) atau gunungapi bawah laut yang belum sepenuhnya tertutup sedimen. Lembah yang dalam yang dibatasi oleh tebing yang terjal dinamakan lembah bawah laut ( submarine canyon) yang berasal dari lereng benua dan dapat mencapai kedalaman sampai 3 kilometer.

ARUS TURBIDIT

Arus turbidit atau sering disebut arus keruh, adalah arus yang terbentuk akibat longsoran material sedimen yang berada pada lereng benua yang belum padu benar. Proses ini terjadi kemungkinan akibat adanya gempabumi. Proses ini sama kejadiannya dengan longsoran yang terjadi di daratan. Jadi faktor utama pembentuknya adalah gaya gravitasi. Material yang longsor akan bercampur dengan air dan membentuk arus yang keruh karena banyaknya material yang tersuspensi di dalamnya. Karena air yang bercampur material sedimen tersebut lebih berat dari pada air yang berada di atasnya, maka material tersebut akan mengalir ke bawah dan mengerosi dan akan terakumulasi pada dasar laut yang lebih dalam. Proses erosi yang dilakukan oleh material sedimen ini Budi Rochmanto Geologi Dinamik .78

terus terjadi selama proses terjadinya longsoran tersebut sehingga kadangkala dapat membentuk lembah yang dalam. Arus turbidit pada awalnya terjadi pada sepanjang lereng benua dilanjutkan sampai memotong jendul benua . Selanjutnya kecepatannya menurun kemudian material tersuspensi ini mulai terendapkan. Material yang pertama kali terendapkan adalah material yang berukuran pasir kasar selanjutnya berturut-turut material yang berbutir halus, lanau dan lempung. Endapan ini disebut endapan turbidit yang dicirikan oleh penurunan ukuran butir dari bawah ke atas. Struktur sedimen demikian disebut struktur sedimen lapisan bersusun (graded bedding ). Arus turbidit merupakan mekanisme terjadinya proses erosi dan transportasi di bawah laut. Arus inilah yang menyebabkan dijumpainya endapan sedimen laut dangkal pada dasar laut yang dalam. Pada endapan ini sering pula dijumpai sisa-sisa organisme yang hidup pada laut dangkal di endapan laut dalam. KENAMPAKAN LANTAI DASAR SAMUDERA

Diantara tepi benua dan pematang tengah samudera terdapat lantai laut dalam. Kawasan ini berukuran hampir 30% dari permukaan bumi. Pada kawasan ini dijumpai adanya palung laut, yang merupakan alur yang sangat dalam yang disebut palung-laut dalam (deep-ocean trenches); daerah yang datar yang dikenal dengan dataran abisal (abyssal plains); dan gunung berapi dengan lereng yang terjal yang disebut gunung bawah laut ( seamount ). Palung-Laut Dalam Palung-laut dalam merupakan alur atau parit yang panjang dan relatif sempit yang menggambarkan bagian terdalam dari lautan. Beberapa diantaranya di bagian barat Samudera Pasifik, palung laut ini mempunyai kedalaman lebih dari 10 000 meter di bawah muka air laut.


Meskipun palung laut merupakan hanya sebagian kecil dari daerah dasar samudera, tetapi merupakan fenomena geologi yang sangat menarik. Pada tempat ini terjadi penunjaman lempeng-lempeng kerak bumi ke dalam mantel bumi sehingga terjadi penghancuran dari kerak tersebut. Fenomena ini yang menyebabkan terjadinya gempabumi. Aktivitas gunung api juga berhubungan dengan proses pembentukan palung laut. Pada laut yang terbuka, palung laut membentuk alur yang sejajar dengan deretan pulau-pulau gunung api (volcanic island arcs). Sedangkan deretan gunung api kemungkinan dijumpai sejajar dengan palung laut yang berdekatan dengan daratan. Aktivitas gunung api ini terjadi karena kerak bumi yang menunjam ke dalam mantel bumi mengalami penghancuran dan mencairan yang membentuk magma kembali.


Dataran Abisal (Abyssal Plain s )

Dataran abisal merupakan kenampakan topografi yang sangat datar, dan kemungkinan kawasan ini merupakan tempat yang paling datar pada permukaan bumi. Dataran abisal yang dijumpai di pantai Argentina mempunyai perbedaan tinggi kurang dari 3 meter pada jarak lebih dari 1300 kilometer. Topografi yang datar ini kadang-kadang di selingi dengan puncak-puncak gunung bawah laut yang tertimbun. Dataran abisal tersusun oleh akumulasi sedimen yang sangat tebal. Kenampakan sedimen pada daerah ini menunjukkan bahwa dataran ini dibentuk oleh endapan sedimen yang telah megalami pengangkutan sangat jauh oleh arus turbid. Endapan turbid ini berselingan dengan material sedimen yang berukuran lempung yang terus menerus terendapkan pada tempat ini. Dataran abisal dijumpai sebagai bagian dari dasar samudera pada semua lautan. Dataran ini akan lebih luas apabila tidak dijumpai palung laut yang berdekatan dengan daratan. Samudera Atlantik memiliki dataran abisal yang lebih luas daripada samudera Pacifik karena samudera Atlantik mempunyai palung laut jauh lebih sedikit dibandingkan yang dijumpai pada samudera Pasifik. Gunung Bawah Laut ( Seamounts )

Gunung bawah laut ( seamount ) merupakan puncak puncak gunung yang muncul pada dasar samudera dengan ketinggian sampai beberapa ratus meter di atas topografi sekitarnya. Puncak kerucut yang terjal ini telah banyak dijumpai pada semua samudera di dunia ini . Samudera Pasifik merupakan samudera dengan gunung bawah laut yang terbanyak dibandingkan dengan samudera lainnya. Kebanyakan gunungapi bawah laut muncul pertama kali dekat dengan pamatang tengah samudera, yaitu tempat pertemuan lempeng-lempeng tektonik yang divergen (saling Budi Rochmanto Geologi Dinamik .81

menjauh). Selanjutnya gunung tersebut terus bertumbuh seiring dengan pergerakan dari lempeng-lempeng tektonik tersebut. Jika pertumbuhan gunugapi tersebut cukup cepat, maka gunungapi tersebut akan membentuk suatu pulau. Setelah gunungtersebut tumbuh sebagai pulau, gunung tersebut akan mengalami proses erosi oleg aliran air perukaan dan kerja ombak sehingga ketinggiannya menurun sampai mendekati muka air laut. PEMATANG TENGAH-SAMUDERA (MID-OCEANIC ) RIDGES

Pematang tengah samudera dijumpai pada semua samudera dan merupakan 20% dari permukaan bumi, dan merupakan kenampakan topografi yang sangat menakjubkan didasar laut. Topogarfi ini merupakan rangkaian pegunungan yang memanjang sampai sekitar 65 000 kilometer. Meskipun demikian kenampakan pematang tengah samudera sangat berbeda dengan rangkaian pegunungan yang dijumpai di daratan. Kalau rantai pegunungan di daratan disusun oleh batuan graniti dan andesitik sertabatuan dan batuan metamorf yang megalami perlipatan dan penesaran, maka pematang tengah samudera disusun oleh lapisan-lapisan batuan beku basaltic yang belum mengalami deformasi. Sebetulnya pemakaian kata pematang tidak begitu tepat, karena kenampakan topografi ini tidak sempit tetapi mempunyai lebar antara 500 sampai 5000 kilometer. Puncak dari pematang ditandai oleh adanya celah (rift ) dan dibatasi oleh pematang yang memanjang sampai ratusan kilometer. Sumbu dari pematag ditandai oleh gempabumi yang terus menerus dan dicirikan oleh aliran panas yang sangat tinggi dari kerak bumi. Celah yang terdapat pada tengah pematang merupakan tempat magma baru muncul dari astenosfer yang secara menerus membentuk kerak samudera baru. Celah ini menggambarkan batas kerak yang divergen tempat terjadinya pemekaran lantai dasar samudera. ( sea floor spr eadin g ). Kenampakan yang menonjol dari pematang ini disebabkan karena kerak samudera yang baru sangat panas, Budi Rochmanto Geologi Dinamik .82

dan mempunyai volume yang lebih besar daripada kerak samudera yang dingin. Ketika kerak yang baru ini bergerak menjauh dari pusat pemekaran, terjadi lah proses pendinginan yang bertahap dan terjadi pula kontraksi. Proses kontraksi panas ini semakin besar semakin menjauhi pusat pemekaran. Dibutuhkan waktu sekitar 100 juta tahun untuk terjadinya proses pendinginan dan kontraksi yang menyeluruh. Sekarang batuan yang terbentuk tersebut terletak pada dasar samudera dan telah tertutupi oleh lapisan sedimen yang tebal


