BAB I

PENDAHULUAN

1.1 Latar BelakangBumi tempat kita tinggal saat ini merupakan salah satu anggota tata surya

dengan matahari sebagai pusatnya. Jarak bumi dengan matahari sekitar 150 juta

km. Bumi berbentuk bulat pepat dengan jari-jari ± 6.370 km. Bumi merupakan

planet dengan urutan ketiga dari delapan planet yang dekat dengan matahari.Bumi

diperkirakan telah terbentuk sekitar 4,6 milyar tahun yang lalu, dan merupakan

satu-satunya planet yang dapat dihuni oleh berbagai jenis mahluk hidup.

Permukaan bumi terdiri dari daratan dan lautan.

Sebagai planet yang memiliki kehidupan di dalamnya, bumi terdiri atas

beberapa struktur yang memungkinkan untuk dijadikan tempat tinggal. Di antara

macam-macam struktur bumi di antaranya adalah terdiri dari banyak jenis

material seperti berbagai jenis batuan, tanah, serta air yang kesemuanya

membentuk planet bumi yang sekarang ini kita diami.

Pada makalah ini penyusun menjelaskan struktur penyusun lapisan bumi

dan bagaiman pendekatan ilmiah untuk mengetahui struktur lapisan bumi tersebut.

1.2 Rumusan MasalahAdapun rumusan masalah dalam penulisan ini adalah sebagai berikut:1. Menjelaskan struktur seismic dari mantel.2. Menjelaskan komposisi Mantel.3. Membahas mengenai struktur penyusun lapisan bumi.4. Menjelaskan mengenai Rheology Mantel dan Kerak.5. Menjelaskan Lithosfer dan Asthonosfer

1.3 Tujuan Tujuan dalam pembuatan makalah ini adalah sebagai berikut:1. Mengetahui struktur seismic dari Mantel.2. Dapat menjelaskan komposisi Mantel.3. Dapat menjelaskan struktur penyusun lapisan bumi.4. Mengetahui Lithosfer dan Asthonosfer

1

1.4 Metode PenulisanAdapun metode penulisan makalah ini adalah observasi

2

BAB II

PEMBAHASAN

2.1. Seismologi Gempa Bumi

2.1.1. Pengantar

Gelombang merupakan gejala usikan dari keadaan setimbang yang dapat

merambat dalan ruang. ketika ditinjau dari mekanisme perambatannya,

gelombang sendiri dapat dibedakan menjadi dua bagian yaitu gelombang mekanik

dan gelombang elektromganetik. Jika ditinjau dari arah rambatnya, gelombang

dapat dibedakan menjadi dua jenis yaitu gelombang tranversal dan gelombang

longitudinal.

2.1.2. Deskriptor Gempa Bumi

Setiap tahun terjadi gempa bumi di bagian-bagian dunia yang berbeda.

Setiap gempa bumi itu mengeluarkan energi dalam jumlah yang sangat besar.

Energi ini mengalir dari sumber gempa dalam bentuk gelombang yang melalui

semua bagian bumi, termasuk bagian yang palingdalam. Apabila gelombang

muncul di permukaan, gerakannya dicatat oleh susatu alat yang disebut

seismograf. Alat ini diletakkan pada ribuan observatorium (stasiun pencatat) yang

tersebar di seluruh dunia. Seismogram merupakan visualisasi gerakan-gerakan

tanah akibat gempa bumi yang dicatat oleh jarum seismograf.

Seismogram dapat dibandingkan dengan foto sinar-X dari tubuh manusia.

Struktur bagian dalam tubuh manusia mempengaruhi intensitas sinar-X, ketika

sinar-sinar itu lewat diantara sumbernya dan film fotografig. Untuk struktur

bagian dalam bumi akan mempengaruhi gelombang gempa bumi yang mengalir

diantara sumber gempa dan seismograf. Dalam hal ini jauh lebih sukar

menafsirkan seismogram daripada foto Sinar-X. Foto Sinar-X memperlihatkan

suatu persamaan dengan tubuh manusia, sedangkan seismogram hanya

memperlihatkan ploa rumit dari garis-garis yang bergelombang. Untuk

menafsirkan garis-garis ini, seorang ahli seismologi memerlukan bantuan ilmu

matematika dan fisika (Bullen, K.E. Ilmu Pengatahuan Populer)

3

Apabila sebuah gempa, mulai dari yang lemah sampai dengan yang kuat

dimasukkan dalam hitungan, maka terjadilah kira-kira sejuta gempa setiap tahun.

Hal ini sangat menarik untuk diungkap dan dikaji lebih jauh sehingga dapat

dikembangkan maupun di manfaat kan untuk tujuan-tujuan yang kosntruktif.

2.1.3. Gelombang Seismik.

Gelombang termasuk bagian dari fenomena yang ada di alam. Gelombang

timbul karena adanya perambatan dari usikan atau energi dari suatu sumber ke

titik-titik yang lain. Misalnya gelombang yang ditimbulkan karena adanya gempa

bumi. Gempa bumi merupakan getaran atau guncangan yang terjadi di permukaan

bumi akibat pelepasan energi di dalam bumi secara tiba-tiba yang ditandai dengan

patahnya lapisan batuan pada kerak bumi.

Gempa bumi terjadi pada retakan dalam kerak bumi yang disebut patahan.

Patahan terbentuk karena batuan rapuh dan pecah yang disebabkan oleh tekanan

besar yang mendesaknya. Patahan tersebut akan bergerak secara perlahan-lahan

pada lempeng bumi. Sehingga dapat menyebabkan tekana pada daerah kerak

bumi.

Gempa bumi terjadi ketika tekanan telah semakin meningkat di daerah

batuan sampai pada tingkat tertentu, sehingga terjadi pergerakan mendadak.

Pergerakan mendadak ini dapat menciptakan patahan baru ketika batuan pecah

pada titik terlemah, atau pergerakan menyebabkan batuan tergelincir di sepanjang

patahan yang ada. Pada saat gempa bumi terjadi, sejumlah besar energi dilepaskan

bersamaan dengan dilepasnya tekanan. Energi yang dipancarkan dari sumber

gempa akan menjalar kesegala arah dalam bentuk gelombang, sehingga efeknya

dapat dirasakan sampai ke permukaan bumi.

Apabila terjadi suatu gempa bumi yang cukup kuat, maka

gelombanggelombang elastik dipancarkan dari pusat gempa bumi ke semua arah.

Gelombang yang terpancarkan dari pusat gempa akan terekam oleh alat yang

dinamakan seismometer. Seismometer merupakan alat yang dirancang untuk

merekam atau mencatat gerakan tanah dalam arah tertentu baik dalam arah

vertikal maupun horizontal. Dalam kamus lengkap fisika (Oxford,1990:39)

4

“Seismograf didefinisikan sebagai alat pencatat getaran bumi yang diakibatkan

pengaruh gempa, kemudian Seismogram merupakan grafik getaran yang direkam

oleh sesimograf”.

Konsep Gelombang Seismik

Gelombang seismik adalah gelombang yang merambat baik di dalam

maupun diluar permukaan bumi yang berasal dari sumber seismik. Dari sumber

sesmik ini akan muncul getaran pada kerak bumi yang diakibatkan adanya

gangguan pada salah satu lapisan bumi. Getaran yang mencapai permukaan bumi

pada umumnya menyebabkan pergerakan ke berbagai arah, pergerakan tersebut

dikenal dengan gempa bumi. Gelombang seismik akan mengalami osislasi

partikel terhadap medium yang di lewatinya, Osilasi partikel medium terjadi

akibat interaksi antara gaya gangguan malawan gaya-gaya elastik. Dari interaksi

ini muncul gelombang longitudinal, gelombang transversal dan kombinasi

diantara keduanya. (Afnimar, 2009:7)

Gerakan batuan yang tiba-tiba di sepanjang celah pada sesar bumi

menimbulkan getaran yang mentransmisikan energi dalam bentuk gelombang

bodi (body wave). Sedangkan gelombang yang merambat dari episenter ke

sepanjang permukaan bumi disebut gelombang permukaan (surface wave).

