TEORI LEMPENG TEKTONIK

BAB I

PENDAHULUAN

1.1  . LATAR BELAKANG

Menurut teori Lempeng Tektonik, lapisan terluar bumi kita terbuat dari suatu lempengan

tipis dan keras yang masing-masing saling bergerak relatif terhadap yang lain. Gerakan ini terjadi

secara terus-menerus sejak bumi ini tercipta hingga sekarang. Teori Lempeng Tektonik muncul

sejak tahun 1960-an, dan hingga kini teori ini telah berhasil menjelaskan berbagai peristiwa

geologis, seperti gempa bumi, tsunami, dan meletusnya gunung berapi, juga tentang bagaimana

terbentuknya gunung, benua, dan samudra.

Lempeng tektonik terbentuk oleh kerak benua (continental crust) ataupun kerak samudra

(oceanic crust), dan lapisan batuan teratas dari mantel bumi (earth’s mantle). Kerak benua dan

kerak samudra, beserta lapisan teratas mantel ini dinamakan litosfer. Kepadatan material pada

kerak samudra lebih tinggi dibanding kepadatan pada kerak benua. Demikian pula, elemen-

elemen zat pada kerak samudra (mafik) lebih berat dibanding elemen-elemen pada kerak benua

(felsik).

Di bawah litosfer terdapat lapisan batuan cair yang dinamakan astenosfer. Karena suhu

dan tekanan di lapisan astenosfer ini sangat tinggi, batu-batuan di lapisan ini bergerak mengalir

seperti cairan (fluid). Litosfer terpecah ke dalam beberapa lempeng tektonik yang saling

bersinggungan satu dengan lainnya.

1.2  . TUJUAN

Tujuan diadakannya penyusunan makalah ini antara lain yaitu, untuk mengetahui

lempeng-lempeng tektonik yang ada di bumi, proses pergerakannya dan akibat-akibat yang

ditumbulkan dari proses pergerakan lempeng tektonik tersebut.

BAB II

PEMBAHASAN

2.1 . TEORI LEMPENG TEKTONIK

Teori Tektonik Lempeng (bahasa Inggris: Plate Tectonics) adalah teori dalam bidang

geologi yang dikembangkan untuk memberi penjelasan terhadap adanya bukti-bukti pergerakan

skala besar yang dilakukan oleh litosfer bumi. Teori ini telah mencakup dan juga menggantikan

Teori Pergeseran Benua yang lebih dahulu dikemukakan pada paruh pertama abad ke-20 dan

konsep seafloor spreading yang dikembangkan pada tahun 1960-an.

Bagian terluar dari interior bumi terbentuk dari dua lapisan. Di bagian atas terdapat litosfer yang

terdiri atas kerak dan bagian teratas mantel bumi yang kaku dan padat. Di bawah lapisan litosfer

terdapat astenosfer yang berbentuk padat tetapi bisa mengalir seperti cairan dengan sangat

lambat dan dalam skala waktu geologis yang sangat lama karena viskositas dan kekuatan geser

(shear strength) yang rendah. Lebih dalam lagi, bagian mantel di bawah astenosfer sifatnya

menjadi lebih kaku lagi. Penyebabnya bukanlah suhu yang lebih dingin, melainkan tekanan yang

tinggi.

Lapisan litosfer dibagi menjadi lempeng-lempeng tektonik (tectonic plates). Di bumi,

terdapat tujuh lempeng utama dan banyak lempeng-lempeng yang lebih kecil. Lempeng-lempeng

litosfer ini menumpang di atas astenosfer. Mereka bergerak relatif satu dengan yang lainnya di

batas-batas lempeng, baik divergen (menjauh), konvergen (bertumbukan), ataupun transform

(menyamping). Gempa bumi, aktivitas vulkanik, pembentukan gunung, dan pembentukan palung

samudera semuanya umumnya terjadi di daerah sepanjang batas lempeng. Pergerakan lateral

lempeng lazimnya berkecepatan 50-100 mm/a.

Perkembangan Teori

Peta dengan detail yang menunjukkan lempeng-lempeng tektonik dan arah vektor gerakannya

Pada akhir abad ke-19 dan awal abad ke-20, geolog berasumsi bahwa kenampakan-

kenampakan utama bumi berkedudukan tetap. Kebanyakan kenampakan geologis seperti

pegunungan bisa dijelaskan dengan pergerakan vertikal kerak seperti dijelaskan dalam teori

geosinklin. Sejak tahun 1596, telah diamati bahwa pantai Samudera Atlantik yang berhadap-

hadapan antara benua Afrika dan Eropa dengan Amerika Utara dan Amerika Selatan memiliki

kemiripan bentuk dan nampaknya pernah menjadi satu. Ketepatan ini akan semakin jelas jika

kita melihat tepi-tepi dari paparan benua di sana. Sejak saat itu banyak teori telah dikemukakan

untuk menjelaskan hal ini, tetapi semuanya menemui jalan buntu karena asumsi bahwa bumi

adalah sepenuhnya padat menyulitkan penemuan penjelasan yang sesuai.

Penemuan radium dan sifat-sifat pemanasnya pada tahun 1896 mendorong pengkajian

ulang umur bumi, karena sebelumnya perkiraan didapatkan dari laju pendinginannya dan dengan

asumsi permukaan bumi beradiasi seperti benda hitam. Dari perhitungan tersebut dapat

disimpulkan bahwa bahkan jika pada awalnya bumi adalah sebuah benda yang merah-pijar, suhu

Bumi akan menurun menjadi seperti sekarang dalam beberapa puluh juta tahun. Dengan adanya

sumber panas yang baru ditemukan ini maka para ilmuwan menganggap masuk akal bahwa

Bumi sebenarnya jauh lebih tua dan intinya masih cukup panas untuk berada dalam keadaan cair.