TERUMBU KARANG DAN ATOL (CORAL REEF & ATOLL )

Terumbu karang ( coral reef ) kenampakan yang sangat menarik yang dijumpai di laut. Terumbu karang terutama dibentuk oleh sisa-sisa rangka gampingan dan sejenis ganggang. Istilah coral reef Terumbu karang sangat banyak dijumpai pada samudera Pacifik dan Hindia yang mempunyai temperatur yang hangat, meskipun dapat juga terbentuk dimana-mana. Karena karang tumbuh dengan sangat baik pada temperatur sekitar 24o C, maka lokasi pertumbuhannya sangat membutuhkan air yang hangat. Selain itu pertumbuhan koral Budi Rochmanto Geologi Dinamik .84

membutuhkan air yang jernuh dan sinar matahari yang cukup, oleh sebab itu koral tumbuh dengan baik pada kedalaman sekitar 45 meter. Charles Darwin pada tahun 1831 sampai 1836, dengan menggunakan kapal Inggris melakukan ekspedisi mengelilingi dunia. Salah satu hasil dari ekspedisi selama 5 tahun tersebut adalah teori tentang proses pembentukan pulau-pulau karang atau atol. Atol terdiri dari terumbu karang yang melingkar seperti cincin yang hampir utuh yang mengelilingi laguna (lagoon), Laguna adalah laut yang tertutup, tetapi masih berhubungan dengan laut lepas. Sejak itu sampai setelah Perang Dunia II, asal muasal dari terumbu karang menumbuhkan keingintahuan orang. Teori yang dicetuskan oleh Darwin berusaha menjawab pertanyaan yang selama itu timbul, yaitu: Bagaimana koral yang hanya tumbuh dengan baik pada air hangat, laut dangkal, dan kedalaman tidak lebih dari 45 meter dapat membentuk bangunan yang mencapai ribuan meter dari dasar laut? Pertanyaann tersebut dijawab oleh Darwin dengan teorinya, bahwa koral tidak hidup pada laut yang dalam, tetapi untuk hidupnya koral membutuhkan suatu fondasi yang harus sudah ada. Fondasi tersebut adalah gunungapi bawah laut yang mengalami penurunan. Kemudian koral tumbuh pada lereng-lereng gunungapi tersebut. Ketika gunungapi tersebut turun dengan perlahan, koral terus tumbuh ke atas. Lama kelamaan pertumbuhan koral tersebut akan membentuk semacam cincin. Teori pembentukan atoll oleh Darwin tersebut bertahan sampai setelah Perang Dunia II. Setelah berakhirnya PD II, teori tersebut mulai ditinggalkan, ketika Amerika Serikat melakukan penelitian mendalam mengenai atoll yang akan dijadikan sebagai tempat percobaan bom atom. Pemboran yang dilakukan pada atoll tersebut tidak mendapatkan batuan vulkanik di bawah struktur koral yang tebal.


SEDIMEN DASAR LAUT

Kecuali pada beberapa tempat, seperti tempat-tempat yang dekat dengan puncak dari pematang tengah samudera, dasar samudera ditutupi oleh endapan sedimen. Sebagian material sedimen tersebut terendapkan oleh arus turbid, dan sisanya merupakan material sedimen yang terendapkan perlahan-lahan dari permukaan laut. Ketebalan dari endapan sedimen tersebut sangat bervariasi. Pada beberapa palung laut, yang merupakan cekungan sedimentasi untuk sedimen yang berasal dari tepi benua, ketebalannya dapat mencapai 10 000 kilometer. Tetapi pada umumnya ketebalan sedimen di dasar laut kurang dari angka tersebut. Di Samudera Pasifik ketebalan endapan sedimen yang belum mengalami kompaksi mencapai sekitar 600 meter. Sedangkan di Samudera Atlantik ketebalannya berkisar antara 500 hingga 1000 meter. Material yang berukuran halus seperti Lumpur, merupakan material yang dominan dijumpai pada dasar laut dalam, meskipun di beberapa tempat dijumpai juga endapan yang berukuran pasir. Material Lumpur (mud) juga Budi Rochmanto Geologi Dinamik .86

merupakan endapan sedimen yang dominan dijumpai pada paparan benua dan lereng benua, tetapi endapan sedimen di tempat tersebut relatif lebih kasar karena kandaungan material yang berukuran pasir relatif lebih banyak. Pasir pada umumnya diendapkan pada paparan benua yag membentuk pesisir pantai. Pada beberapa tempat sedimen yang berbutir kasar ini, yang biasanya dijumpai pada atau dekat pantai, dijumpai pada laiut dengan kedalaman yang lebih besar sampai ke batas tepi paparan benua. Tipe-Tipe Sedimen Dasar Laut

Endapan sedimen dasar laut dapat dikelompokkan menjadi tiga kelompok, yaitu: 1) sediment litogenous (berasal dari rombakan batuan), 2) sedimen biogenous (berasal dari organisme), 3) sedimen hydrogenous (berasal atau dibentuk oleh air). Meskipun macam sedimen di dasar laut tersebut dikelompokkan menjadi tiga, tetapi tidak ada sedimen yang hanya terdiri dari satu macam saja. Kebanyakan ketiganya dapat terbentuk bersama-samapada satu tempat. Sedimen litogenous merupakan sedimen yang terutama terdiri dari butiran mineral yang berasal dari hasil pelapukan batuan di daratan yang mengalami pengangkutan ke laut. Sediment asal daratan ini disebut juga sedimen terigen (terigenous sediment ). Sedimen litogenous diendapkan hampir di seluruh dasar laut. Partikel-partikel sedimen yang berukuran pasir diendapkan dekat pantai. Sedangkan material yang berukuran halus akan terangkut oleh arus laut ke tempat yang lebih jauh sampai ribuan kilometer dan diendapkan di dasar laut dalam. Endapan sedimen yang berbuti halus ini disebut sedimen pelagic ( pelagic sediment ). Selain diangkut oleh air, sedimen yang berbutir halus juga mengalami pengangkutan oleh angin dan diendapkan di dasar laut dalam. Proses pengendapan sedimen ini di dasar laut dalam sangat lambat. Endapan dengan ketebalan 2 cm dibutuhkan waktu antara 5000 sampai 50 000 tahun. Sebaliknya pada tepi benua yang dekat dengan muara sungai yang besar , sedimen litogenous terendapkan sangat cepat. Budi Rochmanto Geologi Dinamik .87

Sediment pelagic sangat tipis pada pematang tengah samudera dan akan semakin menebal semakin menjauh dari pematang tersebut. Hal ini disebabkan dasar samudera pada pematang merupakan kerak yang masih muda umurnya dan semakin menjauh dari pematang semakin tua. Karena proses pengendapan sedimen tersebut berlangsung terus menerus, maka endapan yag tebal terjadi pada dasar laut yang lebih tua, sebaliknya menipis pada dasar laut yang lebih muda.

Karena sedimen yang berbutir halus tersuspensi dalam air dalam waktu yang relatif lama, maka tidak tertutup kemungkinan terjadi reaksi pada sedimen tersebut. Oleh sebab itu endapan sedimen pada laut dalam sering atau coklat. Warna tersebut dihasilkan karena reaksi antara unsur besi yang terdapat di dalam partikel atau di dalam air bereaksi dengan oksigen yang terlarut dalam air dan menghasilkan oksida besi (karat). Sedimen biogenous terdiri dari cangkang atau rangka dari organisme laut. Rombakan ini dihasilkan dari mikro organisme yang hidup dekat atau pada permukan air. Rombakan cangkang dan rangka organisme ini secara terus menerus akan jatuh ke dasar laut.