Berdasarkan tempat menjalarnya, gelombang seismik dapat dibedakan

menjadi dua bagian, yaitu gelombang bodi (body wave) dan gelombang

permukaan (surface wave). Gelombang bodi ini terdiri dari dua tipe yaitu

gelombang primer (P) dan gelombang sekunder (S). gelombang primer (P) adalah

gelombang longitudinal yang arah pergerakkan partikelnya searah dengan arah

rambat gelombang. Kemudian gelombang sekunder (S) adalah gelombang yang

arah pergerakkan partikelnya tegak lurus dengan arah rambat gelombang.

Gelombang primer dan sekunder akan merambat meninggalkan sumber

gempa pada saat yang bersamaan, tetapi gelombang primer akan mencapai

seismometer terlebih dahulu dibandingkan dengan gelombang sekunder, karena

kecepatan perambatan gelombang primer lebih cepat.

5

Gambar Rekaman Gelombang Primer Dan Sekunder Pada Seismometer

Beda waktu antara kedatangan gelombang P pertama dan gelombang S

pertama ini dikenal sebagai panjang waktu getaran pendahuluan atau waktu SP.

Beda waktu ini merupakan petunjuk yang penting untuk mengetahui lokasi

sumber gempa. Waktu SP dapat mencapai orde sekon ataupun menit bergantung

pada jarak sumber gempa ke stasiun pencatat. Akan tetapi, waktu SP selalu dapat

mengungkap jarak stasiun pencatat ke episentruum, yaitu suatu titik yang terletak

di permukaan Bumi tepat di atas sumber gempa (hiposentrum).

Gelombang permukaan menjalar/merambat dari episenter amplitudonya

melemah bila semakin masuk ke dalam mediumgelombang permukaan yaitu

gelombang Rayleigh, gelombang Love, gelombang tabung. Gelombang Rayleigh

adalah gelombang yang merambat pada batas permukaan saja dan hanya dapat

merambat pada media padat serta arah getarannya berlawanan arah dengan arah

perambatannya. Gelombang Love adalah gelombang yang hanya merambat pada

batas lapisan saja dan bergerak pada bidang yang horizontal saja. Gelombang

tabung merupakan gerak/aliran fluida di sepanjang sumur pengeboran

.

Gambar 1. Gelombang Sekunder

6

Gelombang Body

a. Gelombang Primer (P)

Gelombang primer atau gelombang longitudinal akan tercatat pertama kali

pada seismograf. Gelombang ini memiliki arah getaran ke depan dan ke belakang

sehingga materi yang dilewati sebagai mediumnya mengalami tekanan dan

peregangan seperti sprial. Oleh karena itu, sering disebut sebagai Push-Pull Wave

atau Compressional Wave.

Gelombang primer terjadi karena adanya rambatan dari hiposentrum yang

bergerak melewati lapisan litosfer secara menyebar ke berbagai arah. Gelombang

primer dapat merambat melalui medium padat, cair dan gas. Dengan arah

rambatan ke depan, maka gelombang primer ini memiliki kecepatan yang

tergolong tinggi, kecepatannya antara 7-14 km per detik dan mempunyai periode

antara 5-7 detik.

Gambar 2 Gelombang Primer (P-wave)

Gelombang primer akan merambat dengan mudah pada medium padat

maupun medium cair. Pada umumnya, semakin padat suatu batuan, semakin cepat

perambatan gelombang P. Hal ini menunjukkan bahwa adanya perbedaan

kecepatan antar bidang batas. Ketika semakin padat medium yang dilaluinya,

7

maka semakin kecil simpangan yang terjadi pada gelombang, dan semakin

renggang medium yang dilaluinya akan semakin besar simpangannya.

Gambar 3. Rambatan Gelombang Primer (P) danSekunder (S) Pada Interior Bumi

Pada gambar 3 sebagaimana dinyatakan oleh Noor Djauhari (2009) bahwa,

“Rambatan gelombang primer di dalam interior bumi yang berasal dari suatu

sumber gempa. Sifat dari rambat gelombang seismik di dalam bumi diperlihatkan

oleh gelombang primer yang merambat baik pada Inti bagian luar maupun inti

bagian dalam”. Berdasarkan sifat rambat gelombang primer tersebut, maka

gelombang primer itu dapat merambat pada inti bumi bagian luar yang berfasa

cair dan Inti bumi bagian dalam berupa padatan.

8

Gambar 4. Rambatan Gelombang P dan S Pada Lapisan Bumi

Pada gambar 4 menurut Noor Djauhari (2009) bahwa “kecepatan rambat

gelombang primer dan gelombang sekunder kearah interior bumi. Gelombang P

tetap menjalar pada bagian luar Inti Bumi yang berfasa cair, namun terjadi

perubahan kecepatan rambat gelombang primer dari bagian Mantel Bumi ke arah

Inti Bumi bagian luar menjadi lambat”. Dari gambar tersebut antara Kulit Bumi

dengan Mantel Luar dibatasi oleh suatu material yang berfase semi-plastis yang

saat ini dikenal sebagai tempat di mana kerak bumi yang saling bergerak. Dengan

demikian bahwa, gelombang primer dapat merambat pada interior bumi baik yang

berfasa padat maupun berfasa cair.

b. Gelombang Sekunder (S)

Gelombang transversal atau gelombang sekunder adalah gelombang

gempa yang bersama-sama dengan gelombang primer dirambatkan dari

hiposentrum ke segala arah dalam lapisan litosfer. Gelombang sekunder memiliki

arah getar tegak lurus terhadap arah rambatnya, gelombang sekunder ini

merambat di sela-sela bebatuan dengan kecepatan antara 4-7 km/detik dan

mempunyai periode 11-13 detik. Gelombang sekunder hanya dapat merambat

9

melalui medium padat. Ketika melewati medium cair atau udara gelombangnya

akan teredam sehingga tidak tercatat oleh seismograf.

Gambar 5 Gelombang Sekunder (S-wave)

Sebagaimana yang diperlihatkan pada Pada gambar 3 bahwa untuk sifat

rambatan dari gelombang gempa di dalam bumi berupa gelombang sekunder tidak

merambat pada Inti Bumi bagian luar. Jadi untuk gelombang sekunder hanya

merambat pada bagian mantel dari interior bumi. Kemudian untuk kecepatan

rambat gelombang sekunder yang diperlihatkan pada gambar 4 menunjukkan

bahwa gelombang sekunder tidak menjalar pada bagian Inti Bumi bagian luar

yang berfasa cair (liquid).

Gambar 6. Gelombang Sekunder S dan P menunjukkan struktur internal Bumi

10

2.2. Kecepatan Struktur Bumi

Model struktur kecepatan gelombang gempa yang biasa dipergunakan dalam studi

seismologi adalah model Jeffrey-Bullen dan Herrin. Kedua model ini adalah

model 1-dimensi struktur kecepatan gelombang gempa yang dihasilkan dari

pengamatan sejumlah gempa yang terjadi di seluruh dunia. Gambar 3

menunjukkan kedua model struktur kecepatan untuk gelombang P pada bagian

mantel atas yang terletak pada kedalaman dari 0 sampai 700 km. Kedua model

tersebut disusun dengan asumsi bahwa interior bumi diseluruh bagian mempunyai

karakteristik yang sama atau homogen. Sedangkan besarnya kecepatan gelombang

gempa diasumsikan hanya merupakan fungsi dari kedalaman.

Gambar.7. Model Struktur Kecepatan. Dua model idel struktur kecepatan gelombang P untuk

mantel bagian atas berdasarkan Jeffrey-Bullen (1956) dan Herin (1968). Model-model tersebut

dibuat dengan asumsi bumi ideal dan berlaku secara global.

Pemakaian model struktur kecepatan Jeffrey-Bullen dan Herrin dalam perhitungan

parameter hiposenter untuk gempa-gempa lokal dapat menimbulkan kesalahan

pada hasil parameter yang ditentukan. Kesalahan ini disebabkan karena struktur

kecepatan gelombang gempa di tiap tempat pada kenyataannya berbeda dengan

11

model Jeffrey-Bullen dan Herrin yang berlaku umum. Dengan kata lain struktur

interior bumi ditiap tempat berbeda-beda. Dengan demikian tingkat ketelitian

penentuan parameter hiposenter untuk gempa-gempa lokal di suatu daerah dapat

ditingkatkan kalau kita dapat membuat model struktur kecepatan gelombang

gempa yang lebih sesuai untuk daerah tersebut.