Teori Tektonik Lempeng berasal dari Hipotesis Pergeseran Benua (continental drift) yang

dikemukakan Alfred Wegener tahun 1912. dan dikembangkan lagi dalam bukunya The Origin of

Continents and Oceans terbitan tahun 1915. Ia mengemukakan bahwa benua-benua yang

sekarang ada dulu adalah satu bentang muka yang bergerak menjauh sehingga melepaskan

benua-benua tersebut dari inti bumi seperti 'bongkahan es' dari granit yang bermassa jenis rendah

yang mengambang di atas lautan basal yang lebih padat.[7][8] Namun, tanpa adanya bukti

terperinci dan perhitungan gaya-gaya yang dilibatkan, teori ini dipinggirkan. Mungkin saja bumi

memiliki kerak yang padat dan inti yang cair, tetapi tampaknya tetap saja tidak mungkin bahwa

bagian-bagian kerak tersebut dapat bergerak-gerak. Di kemudian hari, dibuktikanlah teori yang

dikemukakan geolog Inggris Arthur Holmes tahun 1920 bahwa tautan bagian-bagian kerak ini

kemungkinan ada di bawah laut. Terbukti juga teorinya bahwa arus konveksi di dalam mantel

bumi adalah kekuatan penggeraknya.

Bukti pertama bahwa lempeng-lempeng itu memang mengalami pergerakan didapatkan

dari penemuan perbedaan arah medan magnet dalam batuan-batuan yang berbeda usianya.

Penemuan ini dinyatakan pertama kali pada sebuah simposium di Tasmania tahun 1956. Mula-

mula, penemuan ini dimasukkan ke dalam teori ekspansi bumi, namun selanjutnya justeru lebih

mengarah ke pengembangan teori tektonik lempeng yang menjelaskan pemekaran (spreading)

sebagai konsekuensi pergerakan vertikal (upwelling) batuan, tetapi menghindarkan keharusan

adanya bumi yang ukurannya terus membesar atau berekspansi (expanding earth) dengan

memasukkan zona subduksi/hunjaman (subduction zone), dan sesar translasi (translation fault).

Pada waktu itulah teori tektonik lempeng berubah dari sebuah teori yang radikal menjadi teori

yang umum dipakai dan kemudian diterima secara luas di kalangan ilmuwan. Penelitian lebih

lanjut tentang hubungan antara seafloor spreading dan balikan medan magnet bumi

(geomagnetic reversal) oleh geolog Harry Hammond Hess dan oseanograf Ron G. Mason

menunjukkan dengan tepat mekanisme yang menjelaskan pergerakan vertikal batuan yang baru.

Seiring dengan diterimanya anomali magnetik bumi yang ditunjukkan dengan lajur-lajur

sejajar yang simetris dengan magnetisasi yang sama di dasar laut pada kedua sisi mid-oceanic

ridge, tektonik lempeng menjadi diterima secara luas. Kemajuan pesat dalam teknik pencitraan

seismik mula-mula di dalam dan sekitar zona Wadati-Benioff dan beragam observasi geologis

lainnya tak lama kemudian mengukuhkan tektonik lempeng sebagai teori yang memiliki

kemampuan yang luar biasa dalam segi penjelasan dan prediksi.

Penelitian tentang dasar laut dalam, sebuah cabang geologi kelautan yang berkembang pesat

pada tahun 1960-an memegang peranan penting dalam pengembangan teori ini. Sejalan dengan

itu, teori tektonik lempeng juga dikembangkan pada akhir 1960-an dan telah diterima secara

cukup universal di semua disiplin ilmu, sekaligus juga membaharui dunia ilmu bumi dengan

memberi penjelasan bagi berbagai macam fenomena geologis dan juga implikasinya di dalam

bidang lain seperti paleogeografi dan paleobiologi.

2.2 . PRINSIP-PRINSIP UTAMA LAPISAN BUMI

Bagian lapisan luar, interior bumi dibagi menjadi lapisan litosfer dan lapisan astenosfer

berdasarkan perbedaan mekanis dan cara terjadinya perpindahan panas. Llitosfer lebih dingin

dan kaku, sedangkan astenosfer lebih panas dan secara mekanik lemah. Selain itu, litosfer

kehilangan panasnya melalui proses konduksi, sedangkan astenosfer juga memindahkan panas

melalui konveksi dan memiliki gradien suhu yang hampir adiabatik. Pembagian ini sangat

berbeda dengan pembagian bumi secara kimia menjadi inti, mantel, dan kerak. Litosfer sendiri

mencakup kerak dan juga sebagian dari mantel.

Suatu bagian mantel bisa saja menjadi bagian dari litosfer atau astenosfer pada waktu

yang berbeda, tergantung dari suhu, tekanan, dan kekuatan gesernya. Prinsip kunci tektonik

lempengan adalah bahwa litosfer terpisah menjadi lempengan-lempengan tektonik yang berbeda-

beda. Lempengan ini bergerak menumpang di atas astenosfer yang mempunyai viskoelastisitas

sehingga bersifat seperti fluida. Pergerakan lempengan bisa mencapai 10-40 mm/a (secepat

pertumbuhan kuku jari) seperti di Mid-Atlantic Ridge, ataupun bisa mencapai 160 mm/a (secepat

pertumbuhan rambut) seperti di Lempeng Nazca.

Lempeng-lempeng ini tebalnya sekitar 100 km dan terdiri atas mantel litosferik yang di

atasnya dilapisi dengan hamparan salah satu dari dua jenis material kerak.

Yang pertama adalah kerak samudera atau yang sering disebut dengan "sima", gabungan dari

silikon dan magnesium.

Yang kedua adalah kerak benua yang sering disebut "sial", gabungan dari silikon dan

aluminium.

Kedua jenis kerak ini berbeda dari segi ketebalan di mana kerak benua memiliki

ketebalan yang jauh lebih tinggi dibandingkan dengan kerak samudera. Ketebalan kerak benua

mencapai 30-50 km sedangkan kerak samudera hanya 5-10 km.

Dua lempeng akan bertemu di sepanjang batas lempeng (plate boundary), yaitu daerah di mana

aktivitas geologis umumnya terjadi seperti gempa bumi dan pembentukan kenampakan

topografis seperti gunung, gunung berapi, dan palung samudera. Kebanyakan gunung berapi

yang aktif di dunia berada di atas batas lempeng, seperti Cincin Api Pasifik (Pacific Ring of

Fire) di Lempeng Pasifik yang paling aktif dan dikenal luas.

Lempeng tektonik bisa merupakan kerak benua atau samudera, tetapi biasanya satu lempeng

terdiri atas keduanya. Misalnya, Lempeng Afrika mencakup benua itu sendiri dan sebagian dasar

Samudera Atlantik dan Hindia.