Sedimen biogenous yang sangat umum adalah 3 calcareous ooze yang tersusun oleh CaCO . Sedimen ini dibentuk oleh organisme yang hidup permukaan air laut yang hangat. Calcareous ooze tidak terbentuk pada lingkungan laut yang sangat dalam. Ketika cangkang dari organisme tersebut yang disusun oleh calcareous carbonate perlahan jatuh ke dasar laut dengan air yang dingin, material tersebut akan larut dalam air. Hal ini disebabkan karena air yang dingin banyak mengandung karbon dioksida sehingga lebih asam daripada air hangat. Pada laut yang dalamnya lebih dari 4500 meter, cangkang organisme yang disusun oleh kalkareous akan larut sebelum mencapai dasar laut. Contoh lain dari sedimen biogenous adalah sedimen siliceous ooze (SiO2) dan sedimen yang kaya posfat. Sedimen siliceous ooze terutama disusun oleh rangka diatomea (algae) dan radiolaria (binatang). Sedimen yang disusun oleh radiolaria disebut radiolarit . Sedangkan sedimen yang kaya posfat dibentuk oleh rombakan tulang, gigi , dan bagian keras lainnya dari ikan dan binatang laut lainnya. Sedimen hidrogenous terdiri dari mineral hasil kristalisasi langsung dari air laut. Contohnya batugamping yang dibentuk dari kristalisasi air yang banyak mengandung calcium carbonate (CaCO3). Meskipun kebanyakan batugamping disusun oleh sedimen biogenous.

Salah satu contoh yang bagus dari sedimen hidrogenous adalah nodul mangan. Nodul mangan merupakan sedimen dasar laut yang cukup penting dan mempunyai nilai ekonomis. Nodul mangan merupakan material sedimen yang bentuknya membundar berwarna coklat kehitaman dan disusun oleh campuran mineral-mineral yang terbentuk dengan sangat lambat di dasar laut. Tingkat pembentukannya merupakan salah satu reaksi kimia yang paling perlahan. Dengan analisa radioaktif, diketahui tingkat pertumbuhan nodul adalah 0.002 sampai 0,2 milimeter per 1000 tahun.


Meskipun nodul mangan mengandung lebih dari 20%, ketertarikan pada endapan ini disebabkan karena banyaknya unsur logam lain yang lebih bernilai ekonomis. Selain mangan, nodul mangan dapat juga mengandung besi, tembaga, nikel dan kobalt dalam jumlah yang signifikan. Meskipun banyak kawasan yang mengandung nodul, tetapi tidak potensial untuk dieksploitasi. Kemungkinan penambangan dapat dilakukan apabila suatu wilayah mengandung deposit yang melimpah sekitar lebih dari 5 2 kilogram per m , dan mengandung kobalt, tembaga dan nikel. Selain itu karena deposit nodul berada di dasar laut dalam maka diperlukan teknologi tinggi dan biaya yang sangat besar. Hal ini menyebabkan banyak deposit nodul mangan yang belum diekspoitasi.



BAB VIII TEKTONIK LEMPENG

Sejak awal abad ke 20 telah muncul suatu teori yang mengatakan bahwa kerak bumi, bagian terluar dari bumi, merupakan bagian yang selalu bergerak, karena mengapung pada bagian bumi yang relatif cair. Teori ini menimbulkan suatu perdebatan yang panjang sampai bertahun-tahun, sampai akhirnya teori ini dilupakan oleh para akhli ilmu kebumian. Setelah sekitar setengah abad kemudian, yaitu pada periode tahun 1950 sampai 1960, banyak bukti-bukti baru yang ditemukan oleh para peneliti bumi ini. Penemuan baru tersebut merupakan bukti-bukti yang memperkuat mengenai teori yang muncul ada awal abad ke 20 tersebut. Sehingga teori yang sudah ditinggalkan ini menjadi pembicaraan lagi atau mulai diperhatikan kembali. Pada tahun 1968, teori tentang pengapungan benuaini telah diterima secara luas, dan selanjutnya dikenal dengan teori tektonik lempeng ( plate ). tectonic Teori Pengapungan Benua

Pada tahun 1912, Alfred Wegener, seorang ahli klimatologi dan geofisika, menerbitkan bukunya yang berjudul “ The Origin of Continents and Oceans ”. Pada bukunya ini, Wegener mengemukakan empat teori dasar yang berhubungan dengan hipotesisnya yang radikal tentang pengapungan benua. Salah satu teorinya mengatakan bahwa dulunya daratan yang menyusun permukaan bumi ini merupakan suatu kesatuan yang membentuk sebuah benua yang besar atau superkontinen yang disebut Pangaea (Gambar 1). Superkontinen yang terletak di sebelah utara ekuator, garis yag membagi permukaan bumi menjadi dua, disebut dengan benua Laurasia. Sedang yang terletak di sebelah selatan ekuator disebut benua Gondwana. Selanjutnya sekitar 200 juta tahun lalu, superkontinen ini mengalami retak-retak dan mulai pecah menjadi kontinen Budi Rochmanto Geologi Dinamik .92

kontinen atau benua-benua yang lebih kecil. Benua-benua kecil yang mengapung ini kemudian bergerak dan berpindah tempat dan menempati posisinya seperti sekarang ini. Albert Wegener dan kawan-kawanya yang sependapat dengan teori ini kemudian mengumpulkan sejumlah bukti untuk mendukung pendapatnya tersebut. Bukti-bukti tersebut antara lain adalah adanya kesesuaian bentuk antara benua Amerika Selatan dengan benua Afrika, baik dari segi fosil, tipe dan struktur batuan, maupun paleoklimatologi, yang kesemuanya menunjukkan bahwa ke dua benua tersebut pernah menjadi satu. Kesesuaian kontinen. Dengan memperhatikan adanya kesamaan garis pantai antara dua benua yang saling berseberangan, Wegener memperkirakan bahwa pada mulanya semua daratan merupakan suatu kesatuan. Pernyataan tersebut ditentang oleh beberapa ilmuwan lainya yang mengatakan bahwa kawasan pantai merupakan kawasan yang sangat dinamik, sehingga selalu mengalami perubahan oleh proses-proses alam yang terus berlangsung. Sir Edward Bullard dan kawan-kawan pada tahun 1960 membuktikan tentang adanya kesesuaian antara Amerika Selatan dan Afrika dengan peta yang digambar dengan bantuan komputer yang datanya diambil dari kedalaman 900 meter di bawah muka laut. Seperti terlihat pada gambar 2, meskipun di beberapa tempat terlihat adanya tumpah tindih, kejadian ini lebih disebabkan karena adanya sedimentasi yang dilakukan oleh sungai-sungai yang bermuara di tempat tersebut.


Gambar 1. Superkontinen Pangaea. Bagian di utara ekuator disebut benua Laurasia, Sedang di selatan ekuator disebut benua Gondwana.

Bukti-bukti fosil. Untuk lebih meyakinkan mengenai kesatuan benua ini, Wegener mempelajari beberapa literatur mengenai kehidupan yang pernah ada pada benua-benua tersebut, dan mendapatkan bahwa para ahli paleontologi sependapat bahwa bukti adanya kesatuan kontinen harus ditunjang dengan kesamaan kehidupan yang ditunjukkan dengan fosil. Fosil yang sama akan menunjukkan kesamaan kehidupan pada tempat-tempat yang terpisahkan tersebut. Ada beberapa fosil yang pernah diajukan oleh Wegener untuk mendukung teorinya tersebut. Fosil yang pertama adalah fosil tumbuhan Glossopteris, yang ditemukan menyebar secara luas di benua-benua bagian selatan seperti Australia, Afrika dan Amerika Selatan. Fosil ini berumur Mesozoikum. Fosil tersebut kemudian ditemukan juga di Antartika. Fosil reptilia Mesosaurus yang ditemukan di Amerika Selatan bagian timur, ditemukan juga di Afrika bagian barat (Gambar 3)


Gambar 2. Kesesuaian bentuk antara benua Afrika dengan Amerika Selatan

Kesamaan tipe dan struktur batuan . Contoh kesamaan batuan yang ditemukan adalah busur pegunungan Applachian yang berarah Timurlaut dan memanjang sampai ke bagian Timur Amerika Serikat, yang tiba-tiba menghilang di daerah pantai Newfoundland. Pegunungan yang mempunyai umur dan struktur yang sama dengan pegunungan di atas, ditemukan juga di Greenland dan Eropa Utara. Jika ke dua benua tersebut disatukan kembali, maka ke dua pegunungan tersebut juga akan bersatu menjadi suatu rangkaian pegunungan yang menyambung. (Gambar 4).