Model struktur kecepatan gelombang gempa dapat ditentukan dengan

memanfaatkan seperangkat data pengamatan gempa yang meliputi data waktu tiba

(arrival time) atau waktu tempuh (travel time) gelombang gempa yang terekam

pada seismogram. Penentuan model struktur kecepatan gelombang gempa

semacam ini dikenal sebagai metoda inversi. Salah satu metoda yang paling

populer dalam metoda inversi ini adalah metoda inversi kuadrat terkecil (least

squares) yang dikembangkan oleh Crosson. Metoda inversi ini telah dimodifikasi

dan diterapkan secara baik di Jepang oleh beberapa peneliti. Pada metoda ini

parameter hiposenter dan parameter kecepatan gelombang gempa untuk bumi

berlapis-lapis diestimasi secara simultan dengan memanfaatkan data waktu

tempuh gelombang gempa dari gempa-gempa lokal.

2.3. Komposisi Bumi

Gambar 8. Struktur internal Bumi

12

Berdasarkan gelombang seismic struktur internal bumi dapat dibedakan

menjadi tiga komponen utama, yaitu inti (core), mantel (mantle) dan kerak (crust).

Gambar 9. Lapisan internal Bumi

Inti bumi (core)

Dipusat bumi terdapat inti yang berkedalaman 2900-6371 km. Terbagi menjadi

dua macam yaitu inti luar dan inti dalam. Inti luar berupa zat cair yang memiliki

kedalaman 2900-5100 km dan inti dalam berupa zat padat yang berkedalaman

5100-6371 km. Inti luar dan inti dalam dipisahkan oleh Lehman Discontinuity.

Dari data Geofisika material inti bumi memiliki berat jenis yang sama dengan

berat jenis meteorit logam yang terdiri dari besi dan nikel. Atas dasar ini para ahli

percaya bahwa inti bumi tersusun oleh senyawa besi dan nikel.

Mantel bumi (mantle)

Inti bumi dibungkus oleh mantel yang berkomposisi kaya magnesium. Inti dan

mantel dibatasi oleh Gutenberg Discontinuity. Mantel bumi terbagi menjadi dua

13

yaitu mantel atas yang bersifat plastis sampai semiplastis memiliki kedalaman

sampai 400 km. Mantel bawah bersifat padat dan memiliki kedalaman sampai

2900 km.

Mantel atas bagian atas yang mengalasi kerak bersifat padat dan bersama dengan

kerak membentuk satu kesatuan yang dinamakan litosfer. Mantel atas bagian

bawah yang bersifat plastis atau semiplastis disebut sebagi asthenosfer.

Kerak bumi (crust)

Kerak bumi merupakan bagian terluar lapisan bumi dan memiliki ketebalan 5-80

km. kerak dengan mantel dibatasi oleh Mohorovivic Discontinuity. Kerak bumi

dominan tersusun oleh feldsfar dan mineral silikat lainnya. Kerak bumi dibedakan

menjadi dua jenis yaitu :

Kerak samudra, tersusun oleh mineral yang kaya akan Si, Fe, Mg yang disebut

sima. Ketebalan kerak samudra berkisar antara 5-15 km (Condie, 1982)dengan

berat jenis rata-rata 3 gm/cc. Kerak samudra biasanya disebut lapisan basaltis

karena batuan penyusunnya terutama berkomposisi basalt.

Kerak benua, tersusun oleh mineral yang kaya akan Si dan Al, oleh karenanya di

sebut sial. Ketebalan kerak benua berkisar antara 30-80 km (Condie !982) rata-

rata 35 km dengan berat jenis rata-rata sekitar 2,85 gm/cc. kerak benua biasanya

disebut sebagai lapisan granitis karena batuan penyusunya terutama terdiri dari

batuan yang berkomposisi granit.

Disamping perbedaan ketebalan dan berat jenis, umur kerak benua biasanya lebih

tua dari kerak samudra. Batuan kerak benua yang diketahui sekitar 200 juta tahun

atau Jura. Umur ini sangat muda bila dibandingkan dengan kerak benua yang

tertua yaitu sekitar 3800 juta tahun.

14

2.4. Kerak Bumi

Kerak Bumi adalah lapisan terluar bumi yang terbagi menjadi dua

kategori, yaitu kerak samudra dan kerak benua. Kerak samudra mempunyai

ketebalan sekitar 5-10 km sedangkan kerak benua mempunyai ketebalan sekitar

20-70 km. Penyusun kerak samudra yang utama adalah batuan basalt, sedangkan

batuan penyusun kerak benua yang utama adalah granit, yang tidak sepadat batuan

basalt.

Kerak bumi dibedakan menjadi dua jenis yaitu :

Kerak samudra, tersusun oleh mineral yang kaya akan Si, Fe, Mg yang disebut

sima. Ketebalan kerak samudra berkisar antara 5-15 km (Condie, 1982)dengan

berat jenis rata-rata 3 gm/cc. Kerak samudra biasanya disebut lapisan basaltis

karena batuan penyusunnya terutama berkomposisi basalt.

Kerak benua, tersusun oleh mineral yang kaya akan Si dan Al, oleh karenanya

di sebut sial. Ketebalan kerak benua berkisar antara 30-80 km (Condie !982)

rata-rata 35 km dengan berat jenis rata-rata sekitar 2,85 gm/cc. kerak benua

biasanya disebut sebagai lapisan granitis karena batuan penyusunya terutama

terdiri dari batuan yang berkomposisi granit

Kerak Bumi dan sebagian mantel bumi membentuk lapisan litosfer dengan

ketebalan total kurang lebih 80 km.Temperatur kerak meningkat seiring

kedalamannya. Pada batas terbawahnya temperatur kerak menyentuh angka 200-

400oC. Kerak dan bagian mantel yang relatif padat membentuk lapisan litosfer.

Karena konveksi pada mantel bagian atas dan astenosfer, litosfer dipecah menjadi

lempeng tektonik yang bergerak. Temperatur meningkat 30oC setiap km, namun

gradien panas bumi akan semakin rendah pada lapisan kerak yang lebih dalam.

Unsur-unsur kimia utama pembentuk kerak bumi adalah: Oksigen (O) (46,6%),

Silikon (Si) (27,7%), Aluminium (Al) (8,1%), Besi (Fe) (5,0%), Kalsium (Ca)

(3,6%), Natrium (Na) (2,8%), Kalium (K) (2,6%), Magnesium (Mg) (2,1%).

15

Para ahli dapat merekonstruksi lapisan-lapisan yang ada di bawah

permukaan bumi berdasarkan analisis yang dilakukan terhadap seismogram yang

direkam oleh stasiun pencatat gempa yang ada di seluruh dunia.

Kerak bumi purba sangat tipis, dan mungkin mengalami proses daur ulang

oleh lempengan tektonik yang jauh lebih aktif dari saat ini dan dihancurkan

beberapa kali oleh tabrakan asteroid, yang dulu sangat umum terjadi pada masa

awal terbentuknya tata surya. Usia tertua dari kerak samudra saat ini adalah 200

juta, namun kerak benua memiliki lapisan yang jauh lebih tua. Lapisan kerak

benua tertua yang diketahui saat ini adalah berusia 3,7 hingga 4,28 miliar tahun

dan ditemukan di Narryer Gneiss Terrane di Barat Australia dan di Acasta Gneiss,

Kanada.

Pembentukan kerak benua dihubungkan dengan periode orogeny intensif.

Periode ini berhubungan dengan pembentukan super benua seperti Rodinia,

Pangaea, dan Gondwana.

Kerak benua, contohnya kerak benua Eropa dan Asia (disebut Eurasia),

kerak benua Afrika, kerak benua Amerika Utara, kerak benua Amerika Selatan.

Kerak samudera, contohnya kerak samudera Hindia, kerak samudera Pasifik,

kerak samudera Atlantik.

