Cekungan Sedimen Dalam Kerangka Tektonik Lempeng

Cekungan sedimen ialah suatu tempat/lingkungan yang terbentuk akibat adanya penurunan permukaan bumi. Pengontrol utama pembentukan cekungan ini berhubungan dengan bagian luar bumi yang rigid dan masbodoh yang umum disebut selaku litosfer. Batas paling tegas dari bagian badan bumi ialah batas antara litosfer dan astenosfer. Litosfer ialah bab yang paling luar dengan karakteristik yang rigid dan relatif membentuk sebuah lempeng yang koheren.

Batas litosfer ini dicirikan oleh adanya suatu karakteristik isoterm (1.330°C) dan kadang-kadang disebut selaku litosfer termal. Bagian atas dari litosfer termal ini (ketebalan + 50 km), dapat menyimpan/mengakomodir tegangan elastis dalam abad waktu yang lama sehingga kerap kali disebut selaku litosfer elastis.

Pergerakan lempeng litosfer diatas astenosfer menciptakan sebuah zona deformasi dan kegempaan di sepanjang batas lempeng. Secara keseluruhan terdapat tiga tipe batas lempeng menurut arah pergerakannya adalah :

• Batas lempeng divergen, sebagai pola ialah pemekaran lantai samudra di mid oceanic ridge
• Batas lempeng konvergen, berasosiasi dengan pemampatan kerak (shortening) seperti pada kawasan kolisi kontinen.
• Batas lempeng  fault (transform), berasosiasi dengan mekanisme strike-slip fault.

Mekanisme pembentukan cekungan sedimentasi mampu dikelompokkan menjadi tiga golongan prosedur, walaupun pada kenyataannya tiga mekanisme ini dapat mempengaruhi pembentukan cekungan secara langsung. Tiga prosedur tersebut adalah :

1. Purely thermal mechanism, misalnya pendinginan dan penurunan dari oceanic lithosphere seiring dengan pergerakannya menjauhi sentra pemekaran.
2. Perubahan dalam ketebalan kerak/litosfer, misalnya penipisan kerak balasan adanya mekanisme pergerakan sesar ekstensional yang menertibkan penurunan cekungan, yang juga menjadikan adanya thermal uplift pada lempeng yang menipis.
3. Pembebanan litosfer, disebabkan oleh defleksi atau adanya deformasi fleksural dimana sebelumnya pernah terjadi subsidence.

(Baca juga Lempeng Tektonik Terbesar di Dunia)

Pembelajaran perihal mekanisme pembentukan cekungan ini ditinjau dari prospek hidrokarbon sangatlah memegang peranan penting. Pembentukan batuan sumber (biasa disebut oil kitchen) hampir senantiasa berasosiasi dengan endapan sedimen yang tebal (rata-rata meraih 1 km) yang biasa terjadi pada deposisi yang dikontrol oleh penurunan  cekungan. Selain itu, pada blok-blok kontinen yang naik (uplift) sangat lazim terbentuk build up karbonat yang juga mempunyai kesempatankhususnya sebagai reservoar dan cebakan stratigrafis.

Zonasi Komposisi Bumi

Kerak Samudera
Kerak ialah bagian paling luar kulit bumi yang mempunyai densitas kecil. Kerak samudera merupakan yang paling tipis dengan ketebalan berkisar 4 – 10 km, dan rata-rata sekitar 10 km. Densitas rata-rata sekitar 2900 kg/m3. Hal ini menciptakan tingkatan kerak yang mencerminkan model pembentukannya.

Layer 1 (paling atas) tersusun oleh sedimen yang belum terkonsolidasi (ketebalan + 0.5 km). Sedangkan layer 2 tersusun oleh batuan basaltik dan lava bantal yang berasosiasi dengan produk dari erupsi gunung api bawah bahari.

Layer 3 tersusun oleh batuan gabro dan peridotit  yang kemungkinan ialah batuan sumber yang terdiferensiasi menghasilkan batuan basaltik pada layer 2. Umur kerak samudra cukup pendek (pada era kini, paling bau tanah berumur Jura), disebabkan oleh pendinginan kerak yang menimbulkan kerak samudera tidak stabil secara gravitasional sehingga pada tempat konvergen, kerak samudera senantiasa menujam dan mengalami peleburan.

Kerak Benua
Kerak benua lebih tebal, berkisar antara 30 – 70 km namun rata-rata sekitar 35 km. Secara biasa kerak benua ini dapat dibagi menjadi dua bagian (layer), yaitu bagian atas yang tersusun oleh granit, granodiorit dan diorit; sedangkan bab bawah tersusun oleh batuan tekanan tinggi mirip granulit, eklogit dan amfibolit.

(Lihat juga Perbedaan Karakteristik Kerak Benua dan Kerak Samudera)

Batas antara kerak benua maupun kerak samudera dengan mantel dibawahnya, menurut survey geofisika menunjukkan adanya sebuah velositas rendah (low velocity channel). Horison inilah yang dikenal selaku Mohorovicic discontinuity atau Moho.