Gambar 3. Dijumpai fosil yang sama pada Benua Afrika dan Amerika Selatan


Gambar 4. Kesamaan batuan dan struktur pegunungan di Amerika Timur dan Eropa Utara

Paleoklimatologi . Dari hasil penelitiannya, Wegener menemukan bahwa pada akhir Paleozoikum, sebagian besar daerah di belahan bumi bagian selatan telah ditutupi oleh lempengan-lempengan es yang tebal. Daerah-daerah tersebut adalah Afrika Selatan, Amerika Selatan, India dan Australia. Wegener juga menemukan bukti bahwa pada saat yang sama o (Paleozoikum Akhir), daerah di sekitar 30 di dekat khatulistiwa yang beriklim tropik dan subtropik juga ditutupi oleh es Berdasarkan kenyatan-kenyataan tersebut, maka Wegener menyimpulkan bahwa dulunya semua daratan di bagian selatan bumi telah ditutupi oleh es. Kemudian secara perlahan-lahan sebagian massa benua di bagian tersebut bergerak ke arah utara, yaitu khatulistiwa. Hal ini terbukti karena adanya lapisan es yang ditemukan disekitar khatulistiwa. Wegener menyimpulkan hal ini karena secara logika tidak mungkin terbentuk lapisan es yang tebal dan luas di daerah khatulistiwa yang diketahui beriklim tropik dan subtropik. Meskipun Wegener telah menunjukkan bukti-bukti mengenai teori pengapungan benua ini, tetapi masih banyak para ahli yang belum bisa menerimanya. Perdebatan sengit terjadi terutama sejak tahun 1924 hingga tahun 1930. Banyak kritikan dan keberatan yang diajukan oleh para ahli untuk menentang teori yang dikemukakan oleh Albert Wegener tersebut. Salah satu keberatan yang paling utama tentang teori ini adalah tidak mampunya Wegener untuk menjelaskan atau menggambarkan bagaimana mekanisme dari proses pengapungan benua ini. Untuk menjawab kritikan tersebut, Wegener mengajukan dua usulan tentang kemungkinan sumber enerji yang menjadi penyebab terjadinya pengapungan benua. Salah satunya adalah pasang-surut, yang oleh Wegener dianggap mampu untuk menyebabkan terjadinya pergerakan Budi Rochmanto Geologi Dinamik .97

pada benua-benua. Tetapi seorang ahli fisika yang bernama Harold Jeffreys dengan cepat menentang argumen tersebut, dengan mengajukan alasan bahwa pergeseran pasang-surut yang besar yang diperlukan untuk memindah tempatkan benua tentu saja akan menyebabkan terhentinya proses rotasi bumi hanya beberapa tahun saja. Kemudian Wegener juga mengajukan usulan kedua, yaitu bahwa sebuah kontinen yang besar dan luas akan mampu untuk memecahkan lempeng samudera menjadi pecahan-pecahan yang lebih kecil, seperti es yang terpotong potong. Tetapi tidak ada bukti yang memuaskan yang mampu untuk menjelaskan apakah kerak atau lantai dasar samudera cukup lemah untuk mampu dipecahkan oleh kontinen tanpa menyebabkan terjadi deformasi pada kontinen maupun kerak samudera itu sendiri. Sampai tahun 1929, tentangan-tentangan yang diterima Wegener sudah sangat gencar dan datang dari berbagai ahli di berbagai tempat. Untuk menjawab tentangan tersebut Wegener menyelesaikan edisi ke empat sekaligus edisi terakhir dari bukunya yang secara khusus memuat dasardasar hipotesisnya yang ditambah dengan berbagai bukti untuk mendukung hipotesisnya tersebut. TEORI TEKTONIK LEMPENG

Beberapa tahun setelah Wegener mengajukan teorinya, berbagai perkembangan teknologi yang sangat cepat menyebabkan mampunya dilakukan pemetaan lantai dasar samudera, serta ditemukannya data-data yang banyak tentang aktivitas seismik dan medan magnit bumi. Perkembangan ilmu dan teknologi yang sedemikian pesatnya, sehingga pada tahun 1968 muncullah teori baru yang diharapkan dapat lebih memuaskan daripada teori pengapungan benua dari Albert Wegener. Teori baru tersebut yang pada dasarnya adalah pengembangan dari teori pengapungan benua dinamakan teori tektonik lempeng.


Teori tektonik lempeng menyatakan bahwa bagian terluar dari bumi yaitu kerak bumi, disusun oleh segmensegmen yang padat yang disebut lempeng yang jumlahnya 20 segmen. Dari kesemuanya itu yang terbesar adalah lempeng Pasifik, yang menempati sebagian besar lautan kecuali pada sebagian kecil Amerika Utara yang meliputi Kalifornia bagian baratdaya dan Semenanjung Baja. Pada gambar 5 terlihat bahwa semua lempeng besar lainnya dapat berupa kerak benua (kontinen), maupun kerak samudera. Sedangkan lempeng-lempeng yang lebih kecil umumnya hanya sebagai kerak samudera. Contohnya lempeng Nazca yang terdapat di lepas pantai barat Amerika Selatan. Juga sebuah lempeng kecil dekat Turki yang letaknya pada lempeng kontinen walaupun tidak terlihat pada gambar karena kecilnya. Kerak bumi terletak di atas zona atau material yang sifatnya lebih lemah dan lebih panas, yang disebut astenosfer. Astenosfer merupkan bagian teruar dari mantel bumi. Dengan demikian lempeng-lempeng kerak bumi yang sifatnya lebih padat di dasari oleh material yang lebih plastis. Nampaknya ada hubungan antara ketebalan dari lempeng-lempeng kerak bumi dengan material penyusun lempeng tersebut. Lempenglempeng samudera mempunyai variasi ketebalan antara 80 sampai 100 kilometer. Sedangkan lempeng kontinen atau benua mempunyai ketebalan 100 kilometer atau lebih bahkan di beberapa tempat mempunyai ketebalan sampai 400 kilometer. Salah satu prinsip utama dari teori tektonik lempeng adalah bahwa setiap lempeng bergerak-gerak sebagai suatu unit segmen terhadap unit segmen lainnya. Jika sebuah lempeng bergerak, maka jarak antara dua tempat yang berada pada sebuah lempeng akan tetap sama. Sedangkan jarak dua tempat yang terletak pada dua lempeng yang berbeda akan berubah. Karena setiap lempeng bergerak sebagai suatu unit, maka banyak interaksi yang dapat terjadi antara satu lempeng dengan lempeng yang lainnya di sepanjang batas antara lempeng-lempeng tersebut. Berdasarkan hal inilah, maka sebagian besar aktivitas seismik, gunungapi, dan Budi Rochmanto Geologi Dinamik .99

pembentukan pegunungan terjadi di sepanjang batas-batas yang dinamis tersebut. BATAS-BATAS KERAKBUMI

ANTARA

LEMPENG-LEMPENG

Ada tiga macam batas antara lempeng-lempeng penjusun kerak bumi, yang masing-masing dibedakan dari jenis pergerakannya (Gambar 6), yaitu: 1. Batas-batas divergen, dimana lempeng-lempeng yag saling bersentuhan bergerak saling menjauh, yang menyebabkan naiknya material yang menyusun mantel bumi bagian paling atas (astenosfer) dan membentuk kerak yang baru. Batas semacam ini biasanya terbentuk antara kerak samudera dan kerak samudera. 2. Batas-batas yang konvergen, dimana lempenglempeng bersentuhan bergerak saling mendekati, yang menyebabkan salah satu lempeng akan masuk ke dalam mantel bumi dan berada di bawah lempeng yang lain. 3. Batas-batas patahan transform (transform fault ), dimana lempeng-lempeng yang saling bersentuhan bergerak saling bergesekan tanpa menyebabkan terjadinya kehancuran pada lempeng-lempeng yang bersangkutan.