Kerak benua disebut juga sebagai lempeng benua, sedangkan kerak

samudera disebut pula lempeng samudera. Lempeng samudera tertekan oleh

magma yang ada di bawahnya, sehingga ada bagian membubung (naik). Bagian

tersebut dinamakan pematang tengah samudera. Tekanan terus menerus berakibat

lempeng samudera tertekan dan bergerak menuju ke lempeng benua. Rata-rata

pergerakannya sekitar 10 cm/tahun. Akibatnya lempeng samudera bertumbukan

dengan lempeng benua. Akibat tumbukan tersebut ada bagian-bagian yang

terangkat menjadi pegunungan.

Wilayah-wilayah dunia yang merupakan pertemuan lempeng ditandai

dengan banyaknya deretan pegunungan. Perbukitan kapur adalah contoh

permukan bumi yang terangkat. Pada mulanya perbukitan kapur berasal dari dasar

laut. Oleh karena ada tekanan dari dalam bumi, maka dasar laut terangkat hingga

16

di atas permukaan laut. Adanya proses erosi dasar laut yang terangkat tersebut

kemudian menjadi perbukitan.

2.5. Ophiolite

Ophiolite merupakan formasi geologi di kerak benua yang terdiri atas material-

material kerak samudera akibat proses obduksi.

2.6. Metamorfisme Kerak Samudera

Metamorfisme adalah proses reaksi rekristalisasi di dalam kerak bumi

pada kedalaman antara (3-20 km) yang pada keseluruhannya atau sebagian besar

terjadi dalam keadaan padat, yakni tanpa melalui fase cair sehingga terbentuk

struktur dan mineral yang baru, akibat dari pengaruh temperatur (T) dan dari

tekanan (P) yang tinggi. Sedangkan menurut H.G.F. Winkler (1976) proses

metamorfosa adalah suatu proses yang mengubah mineral pada suatu batuan

dalam fase padat karena suatu pengaruh atau response terhadap kondisi fisika dan

juga kimia di dalam kerak bumi, dimana pada kondisi fisika, dan kimia tersebut

berbeda dengan kondisi yang sebelumnya. Proses-proses tersebut tidak termasuk

pelapukan (H.M. Munir, 1995).

a. Metamorfosa Kontak / termal / suhu

Metamorfosa kontak, merupakan tipe metamorfosa (baca: perubahan)

yang terjadi sebagai akibat terjadinya kontak antara magma (sebagai intrusi)

terhadap batuan yang ada disekitarnya, baik itu batuan sedimen maupun batuan

beku. Perubahan yang terjadi diakibatkan intensitas panas yang dikeluarkan oleh

magma. Jenis metamorfosis ini terbatas pada zona sekitar intrusi yang dikenal

dengan disebut aureole malihan atau malihan kontak. Di luar zona ini, batuan

tidak terpengaruh oleh peristiwa kontak tersebut. Sebagai contoh, misalnya serpih

menjadi batu tulis (sabak), phyllite, atau sekis, ketika mineral diselaraskan oleh

tekanan. Tapi oleh peristiwa metamorfosis kontak ini, serpih “dipanggang” oleh

intrusi dan berubah menjadi hornsfel, jika butirannya halus atau terubahkan

menjadi granofel, jika butirannya menengah atau kasar.

17

b. Metamorfosa dinamik

Peristiwa ini terjadi apabila batuan mengalami perubahan akibat tekanan tinggi.

Jenismetamorfosa ini biasanya timbul pada bidang – bidang sesar / patahan.

Sebagai hasil dari peristiwa ini, batuan akan hancur , dan pada bagian tersebut

pula akan muncul mineral – mineral yang terubahkan.

Contoh hasil metamorfosa dinamik adalah: Melange (batuan campur aduk)

3. Metamorfosa Regional

Jenis metamorfosa ini adalah metamorfosa yang paling sering muncul dan

biasanya meliputi area yang sangat luas. Perubahan batuan terjadi sebagai akibat

adanya temperatur dan tekanan tinggi yang menyertainya dalam proses perubahan

dari batuan asal menjadi batuan metamorf. Sebagai contoh; Pegunungan Taconic

di New York dan New England terbentuk dari kegiatan tabrakan purba antar

lempeng yang menghasilkan batuan malihan. Sebaliknya, beberapa batuan

malihan juga dapat terbentuk dari peristiwa turunnya suhu dan tekanan secara

ekstrim yang dikenal dengan istilah metamorfosis pembalikan.

18

2.7. Perbedaan Antara Kerak Samudera dan Kerak Benua

Gambar 10. Kerak Benua dan Kerak Samudera

a. Kerak Benua

Kerak benua adalah kerak yang komposisinya kaya Si dan Al alias asam.

Karena itu, berat jenisnya rendah (2,7 g/cm3). Selain itu, umurnya relatif tua dan

tebal sekali (20-70 km). Kerak benua, sesuai namanya, biasanya membentuk

daratan.

Lapisan kerak benua

1. Material lapisan kerak benua pada lapisan atas berupa batuan granit ringan.

2. Material lapisan kerak benua pada lapisan bawah berupa batuan basalt yang

lebih rapat.

3. Lapisan kerak benua tersusun pada zaman Prekambiun.

4. Rata-rata berada di 850 meter di atas permukaan laut.

19

Kerak benua merupakan rekaman utama kondisi Bumi selama 4,4 milyar

tahun terakhir. Pembentukannya mengubah komposisi lapisan mantel dan

atmosfer, ia mendukung kehidupan, dan tetap sebagai pencuci karbon dioksida

melalui cuaca dan erosi. Oleh karena itu, kerak benua memiliki peran utama

dalam evolusi Bumi, dan sekalipun begitu pewaktuan turunannya tetap menjadi

topik perdebatan hangat.

Secara luas diyakini bahwa kerak benua muda telah bertumbuh dari mantel

bagian atas yang menipis. Satu cara umum untuk mengetahui kapan kerak baru

terbentuk ialah dengan menentukan komposisi isotop radiogenik dari sampel

kerak, dan membandingkan ciri-ciri isotopnya dengan mantel yang telah menipis.

Dengan kata lain, isotop radiogenik dapat digunakan untuk mengkalkulasi 'model

umur' pembentukan kerak, yang merepresentasikan waktu karena sampel kerak

terpisah dari sumber mantelnya.

Konsep 'model umur' telah secara luas digunakan dalam studi-studi evolusi

kerak selama tiga dekade terakhir. Namun semakin jelas bahwa menggunakan

komposisi isotop dari mantel yang menipis sebagai sebuah referensi kalkulasi

model umur turunan kerak benua bisa membawa kepada interpretasi yang tidak

lengkap.

Dalam sebuah makalah yang diterbitkan kemarin di jurnal Science, Dr.

Bruno Dhuime dari Sekolah Ilmu Bumi Bristol dan para koleganya

menggambarkan sebuah metodologi baru bagi kalkulasi model umur, berdasarkan

komposisi isotop dari rata-rata kerak benua baru.

Dr. Dhuime mengatakan: "Usia yang dihitung dengan cara ini secara

signifikan lebih muda dari model umur yang dihitung dari komposisi isotop

mantel yang menipis. Usia baru yang didapatkan lebih konsisten dengan rekaman

geologis, yang membuka perspektif baru dalam studi evolusi kerak berdasarkan

isotop radiogenik." Demikian seperti yang dikutip dari Physorg (13/01/11).

20

b. Kerak Samudera

Yaitu kerak samudera: kaya Si dan Magnesium alias basa. Berat jenisnya

tinggi (3,0 g/cm3). Umurnya muda. Tipis (7-10 km). Sesuai namanya, kerak

samudera biasanya membentuk lautan.

Gambar 11. Kerak Samudera

Lapisan kerak samudera

1. material lapisan kerak samudera paling atas tersusun dari material sedimen

yang tebalnya hingga 800 meter.

2. lapisan kerak samudera mengalami pembaruan terus menerus oleh adanya

aktivitas vulkanisme di sepanjang celah-celah dasar laut.

3. unsur dari kerak samudera termasuk muda yaitu 200 juta tahun dibandingkan

umur kerak benua yang berumur 3,8 miliar tahun.

4. rata-rata berada pada 3.800 meter di bawah laut.

1. Kerak samudera adalah bagian dari lithosfer bumi yang permukannya berada di

cekungan samudera. Kerak samudera tersusun oleh batuan mafic, atau sima.