Perbedaan antara kerak benua dengan kerak samudera ialah berdasarkan kepadatan

material pembentuknya.

   Kerak samudera lebih padat daripada kerak benua dikarenakan perbedaan perbandingan

jumlah berbagai elemen, khususnya silikon.

    Kerak benua lebih padat karena komposisinya yang mengandung lebih sedikit silikon dan

lebih banyak materi yang berat. Dalam hal ini, kerak samudera dikatakan lebih bersifat

mafik ketimbang felsik. Maka, kerak samudera umumnya berada di bawah permukaan laut

seperti sebagian besar Lempeng Pasifik, sedangkan kerak benua timbul ke atas permukaan

laut, mengikuti sebuah prinsip yang dikenal dengan isostasi.

2.3 . JENIS-JENIS BATAS LEMPENG

Tiga jenis batas lempeng (plate boundary).

Ada tiga jenis batas lempeng yang berbeda dari cara lempengan tersebut bergerak relatif

terhadap satu sama lain. Tiga jenis ini masing-masing berhubungan dengan fenomena yang

berbeda di permukaan. Tiga jenis batas lempeng tersebut adalah:

1.           Batas transform (transform boundaries) terjadi jika lempeng bergerak dan mengalami gesekan

satu sama lain secara menyamping di sepanjang sesar transform (transform fault). Gerakan

relatif kedua lempeng bisa sinistral (ke kiri di sisi yang berlawanan dengan pengamat) ataupun

dekstral (ke kanan di sisi yang berlawanan dengan pengamat). Contoh sesar jenis ini adalah

Sesar San Andreas di California. Terjadi bila dua lempeng tektonik bergerak saling

menggelangsar (slide each other), yaitu bergerak sejajar namun berlawanan arah. Keduanya tidak

saling memberai maupun saling menumpu. Batas transform ini juga dikenal sebagai sesar

ubahan-bentuk (transform fault).

2.           Batas divergen/konstruktif (divergent/constructive boundaries) terjadi ketika dua lempeng

bergerak menjauh satu sama lain. Mid-oceanic ridge dan zona retakan (rifting) yang aktif adalah

contoh batas divergen. Pada lempeng samudra, proses ini menyebabkan pemekaran dasar laut

(seafloor spreading). Sedangkan pada lempeng benua, proses ini menyebabkan terbentuknya

lembah retakan (rift valley) akibat adanya celah antara kedua lempeng yang saling menjauh

tersebut. Pematang Tengah-Atlantik (Mid-Atlantic Ridge) adalah salah satu contoh divergensi

yang paling terkenal, membujur dari utara ke selatan di sepanjang Samudra Atlantik, membatasi

Benua Eropa dan Afrika dengan Benua Amerika.

3.           Batas konvergen/destruktif (convergent/destructive boundaries) terjadi jika dua lempeng

bergesekan mendekati satu sama lain sehingga membentuk zona subduksi jika salah satu

lempeng bergerak di bawah yang lain, atau tabrakan benua (continental collision) jika kedua

lempeng mengandung kerak benua. Palung laut yang dalam biasanya berada di zona subduksi, di

mana potongan lempeng yang terhunjam mengandung banyak bersifat hidrat (mengandung air),

sehingga kandungan air ini dilepaskan saat pemanasan terjadi bercampur dengan mantel dan

menyebabkan pencairan sehingga menyebabkan aktivitas vulkanik. Contoh kasus ini dapat kita

lihat di Pegunungan Andes di Amerika Selatan dan busur pulau Jepang (Japanese island arc).

Wilayah dimana suatu lempeng samudra terdorong ke bawah lempeng benua atau lempeng

samudra lain disebut dengan zona tunjaman (subduction zones). Di zona tunjaman inilah sering

terjadi gempa. Pematang gunung-api (volcanic ridges) dan parit samudra (oceanic trenches) juga

terbentuk di wilayah ini.

Batas konvergen ada 3 macam, yaitu 1) antara lempeng benua dengan lempeng samudra,

2) antara dua lempeng samudra, dan 3) antara dua lempeng benua.

       Konvergen lempeng benua—samudra (Oceanic—Continental) samudra-benua

Ketika suatu lempeng samudra menunjam ke bawah lempeng benua, lempeng ini

masuk ke lapisan astenosfer yang suhunya lebih tinggi, kemudian meleleh. Pada

lapisan litosfer tepat di atasnya, terbentuklah deretan gunung berapi (volcanic

mountain range). Sementara di dasar laut tepat di bagian terjadi penunjaman,

terbentuklah parit samudra (oceanic trench).

Pegunungan Andes di Amerika Selatan adalah salah satu pegunungan yang terbentuk

dari proses ini. Pegunungan ini terbentuk dari konvergensi antara Lempeng Nazka

dan Lempeng Amerika Selatan.

       Konvergen lempeng samudra—samudra (Oceanic—Oceanic) 2 samudra

Salah satu lempeng samudra menunjam ke bawah lempeng samudra lainnya,

menyebabkan terbentuknya parit di dasar laut, dan deretan gunung berapi yang

pararel terhadap parit tersebut, juga di dasar laut. Puncak sebagian gunung berapi ini

ada yang timbul sampai ke permukaan, membentuk gugusan pulau vulkanik (volcanic

island chain).

Pulau Aleutian di Alaska adalah salah satu contoh pulau vulkanik dari proses ini.

Pulau ini terbentuk dari konvergensi antara Lempeng Pasifik dan Lempeng Amerika

Utara.

       Konvergen lempeng benua—benua (Continental—Continental)

2 benua

Salah satu lempeng benua menunjam ke bawah lempeng benua lainnya. Karena

keduanya adalah lempeng benua, materialnya tidak terlalu padat dan tidak cukup

berat untuk tenggelam masuk ke astenosfer dan meleleh. Wilayah di bagian yang

bertumbukan mengeras dan menebal, membentuk deretan pegunungan non vulkanik

(mountain range).

Pegunungan Himalaya dan Plato Tibet adalah salah satu contoh pegunungan yang

terbentuk dari proses ini. Pegunungan ini terbentuk dari konvergensi antara Lempeng

India dan Lempeng Eurasia.