Gambar 5. Peta yang menunjukkan tujuh lempeng utama dan beberapa lempeng yang kecil

Batas-batas divergen

Batas-batas lempeng yang saling menjauh (divergen) dapat ditemukan di daerah pematang tengah lantai dasar samudera (mi d oceani c ri dges ). Di daerah ini, pada saat ke dua lempeng bergerak saling menjauh dari sumbu pematang tersebut, maka celah yang terbentuk akan diisi dengan cepat oleh material yang naik dari lapisan astenosfer. Material ini perlahan-lahan akan menjadi dingin dan membentuk lantai dasar samudera yang baru. Mekanisme pembentukan lantai dasar samudera yang baru ini, seperti yang membentuk lantai dasar Samudera Atlantik sekitar 165 juta tahun yang lalu, disebut pemekaran lantai dasar samudera (sea floor spreading ). Tingkat pemekaran pada pematang samudera ini diperkirakan sekitar 2 sampai 10 centimeter per tahun, dan


rata-rata 6 centimeter per tahun. Karena batuan yang baru terbentuk jumlahnya sama di kedua sisi lempeng yang saling menjauh tersebut, maka tingkat pertumbuhan dari lantai dasar samudera adalah dua kali dari nilai tingkat pemekarannya. Jika pusat pemekaran terdapat atau terjadi pada lempeng kontinen, maka massa lempeng kontinen akan terpecah-pecah menjadi segmen-segmen yang lebih kecil. Fragmentasi lempeng kontinen ini disebabkan oleh adanya pergerakan ke atas dari magma yang panas yang berada di bawahnya. Akibat dari aktivitas ini adalah melengkungnya kerak kontinen ke atas di bagian yang diterobos oleh magma tersebut. Proses tersebut disertai dengan timbulnya retakanretakan di bagian tersebut seperti yang terlihat pada gambar 7A. Kemudian bagian kerak bumi yang terpecah-pecah tersebut akan tertarik secara lateral ke arah yang berlawanan. Selanjutnya bagian yang terpecah-pecah tersebut akan jatuh menggelincir ke bawah (gambar 7.B). Lembah patahan turun yang berskala besar yang disebabkan oleh proses tersebut selanjutnya disebut celah (rift ) atau lembah celah ( ri ft vall ey ). Lembah celah ini akan menjadi bertambah panjang dan dalam dan lama-kelamaan akan berhubungan dengan lautan. Kondisi ini akan membentuk laut yang memanjang dengan celah yang berhubungan dengan laut (gambar 7C). Zona pemekaran akan tetap merupakan tempat aktivitas magma dan terus membentuk lantai samudera yang baru dan memperluas cekungan samudera (gambar 7D).


Pematang tengah samudera dicirikan oleh morfologinya yang lebih menonjol dari daerah di sekitarnya, dan banyaknya gunungapi yangtumbuh pada kerak samudera yang baru. Pada penelitian yang dilakukan pada pematang tengah dasar Samudera Atlantik mendapatkan beberapa gunungapi dengan ketinggian antara 2500 meter sampai 3000 meter dari dasar samudera. Pematang ini memanjang dari Laut Artik ke selatan sampai batas selatan terjauh dari Afrika. Pada beberapa tempet, seperta di Islandia, pematang tengah samudera ini tumbuh di atas muaka air laut. Hal ini menunjukkan bahwa batas lempeng divergen di tempat tersebut terletek pada kedalaman kurang dari 2500 meter di bawah muka air laut.

Gambar 7.A-D Proses erkemban an emekaran an diawali ada kerak


A. Rift valley

B. Linear sea

C. mid oceanic ridges

D.

Batas-batas konvergen

Telah diketahui bahwa pada proses pemekaran kerak bui, akan terbentuk kerak baru. Sedangkan luas total permukaan bumi haruslah tetap konstan. Dengan demikian pada bagian lain dari bumi pastilah ada kerak bumi yang rusak atau hilang. Bagian tersebut adalah bagian dari pergerakan lempeng-lempeng yag saling mendekat atau konvergen. Jika dua lempeng bergerak saling mendekati, maka terjadilah tabrakan atau tumbukan antara ke dua lempeng tersebut. Akibat tumbukan tersebut menyebabkan bagian ujung dari salah satu lempeng akan bergerak ke bawah dari lempeng Budi Rochmanto Geologi Dinamik .104

yang lainnya. Bagian lempeng yang di bawah akan masuk ke dalam astenosfer, akibatnya bagian tersebut akan menjadi panas dan hilang sifat kekakuannya (rigiditasnya). Penyusupan ini bisa mencapai kedalaman sampai 700 kilometer tergantung pada besarnya sudut kemiringan bagian yang melengkung ke bawah sebelum bagian ini benar-benar berasimilasi dengan material astenosfer. Tumbukan yang terjadi, bisa terjadi antara dua lempeng atau kerak samudera, antara lempeng samudera dengan lempeng kontinen, atau antara dua lempeng kontinen (Gambar 8). Jika terjadi tumbukan antara lempeng kontinen dengan lempeng samudera, maka lempeng kontinen yang densitasnya lebih kecil akan berada di bagian atas. Sedangkan lempeng samudera yang mempunyai densitas lebih besar akan menyusup ke dalam astenosfer. Bagian dimana terjadi proses tersebut disebut zona subduksi (subduction zone ). Karena lempeng samudera menyusup ke bawah, maka lempeng ini akan melengkung dan membentuk palung laut dalam (trench ) yang berbatasan dengan zona subduksi. Palung laut yang terbentuk di daerah ini bisa mencapai panjang ribuan kilometer, sedang dalamnya antara 6 sampai 11 kilometer. Tumbukan Samudera

antara

lempeng

Kontinen

dan

lempeng

Sudut kemiringan lempeng samudera yang menyusup o ke dalam astenosfer umumnya sebesar 45 atau lebih. Lempeng samudera ini bersama-sama dengan material sedimen serta cairan-cairan yang dikandungnya akan larut dan bersatu dengan cairan penyusun astenosfer yang panas. Magma baru yang terbentuk dari proses ini densitasnya lebih kecil daripada densitas material di sekitarnya, yaitu densitas material penyusun astenosfer. Akibatnya jika jumlah magma baru ini sudah jenuh, maka magma baru ini akan naik secara perlahan. Sebagian besar magma yang naik ini akan sampai ke bagian atas dari kerak kontinen yang akan mendingin dan Budi Rochmanto Geologi Dinamik .105

mengkristal pada kedalaman beberapa kilometer. Sedangkan sisanya akan terus sampai ke permukaan bumi dan kadangkadang membentuk erupsi gununapi yang eksplosif. Pegunungan volkanik Andes merupakan pegunungan yang terbentuk oleh proses ini, dimana lempeng Nazca mengalami peleburan pada saat menunjam di bawah lempeng kontinen Amerika Selatan. Tingginya frekuensi gempa bumi di daerah Pegunungan Andes merupakan bukti dari proses ini. Pegunungan yang terbentuk akibat asosiasi aktivitas volkanik dan proses subduksi disebut busur volkanik (volcani c arc ). Tumbukan antara lempeng samudera dengan lempeng samudera.

Pada saat dua buah lempeng samudera saling bertumbukan, maka salah satu lempeng akan menunjam di bawah yang lainnya. Proses ini diikuti juga dengan terjadinya aktivitas gunungapi seperti pada proses tumbukan antara lempeng samudera dengan lempeng kontinen. Tetapi pada kasus ini aktivitas volkanik akan terjadi pada lantai dasar samudera, bukan di daerah lempeng kontinen. Jika aktivitas volkanik ini terjadi terus menerus, maka sebuah benua baru akan muncul dari laut dalam. Pada tahap awal dari proses ini benua baru yang terbentuk tersebut akan terdiri atas jajaran kepulauan volkanik yang kecil, yang disebut busur kepulauan (island arc ). Busur kepulauan ini umumnya terletak sekitar beberapa ratus kilometer palung laut dalam, dimana aktivitas penujaman terjadi. Tumbukan antara lempeng kontinen dengan lempeng kontinen.