Kerak ini lebih tipis dibandingkan dengan kerak benua (sial), dengan ketebalan

lebih sedikit dari 10 kilometer, tetapi massa jenisnya lebih besar, memiliki

massa jenis rata-rata sekitar 3.3 gram per sentimeter kubik.

Kerak samudera adalah bagian dari lithosfer bumi yang permukannya

berada di cekungan samudera. Kerak samudera tersusun oleh batuan mafic, atau

21

sima. Kerak ini lebih tipis dibandingkan dengan kerak benua (sial), dengan

ketebalan lebih sedikit dari 10 kilometer, tetapi massa jenisnya lebih besar,

memiliki massa jenis rata-rata sekitar 3.3 gram per sentimeter kubik

c. Perbedaan Kerak Benua dan Kerak Samudera

Perbedaan kerak benua dan kerak samudera terutama terletak pada bahan

penyusun dari kedua jenis kerak bumi tersebut. kerak benua biasanya tersusun

atas unsur-unsur ringan seperti silisium dan alumunium. sedangkan kerak

samudera biasanya tersusun atas silisium dan magnesium. perbedaan bahan

penyusun kedua kerak menyebabkan adanya perbedaan berat jenis dari keduanya.

kerak samudera memiliki berat jenis yang lebih besar dari kerak benua meskipun

kerak samudera lebih tipis dari kerak benua. berat jenis kerak samudera kurang

lebih adalah 3 gr/cc sedangkan tebalnya hanya berkisar antara 5-15 km. ketebalan

tersebut tentu kalah dengan ketebalan kerak benua yang mencapai 30-80 km

namun berat jenisnya hanya 2,85 gr/cc.

Perbedaan lain terletak pada sifat batuan yang menyusun kerak benua dan

kerak samudera. kerak benua tersusun atas batuan granitis yang sifatnya asam,

sedangkan kerak samudera tersusun atas batuan basaltis yang sifatnya basa.

Sedangkan bila ditinjau dari segi umur batuan penyusun kerak benua dan

kerak samudera, maka juga akan terdapat perbedaan. batuan penyusun kerak

benua relatif lebih muda jika dibandingkan dengan batuan penyusun kerak

samudera. hal ini dapat dijelaskan melalui satu jenis plate boundaries yaitu

divergen antara kerak samudera dan kerak samudera. pada proses ini, magma dari

astenosfer akan keluar melalui rekahan yang ditimbulkan oleh proses divergen

tersebut. magma itu akan mendingin seiring berjalannya waktu dan membentuk

kerak samudera yang baru. jadi dari hal tersebut jelas bahwa kerak samudera

berumur lebih muda.

Pada penjelasan di atas telah sedikit disinggung mengenai plate boundaris

atau batas lempeng. plate boundaries sendiri terdapat tiga macam. yaitu :

konvergen atau saling mendekat, divergen atau saling menjauh, dan transform

atau saling bergeser.

22

Konvergen dapat terjadi pada tumbukan kerak benua dengan kerak benua,

kerak samudera dengan kerak samudera, maupun kerak benua dengan kerak

samudera. pada tumbukan antara kerak benua akan menghasilkan jalur

pegunungan tanpa menghasilkan partial melting karena tidak ada kerak yang

menunjam karena berat jenisnya sama-sama ringan. sedangkan pada tumbukan

antara kerak samudera dengan kerak samudera akan menghasilkan busur

kepulauan atau island arc. pada proses ini kerak samudera yang umurnya lebih tua

akan menunjam di bawah kerak samudera yang lebih muda karena densitas kerak

samudera yang umurnya lebih tua lebih besar dari pada yang berumur lebih muda.

dan untuk tumbukan antara kerak benua dengan kerak samudera akan

menghasilkan gunung api. pada proses ini kerak samudera akan menunjam di

bawah kerak benua karena densitasnya lebih besar.

Divergen dapat terjadi di tengah-tengah kerak benua maupun kerak

samudera. bila di tengah kerak benua akan disebut dengan rifting, sedangkan bila

di tengah kerak samudera disebut dengan spreading. rekahan di tengah samudera

akan menghasilkan mid oceanic ridge atau punggungan tengah samudera. batas

yang terakhir adalah batas transform juga dapat terjadi pada kerak benua maupun

kerak samudera.

2.8. Mantel (Selubung) Bumi

Selubung Bumi atau Mantel Bumi merupakan lapisan yang terletak di bawah

lapisan kerak bumi.Tebal selimut bumi mencapai 2.900 km dan merupakan

lapisan batuan padat.Suhu di bagian bawah selimut bumi mencapai 3.000 derajat

Celcius.

Selubung bumi atau mantel bumi merupakan penyusun bagian dalam bumi yang

terbesar. Berat jenis material penyusun selubung bumi rata-rata adalah 4,5.

Komposisi kimia penyusun selubung bumi belum diketahui dengan pasti, tetapi

diperkirakan mengandung unsur oksigen dan silikon dalam jumlah yang besar.

Selain itu selubung bumi juga mengandung ion-ion unsur logam terutama

23

magnesium dan besi. Komposisi umum dari selubung bumi adalh material yang

bersifat ultramafik, seperti peridotit, dunit, dan batuan lain yang kaya olivin.

Gambar 12. Struktur internal Bumi

Selubung bumi dapat dibedakan menjadi 3 bagian, yaitu selubung bumi bagian

atas, selubung bumi bagian tengah, dan selubung bumi bagian bawah. Selubung

bumi bagian atas (upper mantle) terletak pada zona 400 km diukur dari dasar

kerak bumi. Bagian ini mempunyai ketebalan sekitar 400 km. Bagian ini disusun

oleh suatu material yang kental, atau batuan yang hampir mencir. Keadaan ini

dapat diketahui dari kecepatan gelombang sekunder dan primer yang rendah.

Selubung bumi bagian tengah atau sering disebut sebagai zona transisi atau

peralihan, terletak mulai dari kedalaman 400 km sampai sekitar 700 km dari dasar

kerak bumi. Jadi ketebalan bagian ini sekitar 300 km. Zona peralihan ini ditandai

dengan peningkatan kecepatan rambat gelombang-gelombang seismik

(gelombang S dan P)

24

Selubung bumi bagian bawah (lower mantle) terletak mulai kedalaman sekitar 700

km. Sampai kedalaman 2900 km (puncak inti bumi). Bagian ini disusun oleh

material yang bersifat padat dan sangat panas dengan temperatur mencapai sekitar

3000oC. Hal ini dapat diketahui dari dapat merambatnya gelombang S melalui

material penyusunnya. Sedangkan membesarnya kecepatan rambat gelombang

seismik pada selubung bumi semakin ke bawah kemungkinan disebabkan oleh

sebagian membesarnya tekanan pada bagian ini.

2.8.2 Struktur Seismik dari mantel

Bagian teratas dari mantel merupakan kecepatan tertinggi biasanya 80-160

km tebal di mana kecepatan seismik yang konstan pada angka lebih dari 7,9 km s-

1 atau sedikit meningkat bagian dalam. bagian dari mantel ini membentuk bagian

bawah litosfer (Bagian 2.12). Di bawah litosfer terletak zona dengan kecepatan

rendah memanjang sampai kedalaman sekitar 300 km. Hal ini tampaknya ada di

bawah sebagian besar wilayah Bumi dengan pengecualian mantel bawah daerah

cratonic. Dari dasar zona ini kecepatan seismik meningkat perlahan-lahan sampai

menerus sampai pada kedalaman 410 km, menandai daerah atas dari zona transisi.

Ada kecepatan diskontinuitas lanjut pada kedalaman 660 km, zona dasar transisi.

Pada kecepatan mantel bagian bawah akan meningkat secara perlahan-lahan

dengan kedalaman sampai zona basal 200-300 km di mana gradien menurun dan

kecepatan rendah. Lapisan paling bawah ini, pada batas inti-mantel, dikenal

sebagai lapisan D "(Bagian 12.8.4) (Knittle & Jeanloz, 1991). Studi seismik telah

mendeteksi heterogenitas lateral yang kuat dan adanya (5-50 km tebal) zona

ultralow tipis dengan kecepatan di dasar lapisan D "(Garnero et al., 1998).