Mantel
Mantel bumi dibagi menjadi dua bab, adalah mantel atas dan mantel bawah. Mantel atas memiliki ketebalan kurang lebih 680 km + 20 km dan dibatasi oleh fase transisi. Mantel ini menerus hingga bab terluar core pada kedalaman 2900 km, dengan densitas yang semakin meningkat berbarengan dengan pertambahan kedalaman.

Zonasi Reologi Bumi

Zonasi reologi yang mempesona untuk dipelajari adalah pemisahan antara litosfer dan astenosfer. Hal ini dikarenakan pergerakan vertikal (uplift atau subsidence) dalam cekungan sedimentasi hampir semuanya merupakan respon terhadap adanya zonasi reologi ini.

Ketebalan lazim dari litosfer berkisar antara 5 km pada punggungan tengah samudera hingga 100 km pada bab paling masbodoh samudera. Pada tempat kontinen, bab bawah dari litosfer ini lebih sukar dikenali. Perubahan yang terjadi secara bertahap pada kecepatan gelombang S dan P menawarkan kemungkinan bahwa litosfer mempunyai batas/zonasi komposisi diantaranya.

Kekerasan (rigidity) dari litosfer ini memungkinkan litosfer membentuk sebuah lempeng yang koheren, namun hanya bagian atasnya saja yang mempunyai kekerasan yang cukup untuk menahan tegangan elastis dalam jangka waktu geologi (contohnya 109 tahun). Dibawah pergerakan litosfer elastis ini, terdapat perbedaan konseptual dan fisik antara litosfer elastik dan litosfer termal.

Litosfer samudera dan benua memiliki perbedaan dalam kekuatannya (gambar 1). Litosfer samudera memiliki kekuatan (strength) terbesar pada kedalaman 20 – 60 km, dimana semakin dalam lagi litosfer akan makin ductile.

Gambar 1. perbandingan kekuatan (strength) antara litosfer samudera dan benua.

Ke arah dalam lagi dari litosfer, terdapat astenosfer yang sangat lunak dan dapat mengalami deformasi dengan relatif gampang oleh anutan. Bagian atas dari astenosfer diketahui selaku zona kecepatan rendah dimana transmisi kecepatan gelombang S dan P turun secara bertahap, kemungkinan disebabkan oleh adanya partial melting.

Pergerakan Lempeng

Studi pergerakan lempeng ini didasarkan atas studi kegempaan dan pengamatan distribusi dari episenter gempa serta liniasi magnetik dari cekungan samudera. Lempeng litosfer dapat secara mudah mengalami deformasi dengan arah pergerakan horisontal dibandingkan arah pergerakan vertikal. Pergerakan horisontal lempeng litosfer ini pada kesannya membentuk tiga macam batas lempeng, yakni :

1. Batas Lempeng Divergen
Dicirikan oleh pusat pemekaran tengah samudera. Sesar transform dengan offset strike-slip displacement dari batas divergen, menciptakan teladan yang sangat tersegmentasi.

2. Batas Lempeng Konvergen
Disebut juga dengan edge of consumption atau subduction zone, yang merupakan garis sepanjang dua lempeng yang bergerak saling mendekat dimana lempeng yang lebih bau tanah menujam masuk ke dalam menuju mantel yang kemudian akan mengalami peleburan.

Batas konvergen ditandai oleh adanya bentukan palung pada daerah penujaman kerak samudra. Selain itu, juga akan terbentuk busur-busur volkanik dan kepulauan.

Pada batas konvergen yang lain dimana dua periode benua saling bertumbukan maka akan membentuk sebuah zona collision yang sangat besar sebab kedua kerak benua tersebut tidak mampu saling menujam balasan massa benua yang lebih ringan dibandingkan kerak samudera.

Walaupun secara umum kerak samudera yang menujam dibawah kerak samudera ataupun kerak benua, dalam sedikit masalah (misal di Taiwan) terjadi penujaman kerak benua dibawah kerak samudera. Hal ini sungguh ditentukan oleh besarnya bouyancy dari lempeng yang bertumbukan.

3. Batas Lempeng Konservatif (Transform)
Pembentukan batas konservatif ini terjadi disepanjang dua lempeng yang saling berbapasan satu sama yang lain. Patahan pada batas transform ditandai oleh adanya zona batuan yang terhancurkan secara intensif. Indikasi kegiatan deformasi batuan yang intensif ini dicirikan oleh munculnya acara kegempaan yang berskala besar (kedalaman pusat gempa meraih 20 km).

Gambar 2. Mekanisme deformasi lempeng pada sentra pemekaran. Pergerakan utama berupa dip-slip yang ditunjukkan oleh bentukan elipsoid yang mirip bola pantai.

Sykes (1967) melaksanakan studi pergerakan lempeng di punggungan tengah Atlantik, dan menemukan bahwa mekanisme pergerakan pada batas lempeng berbentukpergerakan strike-slip. Akan tetapi studi pertama dari pergerakan lempeng ini memberikan bahwa prosedur pergerakan lempeng di mid-oceanic ridge berupa dip-slip dan ekstensional (gambar 2).
Sumber https://www.geologinesia.com/