2.4 . KEKUATAN PENGGERAK PERGERAKAN LEMPENG

Pergerakan lempeng tektonik bisa terjadi karena kepadatan relatif litosfer samudera dan

karakter astenosfer yang relatif lemah. Pelepasan panas dari mantel telah didapati sebagai

sumber asli dari energi yang menggerakkan lempeng tektonik. Pandangan yang disetujui

sekarang, meskipun masih cukup diperdebatkan, adalah bahwa kelebihan kepadatan litosfer

samudera yang membuatnya menyusup ke bawah di zona subduksi adalah sumber terkuat

pergerakan lempengan.

Pada waktu pembentukannya di mid ocean ridge, litosfer samudera pada mulanya

memiliki kepadatan yang lebih rendah dari astenosfer di sekitarnya, tetapi kepadatan ini

meningkat seiring dengan penuaan karena terjadinya pendinginan dan penebalan. Besarnya

kepadatan litosfer yang lama relatif terhadap astenosfer di bawahnya memungkinkan terjadinya

penyusupan ke mantel yang dalam di zona subduksi sehingga menjadi sumber sebagian besar

kekuatan penggerak-pergerakan lempengan. Kelemahan astenosfer memungkinkan lempengan

untuk bergerak secara mudah menuju ke arah zona subduksi. Meskipun subduksi dipercaya

sebagai kekuatan terkuat penggerak-pergerakan lempengan, masih ada gaya penggerak lain yang

dibuktikan dengan adanya lempengan seperti lempengan Amerika Utara, juga lempengan

Eurasia yang bergerak tetapi tidak mengalami subduksi di manapun. Sumber penggerak ini

masih menjadi topik penelitian intensif dan diskusi di kalangan ilmuwan ilmu bumi.

Pencitraan dua dan tiga dimensi interior bumi (tomografi seismik) menunjukkan adanya

distribusi kepadatan yang heterogen secara lateral di seluruh mantel. Variasi dalam kepadatan ini

bisa bersifat material (dari kimia batuan), mineral (dari variasi struktur mineral), atau termal

(melalui ekspansi dan kontraksi termal dari energi panas). Manifestasi dari keheterogenan

kepadatan secara lateral adalah konveksi mantel dari gaya apung (buoyancy forces) Bagaimana

konveksi mantel berhubungan secara langsung dan tidak dengan pergerakan planet masih

menjadi bidang yang sedang dipelajari dan dibincangkan dalam geodinamika. Dengan satu atau

lain cara, energi ini harus dipindahkan ke litosfer supaya lempeng tektonik bisa bergerak. Ada

dua jenis gaya yang utama dalam pengaruhnya ke pergerakan planet, yaitu friksi dan gravitasi.

Gaya Gesek

   Basal drag

Arus konveksi berskala besar di mantel atas disalurkan melalui astenosfer, sehingga

pergerakan didorong oleh gesekan antara astenosfer dan litosfer.

    Slab suction

Arus konveksi lokal memberikan tarikan ke bawah pada lempeng di zona subduksi

di palung samudera. Penyerotan lempengan (slab suction) ini bisa terjadi dalam kondisi

geodinamik di mana tarikan basal terus bekerja pada lempeng ini pada saat ia masuk ke

dalam mantel, meskipun sebetulnya tarikan lebih banyak bekerja pada kedua sisi

lempengan, atas dan bawah.

Gravitasi

       Runtuhan gravitasi

Pergerakan lempeng terjadi karena lebih tingginya lempeng di oceanic ridge.

Litosfer samudera yang dingin menjadi lebih padat daripada mantel panas yang merupakan

sumbernya, maka dengan ketebalan yang semakin meningkat lempeng ini tenggelam ke

dalam mantel untuk mengkompensasikan beratnya, menghasilkan sedikit inklinasi lateral

proporsional dengan jarak dari sumbu ini. :Dalam teks-teks geologi pada pendidikan dasar,

proses ini sering disebut sebagai sebuah doronga. Namun, sebenarnya sebutan yang lebih

tepat adalah runtuhan karena topografi sebuah lempeng bisa jadi sangat berbeda-beda dan

topografi pematang (ridge) yang melakukan pemekaran hanyalah fitur yang paling

dominan. Sebagai contoh, pembengkakan litosfer sebelum ia turun ke bawah lempeng yang

bersebelahan menghasilkan kenampakan yang bisa memengaruhi topografi. Lalu, mantel

plume yang menekan sisi bawah lempeng tektonik bisa juga mengubah topografi dasar

samudera.

       Slab-pull (tarikan lempengan)

Pergerakan lempeng sebagian disebabkan juga oleh berat lempeng yang dingin dan

padat yang turun ke mantel di palung samudera. Ada bukti yang cukup banyak bahwa

konveksi juga terjadi di mantel dengan skala cukup besar. Pergerakan ke atas materi di

mid-oceanic ridge mungkin sekali adalah bagian dari konveksi ini. Beberapa model awal

Tektonik Lempeng menggambarkan bahwa lempeng-lempeng ini menumpang di atas sel-

sel seperti ban berjalan. Namun, kebanyakan ilmuwan sekarang percaya bahwa astenosfer

tidaklah cukup kuat untuk secara langsung menyebabkan pergerakan oleh gesekan gaya-

gaya itu. Slab pull sendiri sangat mungkin menjadi gaya terbesar yang bekerja pada

lempeng. Model yang lebih baru juga memberi peranan yang penting pada penyerotan

(suction) di palung, tetapi lempengan seperti Lempeng Amerika Utara tidak mengalami

subduksi di manapun juga, tetapi juga mengalami pergerakan seperti juga Lempeng Afrika,

Eurasia, dan Antarktika. Kekuatan penggerak utama untuk pergerakan lempengan dan

sumber energinya itu sendiri masih menjadi bahan riset yang sedang berlangsung.

Gaya dari luar

Dalam studi yang dipublikasikan pada edisi Januari-Februari 2006 dari buletin

Geological Society of America Bulletin, sebuah tim ilmuwan dari Italia dan Amerika Serikat

berpendapat bahwa komponen lempeng yang mengarah ke barat berasal dari rotasi Bumi dan

gesekan pasang bulan yang mengikutinya. Mereka berkata karena Bumi berputar ke timur di

bawah bulan, gravitasi bulan meskipun sangat kecil menarik lapisan permukaan bumi kembali ke

barat.