2.8.3 Komposisi Mantel

Faktanya bahwa banyak dari kerak samudera terdiri dari bahan komposisi

basaltik yang berasal dari mantel atas yang menunjukkan bahwa mantel atas

terdiri dari peridotit atau eklogit (Harrison & Bonatti, 1981). Perbedaan utama

antara kedua jenis batuan ini adalah bahwa peridotit mengandung olivin melimpah

dan kurang dari 15% garnet, sedangkan eklogit mengandung sedikit atau tidak ada

25

olivin dan setidaknya 30% garnet. Keduanya memiliki kecepatan seismik yang

sesuai dengan nilai mantel yang diamati dari sekitar 8 km s-1.

Beberapa bukti yang sangat kuat menunjukkan bahwa mantel atas adalah

peridotitik. Di bawah kerak samudera kecepatan Pn anisotropic, dengan kecepatan

lebih dari 15% lebih tinggi tegak lurus pegunungan laut. Hal ini dapat dijelaskan

oleh orientasi pada kristal olivin, dengan panjang [100] sumbu diyakini terletak

pada arah ini. Tak satu pun dari mineral umum eklogit menunjukkan

perpanjangan kristal yang diperlukan. Komposisi peridotitik juga ditunjukkan

oleh perkiraan rasio Poisson dari P dan S kecepatan, dan adanya peridotit di

bagian basal. Kepadatan eclogit juga terlalu tinggi untuk menjelaskan topografi

struktur kerak isostatical.

Gambar 13. Mantel Bumi

Meskipun perkiraan komposisi mantel bervariasi secara rinci, umumnya

disepakati bahwa setidaknya 90% dari mantel massa dapat direpresentasikan

dalam bentuk oksida FeO, MgO, dan SiO2, dan lebih lanjut 5-10% terdiri dari

CaO, Al2O3, dan Na2O.

26

Gambar. 14. Komposisi Mantel Bumi

2.8.4 Mantel Zona kecepatan rendah

Zona kecepatan rendah (Gambar 2.16) ditandai dengan kecepatan rendah

seismik, atenuasi seismik yang tinggi, dan konduktivitas listrik yang tinggi. Efek

seismik secara lebih jelas terdapat pada gelombang S daripada P gelombang.

Kecepatan seismik yang rendah bisa muncul dari sejumlah mekanisme yang

berbeda, termasuk suhu yang tidak normal, perubahan fasa, perubahan komposisi,

kehadiran retak terbuka dan parsial yang mencair. Secara umum dapat diterima

bahwa kecepatan seismik yang lebih rendah akan muncul karena adanya material

yang meleleh. Pencairan yang terjadi di wilayah ini didukung oleh fakta bahwa

pada tingkat ini bahan mantel adalah paling mendekati titik leleh (Bagian 2.12,

Gambar. 2,36).

Mantel zona kecepatan rendah sangat penting untuk lempeng tektonik

karena merupakan lapisan viskositas rendah sepanjang adanya gerakan relatif dari

litosfer dan astenosfer.

2.8.5 Mantel Zona Transisi

Ada dua diskontinuitas kecepatan utama dalam mantel pada kedalaman

410 km dan 660 km . Diskontinuitas jarang yang terjadi selama rentang yang

27

terbatas secara mendalam , sehingga umumnya percaya bahwa mereka mewakili

perubahan fasa daripada perubahan kimia . Meskipun diskontinuitas ini bisa

disebabkan oleh perubahan komposisi kimia dari Mantle di bagian dalam ,

tekanan yang disebabkan perubahan fasa dianggap sebagai penjelasan yang lebih

mungkin . Studi bertekanan tinggi telah menunjukkan bahwa olivin , mineral

dominan dalam mantel peridotit yang mengalami transformasi struktur spinel

pada kondisi tekanan / suhu pada kedalaman 410 km dan kemudian pada

kedalaman 660 km ( Tabel 2.4 ) ( Helffrich & Wood , 2001) . Dalam mensubduksi

litosfer , di mana suhu di kedalaman ini lebih dingin dari dalam mantel normal, di

mana diskontinuitas ini terjadi persis seperti yang diperkirakan oleh model termal

dan percobaan tekanan tinggi ( Bagian 9.5 ) . Hal ini memberikan dukungan yang

sangat baik untuk hipotesis bahwa batas atas dan bawah dari zona transisi yang

didefenisikan oleh transformasi fase. Komponen lain dari mantel peridotit ,

piroksen dan garnet , juga mengalami perubahan fase tetapi secara bertahap dan

tidak menghasilkan diskontinuitas dalam variasi kecepatan seismik dengan

kedalaman . Piroksen berubah menjadi struktur garnet pada tekanan dengan

kedalaman 350-500 km , kedalaman sekitar 580 km Ca - perovskit mulai berubah

dari garnet , dan pada kedalaman 660-750 km garnet yang tersisa larut dalam fase

perovskit yang berasal dari transformasi olivin . Dengan demikian dalam mantel

bagian bawah sebagian besar terdiri dari fase dengan struktur perovskit .

2.8.6 Manter zona terbawah

Manter zona terbawah mewakili sekitar 70% dari massa Bumi padat dan

hampir 50% dari massa seluruh bumi (Schubert et al., 2001). Peningkatan

umumnya pada dalam kecepatan gelombang seismik dengan kedalaman di

sebagian besar lapisan ini menyebabkan asumsi bahwa mineraloginya relatif

homogen, sebagian besar memiliki struktur perovskit. Namun, penelitian

seismologi yang lebih rinci telah mengungkapkan bahwa mantel bagian bawah

memiliki heterogenitas termal dengan komposisinya mungkin sebagai akibat dari

penetrasi subduksi litosfer samudra pada kedalaman 660 km secara diskontinuitas

(Bagian 2.8.3).

28

2.9 Inti (Core)

Inti, sebuah benda yang bulat dengan radius rata-rata 3480 km, terjadi

pada kedalaman 2.891 km dan menempati pusat bumi. Batas inti-mantel

(Gutenberg diskontinuitas) menghasilkan refleksi seismik yang kuat dan dengan

demikian mungkin merupakan komposisi terdalam.

Inti luar, pada kedalaman 2891-5150 km, tidak mengirimkan gelombang S

dan sebagainya berbentuk cairan. Hal ini ditegaskan oleh medan geomagnetik di

wilayah ini dengan proses yang dinamis dan dengan variasi yang lama diamati di

bidang geomagnetik (Bagian 3.6.4). Gerakan konvektif geomagnetik melibatkan

kecepatan dari ~ 104 ma-1, lima kali lipat lebih besar dari konveksi dalam mantel.

Ada beberapa elemen cahayayang hadir dalam inti luar, yang meliputi silikon,

sulfur, oksigen, dan kalium (Brett, 1976). Silicon membutuhkan over-kompleks

model untuk pembentukan Bumi dan belerang pada interior bumi dalam elemen

volatile. Oksigen tampaknya menjadi unsur cahaya yang paling mungkin sebagai

FeO mungkin larut dalam besi. Kehadiran kalium adalah spekulatif, tetapi

menarik dalam memberikan sumber panas di inti yang akan aktif selama sejarah

Bumi. Ini juga akan membantu untuk menjelaskan kalium dalam bumi

dibandingkan dengan yang ada pada meteorit.

Gambar. 15. Struktur Lapisan Bumi

29

Inti bumi terdiri dari material cair, dengan penyusun utama logam besi

(90%), nikel (8%), dan lain-lain yang terdapat pada kedalaman 2900–5200 km.

Lapisan ini dibedakan menjadi lapisan inti luar dan lapisan inti dalam. Lapisan

inti luar tebalnya sekitar 2.000 km dan terdiri atas besi cair yang suhunya

mencapai 2.200 oC.Inti dalam merupakan pusat bumi berbentuk bola dengan

diameter sekitar 2.700 km. Inti dalam ini terdiri dari nikel dan besi yang suhunya

mencapai 4500oC.