Tumbukan antara lempeng kontinen dengan lempeng kontinen dspst dilihst pada gambar 6C. Contoh kasus semacam ini adalah tumbukan antara lempeng kontinen India yang membentur lempeng benua Asia dan membentuk Pegunungan Himalaya. Pegunungan ini merupakan Budi Rochmanto Geologi Dinamik .106

pegunungan yang terbesar dan terluas di dunia. Pada saat terjadi tumbukan seperti ini, maka lempeng kontinen akan tertekuk dan terpecah-pecah, serta umumnya akan menjadi lebih pendek. Batas-batas Patahan Transform

Tipe ke tiga dari batas-batas lempeng adalah patahan transform. Pada batas ini lempeng-lempeng yang saling bersentuhan akan bergesekan satu dengan lainnya tanpa menyebabkan terbentuknya lempeng atau kerak yang baru, seperti yang terjadi pemekaran lantai dasar samudera, dan juga tidak mengakibatkan rusaknya lempeng seperti yang terjadi pada batas yang konvergen.

Gambar 8. Pertemuan konvergen antara lempenglempeng penyusun kerak bumi.


Istilah patahan transform ini pertama kali diusulkan oleh J. Tuzo Wilson dari Universitas Toronto pada tahun 1065. Wilson mengatakan bahwa retakan yang besar ini bersama-sama dengan proses konvergen dan divergen merupakan suatu rangkaian proses yang terus menerus yang membagi-bagi kerak bumi menjadi beberapa lempeng yang padat dan terpisah-pisah. Hubungan antara proses-proses tersebut digambarkan dengan jelas pada gambar 9. Wilson menggunakan istilah yang khusus pada patahan ini yaitu patahan transform, karena pergerakan relatif dari lempeng-lempeng tersebut dapat berubah atau tertransformasi satu dengan lainnya. Seperti telah diperlihatkan atau dijelaskan sebelumnya pada contoh terdahulu, bahwa proses divergen yang terjadi pada pusat pemekaran lantai dasar samudera dapat berubah atau tertransformasi menjadi proses konvergen pada zona subduksi. Sebagian besar patahan transform terjadi pada kerak samudera, tetapi ada juga sedikit yang terjadi pada kerak kontinen, seperti pada patahan San Andreas di Kalifornia Amerika Serikat.

Gambar 9. Aktivitas patahan transform yang menyebabkan pergeseran antara lempeng-lempeng yag saling berbatasan Budi Rochmanto Geologi Dinamik .108

PENGUJIAN MODEL TEORI TEKTONIK LEMPENG

Beberapa bukti yang mendukung konsep pengapungan benua dan pemekaran lantai dasar samudera telah dijelaskan sbelumnya. Berikut ini akan diuraikan bukti bukti lainnya untuk lebih mendukung konsep tersebut. Pada umumnya bukti-bukti berikut ini beukanlah bukti-bukti dari data yang baru, tetapi merupakan hasil interpretasi baru dari data yang lama. Tektonik Lempeng dan Paleomagnetisme

Sebagian besar bukti atau data yang digunakan oleh para ahli geologi untuk menjelskan teori tektonik lempeng berasal dari hasil studi medan magnit bumi. Seperti yang telah diketahui sebelumnya bahwa medna magnit mempunyai dua kutub yaitu kutub utara dan kutub selatan. Teknikyang digunakanuntuk mempelajari medan magnit bumi purba didasarkan pada fakta bahwa setiap jenbis batuan mengandung mineral-mineral yang bersifat sebagai fosil kompas. Mineral-mineral semacam ini adalah mineralmineral yang kaya akan unsur besi seperti magnetit, yang banyak terdapat pada batuanhasil aliran lava yang bersifat basaltik. Jika mineral-mineral magnetit ini mengalami pemanasan sampai melewati temperatur tertentu yang disebut titik Curie, maka mineral-mineral tersebut akan kehilangan sifat kemagnitannya. Tetapi jika mineral-mineral yang kaya akan unsur besi ini mengalami pendinginan sampai di bawah o titik Curie (sekitar 580 C), maka mineral-mineral tersebut akan mempunyai sifat kemagnitan yang arahnya sejajar dengan medan magnit bumi. Satu kali mineral tersebut mengalami pembekuan, sifat kemagnitannya akan tetap berada pada posisi awal. Sifat kemagnitannya akan sama dengan jarum magnit pada kompas yang menunjuk ke arah kutub-kutub magnitnya. Jika batuan mengalami pergerakan atau deformasi, atau kutub-kutub magnitnya mengalami Budi Rochmanto Geologi Dinamik .109

perubahan posisi, sifat atau arah magnit dari batuan tersebut akan tetap searah dengan arah awal ketika batuan tersebut terbentuk. Dengan demikian batuan yang terbentuk ribuan atau bahkanjutaan tahun yang lalu, akan tetap memiliki arah kutub magnit yang sama dengan arah kutub magnit pada saat batuan tersebut terbentuk. Arah kutub magnit awal ini disebut fosil magnit atau paleomagnetik . Penyimpangan Kutub

Suatu studi yang dilakukan pada aliran lava di Eropa pada tahun 1950-an menghasilkan suatu penemuan baru yang sangat menarik. Pelurusan pola-pola kemagnitan dari mineralmineral besi yang terkandung di dalam aliran lava ini menunjukkan umur yang berbeda-beda pada beberapa tempat yang berlainan. Hasil pemetaan arah kutub utara magnit yang dihubungkan dengan waktu, menunjukkan bahwa sejak 500 juta tahun lalu posisi kutub utara magnit bumi secara bertahap mengalami perubahan atau penyimpangan dari posisi awalnya di bagian utara. Pada awalnya posisi kutub utara magnit bumi berada di Hawaii,kemudian berubah ke arah timur yaitu di Siberia, dan terakhir mengalami perubahan lagi hingga ke posisinya yang sekarang ini. Hal ini jelas membuktikan bahwa kutub-kutub magnit bumi telah mengalai migrasi sejalan dengan perjalanan waktu, atau dapat uga dikatakan bahwa benua atau daratan telah megalami perpindahan perlahanlahan karena pengapungan. Konsep ini disebut konsep penyimpangan kutub. Walaupun arah kutub magnit dapat mengalami perubahan, tetapi perubahannya tidak terlau jauh menyimpang dari arah kutub geografi. Sedangkan seperti yang telah diketahui bahwa kutub-kutub magnit bumi sifatnya tetap. Dengan demikian penjelasan yang paling bisa diterima untuk menjelaskan terjadinya penyimpangan atau perubahan kutub adalah konsep tektonik lempeng.


Penemuan bukti berikutnya yag dapat menjelaskan mengenai teori tektonik lempeng ditemukan beberapa tahun kemudian, yaitu dengan digambarkannya peta penyimpangan kutub untuk daerah Amerika Utara. Ternyata pola kurva penyimpangan kutub untuk daerah Amerika Utara sama dengan pola kurva untuk Eropa, hanya posisinya yang o terpisah sejauh 30 dari garis bujur. Dengan demikian dapat dijelaskan bahwa kedua daerah tersebut dulunya merupakan suatu kesatuan, tetapi kemudian mengalami pemisahan yang menyebabkan terbentuknya samudera Atlantik. Pembalikan sifat Kemagnitan Bumi.