Beberapa orang juga mengemukakan ide kontroversial bahwa hasil ini mungkin juga

menjelaskan mengapa Venus dan Mars tidak memiliki lempeng tektonik, yaitu karena ketiadaan

bulan di Venus dan kecilnya ukuran bulan Mars untuk memberi efek seperti pasang di bumi.

Pemikiran ini sendiri sebetulnya tidaklah baru. Hal ini sendiri aslinya dikemukakan oleh bapak

dari hipotesis ini sendiri, Alfred Wegener, dan kemudian ditentang fisikawan Harold Jeffreys

yang menghitung bahwa besarnya gaya gesek oasang yang diperlukan akan dengan cepat

membawa rotasi bumi untuk berhenti sejak waktu lama.

2.5 . LEMPENG-LEMPENG UTAMA

Peta lempeng-lempeng tektonik

Lempeng-lempeng tektonik utama yaitu:

Lempeng Afrika , meliputi Afrika - Lempeng benua

Lempeng Antarktika , meliputi Antarktika - Lempeng benua

Lempeng Australia , meliputi Australia (tergabung dengan Lempeng India antara 50 sampai

55 juta tahun yang lalu)- Lempeng benua

Lempeng Eurasia , meliputi Asia dan Eropa - Lempeng benua

Lempeng Amerika Utara , meliputi Amerika Utara dan Siberia timur laut - Lempeng benua

Lempeng Amerika Selatan , meliputi Amerika Selatan - Lempeng benua

Lempeng Pasifik , meliputi Samudera Pasifik - Lempeng samudera

Lempeng-lempeng penting lain yang lebih kecil mencakup Lempeng India, Lempeng

Arabia, Lempeng Karibia, Lempeng Juan de Fuca, Lempeng Cocos, Lempeng Nazca, Lempeng

Filipina, dan Lempeng Scotia. Pergerakan lempeng telah menyebabkan pembentukan dan

pemecahan benua seiring berjalannya waktu, termasuk juga pembentukan superkontinen yang

mencakup hampir semua atau semua benua. Superkontinen Rodinia diperkirakan terbentuk 1

miliar tahun yang lalu dan mencakup hampir semua atau semua benua di Bumi dan terpecah

menjadi delapan benua sekitar 600 juta tahun yang lalu. Delapan benua ini selanjutnya tersusun

kembali menjadi superkontinen lain yang disebut Pangaea yang pada akhirnya juga terpecah

menjadi Laurasia (yang menjadi Amerika Utara dan Eurasia), dan Gondwana (yang menjadi

benua sisanya).

BAB III

KESIMPULAN

Lempeng tektonik terbentuk oleh kerak benua (continental crust) ataupun kerak samudra

(oceanic crust), dan lapisan batuan teratas dari mantel bumi (earth’s mantle). Kerak benua dan

kerak samudra, beserta lapisan teratas mantel ini dinamakan litosfer. Kepadatan material pada

kerak samudra lebih tinggi dibanding kepadatan pada kerak benua. Demikian pula, elemen-

elemen zat pada kerak samudra (mafik) lebih berat dibanding elemen-elemen pada kerak benua

(felsik).

Ada tiga jenis batas lempeng yang berbeda dari cara lempengan tersebut bergerak relatif

terhadap satu sama lain. Tiga jenis ini masing-masing berhubungan dengan fenomena yang

berbeda di permukaan. Tiga jenis batas lempeng tersebut adalah:

1.   Batas transform (transform boundaries) terjadi jika lempeng bergerak dan

mengalami gesekan satu sama lain secara menyamping di sepanjang sesar transform

(transform fault). Gerakan relatif kedua lempeng bisa sinistral (ke kiri di sisi yang

berlawanan dengan pengamat) ataupun dekstral (ke kanan di sisi yang berlawanan

dengan pengamat). Contoh sesar jenis ini adalah Sesar San Andreas di California.

2.    Batas divergen/konstruktif (divergent/constructive boundaries) terjadi ketika dua

lempeng bergerak menjauh satu sama lain. Mid-oceanic ridge dan zona retakan

(rifting) yang aktif adalah contoh batas divergen

3.     Batas konvergen/destruktif (convergent/destructive boundaries) terjadi jika dua

lempeng bergesekan mendekati satu sama lain sehingga membentuk zona subduksi

jika salah satu lempeng bergerak di bawah yang lain, atau tabrakan benua

(continental collision) jika kedua lempeng mengandung kerak benua. Palung laut

yang dalam biasanya berada di zona subduksi, di mana potongan lempeng yang

terhunjam mengandung banyak bersifat hidrat (mengandung air), sehingga

kandungan air ini dilepaskan saat pemanasan terjadi bercampur dengan mantel dan

menyebabkan pencairan sehingga menyebabkan aktivitas vulkanik. Contoh kasus ini

dapat kita lihat di Pegunungan Andes di Amerika Selatan dan busur pulau Jepang

(Japanese island arc).

DAFTAR PUSTAKA

http://id.wikipedia.org/wiki/Tektonika_lempeng

http://balitbangda.kutaikartanegarakab.go.id/?p=190

Katili. 1964. Geologi. Jakarta: Departemen Urusan Research Nasional.

WAKTU GEOLOGI

Orang kebanyakan berpikir soal waktu, hanya sebatas umur manusia atau beberapa

generasi yang lampau. Sedangkan waktu dalam geologi diperhitungkan sejak terbentuknya

bumi, sekitar 450 juta tahun yang lalu. Satuan waktu dalam geologi adalah juta-tahun.

Umur bumi atau kelahiran bumi ini sudah menjadi pemikiran orang sejak berabad yang

lalu, dan berbagai cara dilakukanuntuk mengetahuinya.

Waktu atau umur geologi erat hubungannya dengan stratigrafi (strata berarti lapisan),

susunan atau urutan lapisan-lapisan batuan. Dalam geologi digunakan dua macam umur,

yaitu umur relatif dan umur absolut.