Berdasarkan penyusunnya lapisan bumi terbagi atas litosfer, astenosfer,

dan mesosfer. Litosfer adalah lapisan paling luar bumi (tebal kira-kira  100 km)

dan terdiri dari kerak bumi dan bagian atas selubung. Litosfer memiliki

kemampuan menahan beban permukaan yang luas misalkan gunungapi.Litosfer

bersuhu dingin dan kaku.Di bawah litosfer pada kedalaman kira-kira 700 km

terdapat astenosfer.Astenosfer hampir berada dalam titik leburnya dan karena itu

bersifat seperti fluida.Astenosfer mengalir akibat tekanan yang terjadi sepanjang

waktu.Lapisan berikutnya mesosfer.Mesosfer lebih kaku dibandingkan astenosfer

namun lebih kental dibandingkan litosfer.Mesosfer terdiri dari sebagian besar

selubung hingga inti bumi.Permukaan bumi ini terbagi atas kira-kira 20 pecahan

besar yang disebut lempeng. Ketebalannya sekitar 70 km. Ketebalan lempeng

kira-kira hampir sama dengan litosfer yang merupakan kulit terluar bumi yang

padat. Litosfer terdiri dari kerak dan selubung atas.Lempengnya kaku dan

lempeng-lempeng itu bergerak diatas astenosfer yang lebih cair.Arus konveksi

memindahkan panas melalui zat cair atau gas, yang membuat lempeng-lempeng

dapat bergerak, yang dapat menimbulkan getaran yang terjadi dipermukaan bumi.

2.10 Rheology Kerak dan Mantel

2.10.1 Pendahuluan

Rheology adalah studi deformasi dan aliran bahan di bawah pengaruh

tegasan (Ranalli, 1995). Dimana suhu, tekanan, dan besaran tekanan yang

diterapkan relatif rendah, batuan cenderung berhenti bergerak sepanjang

permukaan diskrit untuk membentuk rekahan dan patahan. Dimana faktor-faktor

30

tersebut adalah batuan yang relatif tinggi cenderung berubah bentuk. Tindakan

yang digunakan untuk mengukur deformasi.

Tegasan (Stress σ) didefinisikan sebagai gaya yang diberikan per satuan

luas dari permukaan , dan diukur dalam pascal ( Pa ) . Renggangan (Strain ε)

adalah didefenisikan sebagai perubahan dalam ukuran atau bentuk dari suatu

material. Untuk mengetahui bagaimana dan faktor-faktor yang mempengaruhi

batuan terdeformasi, terpuntir, terlipat dan atau terpatahkan, yang berlangsung

jauh dibawah kerak, dipelajari dalam laboratorium. Percobaan dilakukan terhadap

contoh batuan yang dibentuk sebagai silinder atau kubus.

Pengaruh tegasan terhadap batuan tergantung pada cara bekerja atau sifat

tegasannya dan sifat fisik batuan yang terkena tegasan. Dalam membahas batuan

metamorf telah dibicarakan adanya dua bentuk stress.

Stress uniform menekan dengan besaran yang sama dari segala arah. Dalam

batuan dinamakan confining stress karena setiap tubuh batuan dalam litosfir

dibatasi oleh batuan disekitarnya dan ditekan secara merata (uniform) oleh berat

batuan diatasnya. Stress differensial menekan tidak dari semua jurusan dengan

besaran yang sama. Dalam sistem ortogonal dapat diuraikan menjadi stress utama,

yang maksimum, yang menengah dan yang paling kecil besarannya.

Biasanya differential stress ini yang mendeformasi batuan dan dikenal 3 jenis

differential stress, tensional stress, compression stress dan shear stress.

Tensional stress, arahnya berlawanan pada satu bidang, dan sifatnya menarik

(stretch) batuan. Compressional stress arahnya berhadapan, memampat-kan atau

menekan batuan. Shear stress bekerja berlawanan arah, tidak dalam satu bidang,

yang menyebabkan pergeseran dan translasi. Uniform atau differensial stress yang

menyebabkan terdeformasinya litosfir diakibatkan oleh gaya-gaya tektonik yang

bekerja sepanjang waktu. Batuan yang terkena stress mengalami regangan atau

perubahan bentuk dan atau volume dalam keadaan padat yang disebut strain atau

regangan

31

2.10.2 Deformasi Brittle

Brittle Fracture diyakini disebabkan oleh kegagalan progresif sepanjang

jaringan retakan mikro dan meso-skala. Celah-celah melemahkan pada batuan

dengan menghasilkan konsentrasi tinggi dengan tegangan tarik dekat ujungnya.

Orientasi retak relatif terhadap rekahan yang diterapkan untuk menentukan lokasi

dan besarnya maxima stres lokal. Rekah terjadi di mana maxima stres lokal

melebihi kekuatan batu. Deformasi brittle dicirikan oleh suhu yang rendah

dan tekanan rendah. Suhu dan t ekanan yang r endah i n i b i a sanya

t e rdapa t r e l a t i f deka t dengan  permukaan.

Brittle Deformation yaitu deformasi sementara atau tidak permanen.

Begitu stress hilang maka akan kembali ke bentuk semula. Begitu stress hilang,

batuan kembali kebentuk dan volume semula. Seperti karet yang ditarik akan

melar tetapi jika dilepas akan kembali ke panjang semula. Elastisitas ini ada

batasnya yang disebut elastic limit, yang apabila dilampaui batuan tidak akan

kembali pada kondisi awal. Di alam tidak pernah dijumpai batuan yang pernah

mengalami deformasi elastis ini, karena tidak meninggalkan jejak atau bekas,

karena kembali ke keadaan semula, baik bentuk maupun volumenya. Sir Robert

Hooke (1635-1703) adalah orang pertama yang memperlihatkan hubungan antara

stress dan strain yang sesuai dengan batuan Hukum Hooke mengatakan sebelum

melampaui batas elastisitasnya hubungan stress dan strain suatu material adalah

linier.

2.10.3 Deformasi Ductile

Ductile Deformation merupakan deformasi dimana elastic limit yang

terlampaui sehingga perubahan yang terjadi tidak kembali ke bentuk semula.

Terjadi apabila sifat gaya tariknya tidak dapat kembali lagi (irreversible). Untuk

mempermudah penjelasan dapat dilihat dari diagram strain-stress gambar 2.2,

mula-mula kurva stress-strain naik tajam sepanjang daerah elastis sampai pada

elastis limit, kurvanya mendatar. Penambahan stress menyebabkan terjadinya

deformasi ductile. Bila proses stress dihentikan pada titik awal deformasi elasits,

maka akan kembali sedikit kearah semula. deformasi Ductile d i c i r i kan suhu

32

yang t i ngg i dan tekanan yang tinggi pula. Suhu dan tekanan tinggi ini

biasanya terdapat jauhdi permukaan bumi. Bukti terjadinya deformasi adalah

sebagai berikut:

– Terekam pada batuan kerak bumi: lipatan, patahan,

– Kenampakan topografi

Makin tinggi suhu suatu benda padat semakin ductile sifatnya dan

keregasannya makin berkurang. Misalnya pipa kaca tidak dapat dibengkokkan

pada suhu udara, bila dipaksa akan patah, karena regas (brittle). Setelah

dipanaskan akan mudah dibengkokkan. Demikian pula halnya dengan batuan. Di

permukaan, sifatnya padat dan regas, tetapi jauh dibawah permukaan dimana

suhunya tinggi, bersifat ducktile dan juga karena Pada temperatur tinggi molekul

molekul dan ikatannya dapat meregang dan berpindah, sehingga batuan/material

akan lebih bereaksi pada kelenturan dan pada temperatur, material akan bersifat

retas.

2.10.4 Profil Kekuatan Lithosfer

Dalam kebanyakan pernyataan kuantitatif pada deformasi dalam skala

besar, litosfer diasumsikan terdiri dari beberapa lapisan yang ditandai dengan

rheologies yang berbeda (mis. Bagian 7.6.6). Perilaku rheologic dari setiap lapisan

tergantung pada tingkat stres diferensial (Δσ) dan lebih rendah dari rapuhannya

dan tegangan ductile yang dihitung (Bagian 2.10.1). Kekuatan keseluruhan dari

litosfer dan lapisan penyusunnya dapat diperkirakan dengan mengintegrasikan

tegangan terhadap kedalaman. Kekuatan terpadu ini sangat sensitif terhadap

gradien panas bumi serta komposisi dan ketebalan setiap lapisan, dan ada atau

tidaknya cairan.