Hasil penelitian para ahli geofisika juga menunjukkan bahwa medan magnit bumi pada suatu saat dapat mengalami pembalikan kutub,yaitu kutub utara magnit bumi dapat berpindah tempat ke kutub selatan dan atau sebaliknya, kutub selatan menjadi kutub utara dan seterusnya. Batuan yang membeku selama periode pembalikan kutub sedang berlangsung akan mempunyai arah medan magnit yang berlawanan arah dengan batuan yang terbentuk sekarang. Jika suatu batuan mempunyai arah medan magnit yang sama dengan medan magnit sekarang, maka disebut medan magnit yang berkutub normal, sedangkan jika sebaliknya disebut berkutub terbalik. Adanya hubungan yang penting antara pe,balikan sifat kemagnitan dengan hipotesis pemekaran lantai dasar samudera telah ditemukan oleh para ahli melalui data-data yang diperoleh dengan menggunakan sebuah alat yag sangat sensitif yang disebut magnetometer . Alat tersebut telah digunakan untuk melakukan penelitian di pantai barat Amerika Serikat. Dengan menggunakan alat tersebut, Fred Vine dan D.H. Matthews menemukan adanya bidang-bidang yang mempunyai intensitas kemagnitan yang tinggi dan rendah yag terdapat bersama-sama di lantai dasar samudera. Keduanya kemudian menyimpulkan bahwa daerah dengan intensitas kemagnitan yang tinggi merupakan kerak samudera Budi Rochmanto Geologi Dinamik .111

dengan paleomagnetik normal. Dengan demikian sifat kemagnitannya bernilai positif atau medan magnitnya tinggi. Sebaliknya daerah yang intensitas kemagnitannya rendah merupakan daerah kerak samudera dengan kutub magnit yang terbalik. Jadi mempunyai medan magnit yag rendah. Pertanyaan yang timbul adalah mengapa medan magnit yang normal dan terbalik bisa terdapat bersama-sama dalam keadaan sejajar pada satu tempat yang sama (lantai dasar samudera)? Untuk menjawab pertanyaan tersebut Vine dan Matthews memberikan argumentasinya bahwa di daerah pematang tengah samudera telah muncul magma baru yang berkomposisi basalt dan menyebabkan bertambah luasnya lantai dasar samudera. Magma yang baru ini akan mempunyai sifat kemagnitan tertentu yang tergantung pada medan magnit yang ada pada waktu itu. Karena batuan atau magma baru akan bertambah dengan jumlah yang sama pada ke dua sisi lempeng yang mengalami pemekaran, maka tentu saja akan terbentuk bidang-bidang yang mempunyai bentuk dan kutub magnit yan sejajar dengan ke dua sisi pematang samudera tersebut. Dalam hal ini, bidang-bidang yang kemagnitannya normal dan terbalik akan berada pada posisi yang berlawanan, yang satu merupakan pencerminan dari yang lainnya, dan pematang samudera merupakan bidang pencerminannya. Penjelasan tersebut merupakan bukti yang kuat dan masuk akal, yang sekaligus memperkuat eksistensi dari konsep pemekaran lantai dasar samudera. Tektonik Lempeng dan Gempabumi

Adanya hubungan antara tektonik lempeng dengan gempabumi telah digambarkan dengan jelas oleh tiga orang ahli seismologi dari Lamont-Doherty Observatory, yaitu B. Isaacks, J. Oliver dan L.R. Sykes. Ke tiga ahli seismologi tersebut membuat peta yang memuat distribusi pusat-pusat gempa di seluruh dunia. Pada peta tersebut terlihat bahwa Budi Rochmanto Geologi Dinamik .112

distribusi pusat-pusat gempabumi sangat berhubungan dengan lokasi-lokasi palung laut dalam. Sebagai contoh adalah distribusi pusat gempa di sekitar Jepang yang berbatasan dengan palung laut dalam di bagian timurnya. Di bagian tersebut pusat-pusat gempa dangkal berada atau berbatasan dengan palung laut, sedangkan pusat gempa menengah dan dalam terdistribusi di daerah kerak kontinen. Pola penyebaran yang serupa juga ditemukan di pantai barat Amerika Selatan. Pusat gempa yang dangkal akan terbentuk di bagian sisi luar palung, serta dapat juga terbentuk di bagian lempeng yang menekuk di zona subduksi. Pada saat lempeng yang tertekuk ini semakin dalam menunjam ke dalam astenosfer, maka pusat gempa akan menjadi semakin dalam juga. Karena gempabumi terjadi pada litosfer yang bersifat padat dan bukan di daerah astenosfer yang bersifat mobil (mudah bergerak), maka kenyataan ini dapat digunakan sebagai petunjuk untuk mengetahui sejauh mana suatu lempeng masuk ke dalam astenosfer. Sangat sedikit gempabumi yang terekam pada kedalaman lebih dari 700 kilometer. Hal ini disebabkan kemungkinan karena pada kedalaman tersebut, kerakbumi yang menunjam ke astenosfer telah berasimilasi dengan material penyusun mantel bumi. Teori tektonik lempeng juga dapat menjelaskan mengapa pusat gempa yang dalam selalu berada pada lokasi yang berbatasan dengan palung laut (zona subduksi), sedangkan gempa yang terjadi di sepanjang zona divergen dan patahan transform hanya merupakan pusat gempa yang dangkal. Mengingat gempabumi merupakan hasil pelepasan tegangan yang kuat, yang hanya dapat terjadi pada material yang kaku (rigid) seperti pada kerak bumi, dan karena zona subduksi merupakan satu-satunya daerah dimana terjadi tegangan yang kuat dari material yang kaku di daerah yang dalam, maka daerah ini merupakan tempat satu-satunya dimana gempabumi dengan pusat gempa yang dalam dapat terjadi. Sebenarnya tidak ditemukannya pusat gempabumi dalam di sepanjang zona divergen dan patahan transform juga


juga sudah dapat menjelaskan kebenaran teori tektonik lempeng. Bukti-bukti dari hasil pemboran di laut dalam

Sebagian data yang ditemukan untuk menjelaskan kebenaran teori tektonik lempeng diperoleh juga dari hasil pemboran yang dilakukan pada endapan sedimen laut dalam. Salah satu kegunaan dari proyek ini adalah untuk menentukan umur pembentukan lantai dasar samudera. Penentuan umur ini dilakukan dengan menghubungkan atau menyebamdingkannya dengan umur fosil yang dijumpai di dalam material sedimen yang terdapat pada lantai dasar samudera tersebut. Dari hasil penelitian ini disimpulkan bahwa umur dari cekungan samudera secara geologis termasuk berumur relatif muda. Hal ini disimpulkan setelah diketahui bahwa umur material sedimen tida ada yang lebih dari 180 juta tahun. Sebagai perbandingan, bila dilihat bahwa umur kerak benua dari hasil penanggalan radiometri adalah lebih dari 3,8 milyar tahun. Kegunaan lainnya ialah untuk menentukan keteblan sedimen laut dalam. Dari hasil pemboran diketahui bahwa di daerah puncak pematang tengah samudera hampir tidak ada atau tidak ditemukan material sedimen yang terendapkan. Sedangkan sedimen ini semakin banyak dan semakin tebal ke arah yang lebih jauh dari pematang tersebut. Hal ini dikarenakan puncak pematang tengah samudera umurnya lebih muda atau terbentuk paling akhir daripada daerah di sekitarnya. Penjelasan ini juga semakin memperkuat kebenaran dari teori tektonik lempeng. Bintik-Bintik Panas (Hot spots)

Bukti yang lain untuk menjelaskan teori tektonik lempeng diteukan setelah dilakukan pemetaan pegunungan pada lantai dasar samudera ( seamounts) di daerah pasifik. Di daerah ini ditemukan suatu rangkaian struktur gunungapi yang Budi Rochmanto Geologi Dinamik .114

memanjang mulai dari Kepulauan Hawaii terus ke Kepulauan Midway, dan berlanjut terus ke utara sampai di Palung Aleutian. Setelah dilakukan penanggalan potasium-argon pada 27 satuan batuan volkanik pada rangkaian peguungantersebut, ditemukan adanya penambahan umur yang bertambah sejalan dengan pertambahan jarak dari Hawaii. Gunung Suiko yang terletak dekat palung Aleutian berumur 65 juta tahun, Kepulauan Midway berumur 27 juta tahun, sedangkan Kepulauan Hawaii umurnya kurang dari 1 juta j uta tahun. Para peneliti berkesimpulan bahwa pada zona mantel bumi terdapat bintik-bintik bintik-bintik panas (hot spot) yang kemudian menyebabkan terpancarnya magma ke atas ke daerah lantai dasar samudera. Diperkirakan bahwa pada saat lempeng Pasifik bergerak di atas bintik panas ini, maka di daerah tersebut akan muncul atau tumbuh gunungapi yang baru. PANGAEA (SUPERKONINEN)

Robert Dietz dan John Holdentelah mencoba untuk merenkonstruksi kembali bagaimana keadaan yang sebenarnya dari proses migrasi besar-besaran yang pernah dialami oleh benua-benua selama lebih dari 500 uta tahun. Dengan mengekstrapolasikan kembali pergerakan lempenglempeng tektonik penyusun kerak bumi yang dihubungkan dengan perjalanan waktu, dan dibantu oleh data-data seperti orientasi struktur gunungapi, distribusi dan pergerakan patahan transform, transform, serta paleomagnetisme, paleomagnetisme, Dietz dan Holden telah berhasil merekonstruksi kembali super kontinen Pangaea. Dengan menggunakan data penanggalan radiometri, ke dua ahli tersebut juga dapat menentukan kapan Pangaea ini mulai terbentuk dan kapan mulai mengalami fragmentasi (terpecah-pecah). Kemudian berdasarkan data-data posisi relatif dari bintik-bintikpanas (hot spots), mereka dapat juga menemukan lokasi yang tepat dari setiap kontinen.