1.  Umur Relatif

Umur relatif didasarkan pada material bumi (batuan, fossil dan sedimen) atau

kejadian-kejadian yang berlangsung di bumi, dinyatakan dengan dua cara yang berbeda.

Pertama, dengan membandingkan material bumi, yang satu lebih tua atan lebih muda

dibandingkan dengan yang lainnya. Meskipun umur sebenarnya tidak diketahui. Misalnya

batuan sedimen dengan fossil dinosaurus relatif lebih tua dibandingkan dengan sedimen

berfossil manusia, yang artinya lapisan yang satu diendapkan lebih dulu dibandingkan yang

lainnya.

Umur relatif material bumi atau kejadian-kejadian di bumi merupakan perbandingan

umur yang satu dengan lainnya. Penentuan umur relatif secara fisik dilakukan dengan

bantuan kaidah-kaidah Steno (hukum superposisi), James Hutton (hubungan potong-

memotong = cross cutting relationship) dan terutama dengan fossil.

Tahun 1798, James Hutton mempublikasikan gagasannya mengenai hubungan

batuan sebagai berikut. Bi1a suatu lapisan, atau lapisan-lapisan batuan terpotong oleh

batuan lain, maka umur batuan yang memotong lebih muda dari pada batuan yang

dipotongnya. Misalnya lapisan-lapisan batuan sedimen diterobos batuan beku, yang berarti

lapisan batuan sedimen dipotong oleh batuan beku, maka umur batuan beku lebih muda

dibandingkan dengan umur batuan sedimennya.

Sebagai contoh, lihat diagram Gambar 7.1. Batuan tertua adalah batuan metamorf

(A), yang diintrusi granit (B) yang lebih muda. Kontak granit dan lapisan terangkat (D)

tidak ada, sehingga hubungannya tidak diketahui dengan pasti. Bidang erosi (C)

berkembang di atas dataran metamorf yang disusul pengendapan batuan sedimen (D).

Batuan-batuan ini diterobos oleh korok dan sill (E). Sesar (F) menggeser urutan (D).

Kemudian terjadi bidang erosi luas atau berkembangnya ketidakselarasan (G) yang

memotong seluruh satuan-satuan (A) sampai (F). Lalu seri endapan horizontal (H)

diendapkan. Terobosan(I) dan (J) terjadi. (I) membentuk lakolit (laccolite) dan (J)

membentuk korok dan sill. Dengan mempelajari penyebaran fossil indeks dan stratigrafi,

letak susunan lapisan-lapisan batuan, disusunlah satu kolom waktu geologi (geologic time

scale), dimana umur-umurnya dinyatakan dalam masa kehidupan fossil. Dan masa ini diberi

nama sesuai dengan geografi dimana pertama kali fossil tersebut dijumpai. Misalnya Jura,

fossilnya dijumpai di pegunungan Jura.

Pada penentuan umur batuan lebih sering dipergunakan

istilah pentarihan ataudating, dan ada dua metode yang umum digunakan.

Metode yang paling sering digunakan dan umum adalah

metode paleontologyatau micropaleontology. Cara ini dilakukan dengan mengidenifikasi

fosil indeks atau himpunan fossil yang terdapat dalam batuan, dan diperoleh umur relatif

batuan.

Urutan stratigrafi yang disusun berdasarkan fosil indeks dan umur relatif dari seluruh benua

memperlihatkan kesamaan. Dari korelasi stratigrafi di seluruh dunia disusun suatu kolom

geologi, yang merupakan standard urutan kejadian  di bumi. Apabila ada penemuan baru, fossil

misalnya, kolom ini selalu akan disempurnakan.

Skala waktu international yang dipergunakan untuk satuan waktu dalam kolom geologi

adalah eon (kurun), era (masa), period (zaman) dan epoch (kala). Eon merupakan pembagian

interval terbesar dari waktu geologi, yang terdiri atasHadean, Archean,

Proterozoic dan Phanerozoic. Eon dibagi menjadi beberapa era, dan era dibagi lagi menjadi

beberapa period dan seterusnya sebagaimana tetera pada Gambar 7.2

2. Umur Absolut

Umur Absolut adalah umur yang dinyatakan dalam satuan waktu, ditentukan dengan

melakukan perhitungan alamiah.

Untuk mengetahui umur bumi yang sebenarnya, orang mencoba menghitung waktu yang

dibutuhkan untuk mengendapkan satu lapisan batuan sedimen. Dengan mengukur tebal lapisan

dan kecepatan pengendapan maka dapat dihitung waktu yang diperlukan untuk mengendapkan

lapisan tersebut. Namun hasilnya masih belum memadai. Kemudian Edmund Halley, 1715

berpikir dengan menghitung waktu yang dibutuhkan untuk "menggarami" laut sampai

mempunyai salinitas seperti saat ini. Pemikiran ini baru dilakukan oleh John Jolly pada 1889.

Ia mengukur kadar garam di sungai dan di laut, kemudian menghitung waktu yang diperlukan.

Dan waktu yang dibutuhkan identik dengan umur bud. Metode inipun masih lemah, karena

tidak mencerminkan semua laut di bumi, Juga garam yang terlarut dalam air laut tidak hanya

berasal dari sungai-sungai saja, tetapi juga dari gunungapi bawah laut dan pelarutan mineral--

mineral evaporit. Masih ada pemikiran yang lebih menarik, yakni  dengan menghitung

kecepatan, pendinginan bumi oleh Lord Kelvin, seorang fisikawan.

Berdasarkan anggapan bahwa bumi semula merupakan suatu bulatan pijar yang

sekarang telah mendingin secara perlahan-perlahan dan membentuk kerak bumi di

permukaannya, sedangkan intinya masih pijar. Akan tetapi pada saat itu, tahun 1896, belum

diketahui adanya radioaktif, yang memancarkan panas secara kontinyu. Sehingga

penambahan panas radioaktif ini tidak diperhitungkannya, mengakibatkan hasil perhitungan

umur bumi masih belum akurat.

Diketemukannya unsur-unsur radioaktif, yang meluruh secara tetap oleh Marie-Curie,

dapat menyelesaikan masalah umur bumi pada masa kini.