Hasil percobaan deformasi dan bukti variasi komposisi dengan kedalaman

(Bagian 2.4) telah mengarahkan para peneliti untuk mengusulkan bahwa litosfer

ditandai dengan "jelly sandwich" tipe rheologi layering (Ranalli & Murphy,

1987), di mana lapisan yang kuat memisahkan satu atau lebih lapisan lemah.

Sebagai contoh, Brace & Kohlstedt (1980) meneliti batas kekuatan litosfer

33

berdasarkan pengukuran pada kuarsa dan olivin, yang merupakan konstituen

utama dari kerak benua dan mantel atas.

2.10.5 Deformasi Dalam Mantel

Pengukuran anisotropi seismik (dan hasil eksperimen fisika mineral telah

digunakan untuk menyimpulkan mekanisme creep dan pola aliran di dalam mantel

(Karato, 1998; Park & Levin, 2002; Bystricky, 2003). Deformasi mineral mantel,

termasuk olivin, dengan hasil orientasi kristal atau orientasi bentuk mineral.

Keselarasan ini mempengaruhi bagaimana gelombang seismik merambat cepat ke

arah yang berbeda. Pengukuran directionality ini dan properti lainnya berpotensi

memungkinkan peneliti untuk meneliti daerah mantel. Namun, interpretasi ini

dipersulit oleh faktor-faktor seperti suhu, ukuran butir, keberadaan air dan lelehan

parsial, dan jumlah regangan (Hirth & Kohlstedt, 2003;. Faul et al, 2004).

2.11 Lithosfer dan Asthonosfer

Litosfer adalah kulit terluar dari planet berbatu. Litosfer berasal dari kata

Yunani, lithos (λίθος) yang berarti berbatu, dan sphere (σφαῖρα) yang berarti

padat. Litosfer berasal dari kata lithos artinya batuan, dan sphere artinya lapisan.

Secara harfiah litosfer adalah lapisan Bumi yang paling luar atau biasa disebut

dengan kulit Bumi. Pada lapisan ini pada umumnya terjadi dari senyawa kimia

yang kaya akan Si02, itulah sebabnya lapisan litosfer sering dinamakan lapisan

silikat dan memiliki ketebalan rata-rata 30 km yang terdiri atas dua bagian, yaitu

Litosfer atas (merupakan daratan dengan kira-kira 35% atau 1/3 bagian) dan

Litosfer bawah (merupakan lautan dengan kira-kira 65% atau 2/3 bagian).

Litosfer Bumi meliputi kerak dan bagian teratas dari mantel Bumi yang

mengakibatkan kerasnya lapisan terluar dari planet Bumi. Litosfer ditopang oleh

astenosfer, yang merupakan bagian yang lebih lemah, lebih panas, dan lebih

dalam dari mantel. Batas antara litosfer dan astenosfer dibedakan dalam hal

responnya terhadap tegangan: litosfer tetap padat dalam jangka waktu geologis

yang relatif lama dan berubah secara elastis karena retakan-retakan, sednagkan

astenosfer berubah seperti cairan kental.

34

Litosfer terpecah menjadi beberapa lempeng tektonik yang mengakibatkan

terjadinya gerak benua akibat konveksi yang terjadi dalam astenosfer.

Konsep litosfer sebagai lapisan terkuat dari lapisan terluar Bumi dikembangkan

oleh Barrel pada tahun 1914, yang menulis serangkaian paper untuk mendukung

konsep itu. konsep yang berdasarkan pada keberadaan anomali gravitasi yang

signifikan di atas kerak benua, yang lalu ia memperkirakan keberadaan lapisan

kuat (yang ia sebut litosfer) di atas lapisan lemah yang dapat mengalir secara

konveksi (yang ia sebut astenosfer). Ide ini lalu dikembangkan oleh Daly pada

tahun 1940, dan telah diterima secara luas oleh ahli geologi dan geofisika. Meski

teori tentang litosfer dan astenosfer berkembang sebelum teori lempeng tektonik

dikembangkan pada tahun 1960, konsep mengenai keberadaan lapisan kuat

(litosfer) dan lapisan lemah (astenosfer) tetap menjadi bagian penting dari teori

tersebut.

Terdapat dua tipe litosfer yaitu:

Litosfer samudra, yang berhubungan dengan kerak samudra dan berada di

dasar samdura

Litosfer benua, yang berhubungan dengan kerak benua

Litosfer samudra memiliki ketebalan 50-100 km, sementara litosfer benua

memiliki kedalaman 40-200 km. Kerak benua dibedakan dengan lapisan mantel

atas karena keberadaan lapisan Mohorovicic.

Astenosfer, yaitu lapisan yang terletak di bawah litosfer dengan ketebalan

sekitar 2.900 km berupa material cair kental dan berpijar dengan suhu sekitar

3.000 0C, merupakan campuran dari berbagai bahan yang bersifat cair, padat dan

gas bersuhu tinggi.

35

Gambar. 16. Lithosfer dan Asthonosfer

Di dalam litosfer terdapat lebih dari 2000 mineral dan hanya 20 mineral

yang terdapat dalam batuan. Mineral pembentuk batuan yang penting, yaitu

Kuarsa (Si02), Feldspar, Piroksen, Mika Putih (K-Al-Silikat), Biotit atau Mika

Cokelat (K-Fe-Al-Silikat), Amphibol, Khlorit, Kalsit (CaC03), Dolomit

(CaMgCOT3), Olivin (Mg, Fe), Bijih Besi Hematit (Fe2O3), Magnetik (Fe3O2), dan

Limonit (Fe3OH2O). Selain itu, litosfer juga terdiri atas dua bagian, yaitu lapisan

Sial dan lapisan Sima. Lapisan Sial yaitu lapisan kulit bumi yang tersusun atas

logam silisium dan alumunium, senyawanya dalam bentuk SiO2 dan Al2O3. Pada

lapisan sial (silisium dan alumunium) ini antara lain terdapat batuan sedimen,

granit, andesit, jenis-jenis batuan metamorf, dan batuan lain yang terdapat di

daratan benua. Lapisan Sima (silisium magnesium) yaitu lapisan kulit bumi yang

tersusun oleh logam silisium dan magnesium dalam bentuk senyawa SiO2 dan

MgO lapisan ini mempunyai berat jenis yang lebih besar daripada lapisan sial

karena mengandung besi dan magnesium yaitu mineral ferro magnesium dan

batuan basalt. Batuan pembentuk kulit bumi selalu mengalami siklus atau daur,

yaitu batuan mengalami perubahan wujud dari magma, batuan beku, batuan

sedimen, batuan malihan, dan kembali lagi menjadi magma.

36

BAB III

PENUTUP

3.1 Kesimpulan

Dari Hasil Obeservasi dari beberapa referensi maka dapat di simpulkan :

1. Gelombang seismik adalah gelombang yang merambat baik di dalam

maupun diluar permukaan bumi yang berasal dari sumber seismik. Dari

sumber sesmik ini akan muncul getaran pada kerak bumi yang diakibatkan

adanya gangguan pada salah satu lapisan bumi.

2. Berdasarkan gelombang seismic struktur lapisan internal bumi dapat

dibedakan menjadi tiga komponen utama, yaitu inti (core), mantel

(mantle) dan kerak (crust).

3. Komposisi Mantel Bumi bervariasi secara rinci, umumnya 90% dari

mantel massa dapat direpresentasikan dalam bentuk oksida FeO, MgO,

dan SiO2, dan lebih lanjut 5-10% terdiri dari CaO, Al2O3, dan Na2O.

4. Lithosfer merrupakan merupakan lapisan yang terdiri dari crust (kerak) &

upper mantle (mantel atas), dan berada di kedalaman 0-60 km. dan

Asthonosfer merupakan merupakan lapisan plastis yang memiliki

kepadatan rendah dan berada di antara upper mantle dan lower mantle.

37

DAFTAR PUSTAKA

Kearey Philip, A. Klepeis Keith, 2008, Global Tectonic (ThirdEdition), Markono

Print Media Pte Ltd, Singapur.

Anderson, D.L. (2007) New Theory of the Earth, 2nd edn. Cambridge University

Press, Cambridge, UK.

Bott, M.H.P. (1982) The Interior of the Earth, its Structure, Constitution and

Evolution, 2nd edn. Edward Arnold, London

38