Sebelum Pangaea

Sebelum Pangaea terbentuk, kemungkinan benua benua yang ada sebelumnya sebelumnya telah mengalami mengalami berbagai periode fragmentasi fragmentasi yang sama dengan dengan yang telah kita ketahui ketahui sekarang ini. Kontinen-kontinen purba tersebut dulu telah bergerak saling saling menjauh menjauh satu dengan dengan lainnya, untuk untuk kemudian kemudian bertumbukan bertumbukan kembali kembali di tempat tempat yang berbeda. berbeda. Selama Selama periode antara 500 sampai 225 juta tahun lalu, fragmen-fragmen yang sebelumnya telah menyebar mulai menyatu kembali membentuk Pangaea. Bukti dari adanya tumbukan awal ini meliputi terbentuknya pegunungan Ural di Asia Baratlaut (Rusia) dan Pegunungan Appalachian di Amerika Utara. Terpecah-pecahnya Pangaea.

Pangaea mulai terpecah-pecah sekitar 200 juta tahun lalu. Gambar 8 menggambarkan proses fragmentasi ini yag diikuti oleh jalur-jalur pergerakan dari setiap benua. Seperti terlihat jelas pada gambar 8A, terdapat dua buah celah besar yang terjadi akibat fragmentasi ini. Celah besar antara Amerika Utara dan Afrika menyebabkan munculnya batuan beku basalt yang berumur Trias secara besar-besaran besar-besaran di sepanjang pantai Timur Amerika Serikat. Penanggalan radiometri pada batuan beku basalt ini menunjukkan bahwa celah tersebut terbentuk antara 200 sampai 165 juta tahun lalu. Waktu tersebut sekaligus dapat juga digunakan sebagai waktu terbentuknya Samudera Atlantik Utara. Celah yang terbentuk di bagian selatan Gondwana berbentuk huruf Y, yang menyebabkan berpindahnya lempeng India ke bagian utara dan sekaligus memisahkan Amerika Selatan-Afrika dari Australia dan Antartika. Gambar 8B menunjukkan posisi kontinen pada sekitar 135 juta tahun lalu pada waktu Afrika dan Amerika Selatan mulai memisahkan diri dari Atlantik Selatan. Pada saat itu India sudah berada separuh jalan menuju Asia, dan bagian selatan dari Atlantik Utara telah mulai melebar. Pada Kapur Budi Rochmanto Rochmanto Geologi Dinamik Dinamik .116

Akhir atau sekitar 55 juta tahun yang lalu, Madagaskar telah tersah dari Afrika, dan Atlantik Selatan telah berubah menjadi laut terbuka. t erbuka. Keadaan Kontinen-Kontinen di Masa Datang

Setelah melakukan rekonstruksi keadaan bumi sekitar 500 juta tahun lalu, Dietz dan Holden kemudian mencoba untuk memprediksi keadaan bumi di masa yang akan datang. Gambar 9 menunjukkan hasil dari prediksi yang dilakukan oleh ke dua ahli tersebut bagaimana keadaan bumi sekitar 50 tahun yang akan datang. Perubahan penting terjadi pada lempeng benua Afrika, dimana sebuah lautan baru akan terbentuk akibat terpisahnya Afrika bagian Timur dari benua utama Afrika. Di Amerika Utara terlihat bahwa semenanjung Baja dan bagian selatan Kalifornia yang terletak di sebelah barat Sesar San Andreas, telah tergeser melewati lempeng Amerika Utara tersebut. Jika pergerakan ke arah utara ini betul-betul terjadi sesuai seperti yang diperkirakan, maka Los Angeles dan San Fransisco akan saling melewati satu terhadap lainnya.


Gambar 8. Beberapa kenampakan terpecahnya Pangaea pada periode sekitar lebihdari 200juta tahun


Gambar 9. Kenampakan permukaan bumi sekitar 50 tahun yang akan datang.


MEKANISME PERGERAKAN KONTINEN

Distribusi panas yang tidak merata yang terdapat di dalam bumi telah disepakati oleh para ahli sebagai penyebab utama terjadinya pergerakan lempeng-lempeng tektonik penyusun kerak bumi. Distribusi panas yang tidak merata inilah yang menyebabkan terjadinya arus konveksi yang besar di dalam mantel bumi (Gambar 10). Material yang panas dan densitasnya lebih kecil yang berasal dari mantel bumi bagian bawah, secara perlahan-lahan akan bergerak naik ke atas mendekati kerak bumi di daerah pematang tengah samudera. Pada saat material ini menyebar secara lateral, temperaturnya akan turun dan densitasnya akan bertambah besar. Setelah itu material tersebut akan turun kembali ke dalam mantel bumi dan tempeaturnya meningkat kembali. Dalam proses ini batuan yang sudah terbentuk tidak perlu untuk mencair lebih dahulu agar dapat terbawa oleh aliran material mantel bumi. Analogi proses ini dapat dilihat pada logam padat yang dimasukkan ke dalam cairan yang panas, dimana logam-logam tersebut dapat berada dalam cairan panas. Hasil pengukuran yang pernah dilakukan menunjukkan bahwa di daerah pematang tengah samudera tingkat aliran panasnya lebih tinggi dibandingkan pada daerah-daerah lainnya. Hal ini juga meunjukkan bahwa arus Budi Rochmanto Geologi Dinamik .120

konveksi tidak hanya satu macam saja, tetapi ada beberapa macam. Sayangnya macam-macam atau jenis-jenis arus konveksi ini belum diketahui dengan jelas. Beberapa pertanyaan masih tetap muncul dari hal tersebut. Ada berapa banyakkah arus konveksi ini? Pada kedalaman berapakah sebenarnya arus konveksi tersebut berada? Bagaimanakah struktur yang sebenarnya dari arus konveksi tersebut? Telah diketahui bahwa lempeng samudera yang dingin mempunyai densitas yang lebih besar daripada astenosfer yang berada di bawahnya. Dengan demikian pada saat lempeng samudera tersebut tertunjam ke bawah karena sifatnya yang berat, maka bagian belakang kerak bumi tersebut akan tertarik. Hipotesis ini sama dengan model yang beranggapan bahwa karena tingginya tempat atau posisi dari pematang tengah samudera dapat menyebabkan kerak bumi tergelincir ke bawah akibat pengaruh gravitasi. Model tekantarik inilah yang dengan sendirinya merupakan tipe dari arus konveksi. Pada sisi lain, material penyusun astenosfer akan bergerak naik dan mengisi celah yang terbuka akibat proses pemekaran tersebut. Versi lain dari model arus konveksi ini menjelaskan bahwa arus konveksi tersebut berhubungan erat dengan bintik panas (hot spot ) yang terjadi di dalam mantel bumi. Bintik bintik panas tersebut diperkirakan berasal dari daerah perbatasan antara mantel bumi dan inti bumi. Setelah bintik bintik panas ini bergerak naik dan mencapai litosfer, maka bintik-bintik panas tersbut akan tersebar secara lateral dan membawa serta lempeng-lempeng kerak bumi menjauh dari pusat tempat naiknya bintik-bintik panas tersebut.


Buku Geologi Dinamik

Recommend Documents