2.1  Isotop dan Penentuan Umur Absolut

Dalam fisika dan kimia telah dipelajari bahwa nomor atom unsur tertentu merupakan

jumlah proton dalam inti atom unsur tersebut dan tidak berubah-ubah. Sedangkan inti

atom terdiri atas neutron yang jumlahnya dapat bervariasi tanpa mengubah jumlah

proton. Misalnya unsur carbon, terdiri atas 6 proton, tetapi dapat disertai oleh 6, 7, atau

8 neutron. Atom suatu unsur yang mengandung jumlah neutron yang berbeda-beda

disebut Isotop. Suatu isotop dikenali dari nomor massanya, yang merupakan jumlah

neutron dan protonnya. Contoh di atas, carbon mempunyai 3 nomor massa 12, 13, dan

14, ditulis seperti 12C, 13C, dan14C.

Umumnya unsur kimia merupakan gabungan beberapa isotop. Pada umumnya isotop-

isotop unsur kimia di bumi bersifat stabil, cenderung tidak berubah. Akan tetapi ada

beberapa yang tidak stabil, misalnya 14C bersifat radioaktif, sebab intinya tidak stabil.

Ketidakstabilan inti isotop disebabkan oleh karena keragaman nomor massa ada

batasnya. Inti isotop radioaktif akan berubah secara spontan menjadi isotop yang lebih

stabil dari unsur kimia yang sama atau isotop unsur kimia yang lain. Proses perubahan

ini disebut peluruhan (decay), contohnya 14C meluruh menjadi 14N dan 238U

menjadi 206Pb. 14C dan 238U dinamakan parents, sedangkan 14N dan 206Pb

disebut daughter.

Ada tiga cara peluruhan radioaktif:

1. Dengan memancarkan partikel b,   dalam hal ini nomor massa tetap, tetapi nomor

atomnya bertambah satu.

2. Dengan menangkap partikel b,   nomor atom berkurang satu,   nomor massanya tetap.

3. Dengan memancarkan partikel a, yang terdiri atas 2 proton dan 2 neutron (2p+2n),

hilangnya partikel a, mengakibatkan nomor massa berkurang empat dan nomor atom

dua.

Peluruhan radioaktif dapat juga disertai radiasi sinar elektromagnetik, disebut

sinar g, tetapi tidak mempengaruhi nomor massa dan nomor atomnya. Kecepatan

peluruhan isotop tidak sama, banyak isotop radioaktif yang pernah ada di bumi yang

sekarang sudah punah karena meluruh dengan cepat. Beberapa isotop radioaktif yang

peluruhannya lambat masih ada.

Percobaan di laboratorium membuktikan bahwa kecepatan peluruhan tidak

terpengaruh oleh perubahan kondisi kimia atau fisik. Jadi kecepatan peluruhan suatu

isotop di selubung (mantle) atau magma, sama seperti dalam batuan sedimen. Atau dapat

dikatakan bahwa kecepatan peleburan tidak terpengaruh oleh proses geologi. Hal ini

penting artinya bagi umur absolut.

Peleburan setiap unsur radioaktif mempunyai waktu tertentu  yang dapat diukur, dan

mengikuti hukum dasar: banyaknya bagian parent atoms yang meluruh dalam setiap

satuan waktu adalah sama. Jumlah parent atoms yang meluruh turun secara kontinyu,

sedangkan jumlah daughter atoms secara kontinyu pula.

Kecepatan peluruhan radioaktif dinyatakan dalam waktu paruh (half life), yang

artinya waktu yang dibutuhkan untuk meluruhkan sejumlah parent atoms menjadi

setengahnya. Sebagai gambaran, misalnya waktu paruh suatu isotop radioaktif adalah

satu jam, dan dimulai dengan 1000 atom (No). Setelah satu jam maka tersisa 500 parent

atoms (Np) dan terbentuk 500 daughter atoms (Nd). Maka

2.2 Pentarihan Kalium-Argon (40K/40Ar)

Sebagai gambaran penentuan umur dapat dilakukan terhadap mineral, dipilih isotop

radioaktif alamiah kalium-40 (40K). Kalium mempunyai 3 isotop, 39K, 40K dan 41K,

tetapi hanya 40K yang bersifat radioaktif dan mempunyai waktu paruh 1.3x10 9 tahun.

Isotop kalium meluruh dengan dua cara berbeda, 12% darinya menjadi gas argon (Ar)

dan sisanya 88% menjadi kalsium (Ca), dengan persamaan:

40K + b ® 40Ar  dan  40K ® 40Ca + b

Perbandingan persentasi ini tidak terpengaruh oleh perubahan kondisi kimia atau fisik.

Pada saat mineral yang mengandung kalium mengkristal, dari magma atau

berkembang pada bahan metamorf, termasuk 40K, dalam struktur kristalnya. Sejak

mineral terbentuk, saat itu pula mulai terakumulasi 40Ar dan 40Ca di dalam mineral.

Karena perbandingan 40Ar dan 40Ca selatu tetap, maka untuk mengetahui berapa

banyak 40K yang meluruh, dapat dipilih salah satu saja yang diukur. Isotop argon lebih

baik, karena merupakan unsur yang sifat atomnya berbeda dengan lainnya.

Selain itu juga argon tidak membentuk ikatan kimia dengan unsur lainnya, sehingga

merupakan sebagai argon bebas yang terperangkap dalam kristal. Kelebihan lainnya

adalah pada suhu tinggi argon akan keluar dari kristal, tetapi pada suhu rendah ia akan

tetap terperangkap. Artinya, argon yang diukur, hanya yang terbentuk dan terakumulasi

sejak pembentukan mineralnya. Walaupun dalam magma terdapat  40K yang

menghasilkan 40Ar, tetapi suhunya masih sangat tinggi dan Argon tidak terperangkap

dan keluar.

Semua atom 40Ar dalam mineral yang mengandung kalium pada batuan ekstrusif

seperti diorite atau andesit haruslah berasal dan 40K yang terakumulasi sejak suhunya

rendah. Batuan ekstrusif mendingin dengan cepat, maka waktu ekstrusi sama dengan

saat terperangkapnya argon. Untuk menghitung umurnya dipergunakan rumus:

Np

                  = ( 1 -  )y

No

               (  No = Np + Nd  )

Dimana  l  :  konstanta peluruhan, bagian dari parent atom yang meluruh tiap

satuan waktu. Disederhanakan menjadi 0.5

y   :  banyaknya satuan waktu

Contoh perhitungan:

Analisis kimia mineral kalium feldspar dan batuan piroklastik memperlihatkan

bahwa setiap 20.000 parent atoms 40K ada 1.200 atom 40Ar. Perbandingan Ar/Ca

tetap, jadi atom 40Ca ada 8.800.

Maka   Nd =1.200 + 8.800 =10.000 dan No = 20.000 + 10.000 = 30.000

Dari rumus di atas, maka20000 / 30000 = ( 1 - 0.5)y

dimasukkan ke logaritma maka

log 30.000 - log 20.000 = 0.3 y

              atau  y = 0.58

yang berarti feldspar terbentuk 0.587 waktu paruh yang lalu.

Jadi umur batuan piroklastik tersebut adalah:

0.587 x 1300 x 106 tahun atau 760 juta tahun

Isotop Waktu paruh

(tahun)

Pentarihan efektif (tahun)

Mineral, dllParent Sistem Peluruhan Daughter

Uranium-238Uranium-235Uranium-232

a + ba + ba + b

Pb-206Pb-206Pb-206

4.5 x 109

710 x 104

14 x 109

10 x 106 – 4.6 x 109

10 x 106 – 4.6 x 109

10 x 106 – 4.6 x 109

Zirkon & UraninitZirkon & UraninitZirkon & Uraninit

Kalium-49 Penangkapan bPeluruhan b

Ar-40Ca-40

1.3 x 109 5 x 104 – 4.6 x 109 Muskovit, Biotit,Hornblende,Batuan Volkanik

Rubidium-87 Peluruhan b Sr-87 47 x 109 10 x 106 – 4.6 x 109 Muskovit, Biotit,Kalium Feldspar,Batuan Beku &Metamorf

Karbon-14 Peluruhan b N-14 5.730 ± 30 102 – 7 x 104 Kayu, Arang, Peat

& MaterialTumbuhan;Tulang, Tissue, &Material Binatang;Pakaian (Cloth);Cangkang (Shell);Stalaktik; AirTanah; Air Laut;& Es gletsyer

Tabel 7.1 memperlihatkan isotop radioaktif lain yang biasa dipergunakan untuk penentuan

umur absolut selain kalium-argon. Sedangkan metode-metode lain yang juga dapat

dipergunakan untuk menentukan umur absolut batuan dapat dilihat dalam Tabel 7.2.

Metode Simbol KetelitianJangkauan

(tahun)Yang Diukur

Silisium-32 Si-32 ± 300 thn 500 – 2000 Aktivitas Si-32

Tritium H-3 ± 5 % s/d 150 Kandungan H-3

Argon-39 Ar-39 ± 5 % 50 - 1200 Aktivitas Ar-39

Chlor-36 Cl-36 s/d 2,5 x 106 Aktivitas Cl-36

Beryllium-10 Be-10 ± 25 % 104 – 15 x 106 Aktivitas Be-10

Alluminium-26 Al-26 ± 50.000 3,5 x 106 Aktivitas Al-26

Timbal-210 Pb-210 s/d 150 Pengukuran Pb-210, Po-210

Uranium/Helium U/He 103 – 25 x 104 Kandungan He

Thorium-230/ Uranium-234

Th-230/ U-234

±3% - 10% 103 – 5 x 103 Perbandingan aktivitas peluruhan

Protaktinium-231/ Uranium-234

±10% - 20% 3x103 – 25x104 Perbandingan Protaktinium dan Uranium

Luminescence TL dan IROSL

±5% - 25% 2 x 108 Akumulasi dosis luminescence tahunan pada kuarsa dalam sedimen

Elektron Spin Resonance

ESR ± 10 % 103 – 1,5 x 106 Akumulasi dosis tahunan

Fission Track ±2% - 10% 3x103 – 10x106 Kerapatan jejak & kandungan U-238

Paleo Magnet 104 – 25x107 Suseptibilitas remanen magnet

Isotop Stabil Oksigen

O-16/ O-18

±1% - 5% 104 – 106 Perbandingan oksigen dalam CO2

Asam Amino ±10% - 25% 103 – 106 Sisa asam amino dalam tulang

7.3.       Ketidakselarasan (Unconformity)

Proses sedimentasi nornal mengendapkan sedimen secara teratur dan bertahap, lapisan demi

lapisan mengikuti hukum super posisi sejak lahinya bumi. Demikian pula hasilnya setelah

menjadi batuan sedimen, urutannya tidak berubah, lapisan di atas selaras terhadap lapisan di

bawahnya, selama belum mengalami proses geologi lainnya, tektonik misalnya. Namun

seperti telah diketahui bahwa bumi tidaklah statis. Selama pengendapan sedimen dapat

terjadi gangguan pengendapan sehingga urutan endapannya pun tidak lagi menerus. Ada

lapisan yang “hilang”, dan menjadi tidak selaras. Hilangnya satu lapisan atau lebih dapat

disebabkan oleh tidak adanya pengendapan atan endapan yang semula ada telah tererosi.

Bidang ketidak-menerusan pengendapan ini disebut bidang ketidakselarasan, yang

menunjukkan suatu periode panjang dimana selama itu tidak berlangsung pengendapan, erosi

'menghilangkan' batuan yang semula ada, kemudian pengendapan berlangsung kembali. Pada

setiap pengangkatan dan erosi diikuti amblasan (subsidence) dan sedimentasi diperbarui.

Ada tiga jenis ketidakselarasan utama yang dijumpai pada batuan sedimen. Yang sangat

nyata adalah ketidakselarasan bersudut (angular unconformity) yang ditandai oleh tidak

selarasnya lapisan lebih tua dengan yang muda (2). Sedimen tua terdeformasi dan tererosi,

kemudian diendapkan sedimen baru di atasnya. Jenis kedua adalah ketidakselarasan sejajar

(disconformity) merupakan bidang erosi di antara dua lapisan sejajar, (3). Yang satu ini agak

sukar diamati karena kesejajaran lapisannya. Dapat diketahui dari perbedaan umur

kandungan fossilnya. Dan jenis yang ketiga adalah nonconformity.