1. Interaksi Antar Lempeng.pdf

GEOTEKTONIK

Interaksi Antar Lempeng

Yogiasa Banusatria

Renny Sara Selviani S

Agustina M Hasibuan

Wijna Ati Sobhita

Mega

Indah Kusumaningtyas

Roby Oksuanadi

Putri Sunan H

Rifki Asrul Sani

Tika Roswina Pertiwi

Assvan Mintano

Dzaki Adhihutama

Perwita Purw

FAKULTAS TEKNIK GEOLOGI

UNIVERSITAS PADJADJARAN

GEOTEKTONIK

Interaksi Antar Lempeng

Yogiasa Banusatria 140710070040

Renny Sara Selviani S 140710070010

Agustina M Hasibuan 140710070018

Wijna Ati Sobhita 140710070033

Mega Fatmasari 140710070036

Indah Kusumaningtyas 140710070044

Roby Oksuanadi 140710070067

Putri Sunan H 140710070070

Rifki Asrul Sani 140710070075

Tika Roswina Pertiwi 140710070086

Assvan Mintano 140710070105

Dzaki Adhihutama 140710070111

Perwita Purwaningtyas 140710070119

FAKULTAS TEKNIK GEOLOGI

UNIVERSITAS PADJADJARAN

2009

RINGKASAN

Pada makalah ini, kami akan menjelaskan tentang interaksi-interaksi antar lempeng,

proses terjadinya, pembentukannya, dan lain-lain. Berikut adalah judul yang akan dijelaskan :

1. Active and Passive Margin

2. Divergent Plate Tectonic

3. MOR (Mid Ocean Ridge)

4. Rifting

5. Strike Slip Tectonic

6. Oceanic Transform Zone

PENDAHULUAN

Tektonik adalah suatu studi tentang deformasi lithosphere bumi pada skala besar yang

hasilnya pada formasi struktur mayor yang berassosiasi dengan pegunungan.

Menurut model tektonik lempeng, bagian terluar bumi yang keras, lithosphere, hancur

menjadi beberapa bagian tersendiri yang disebut “plate” atau lempeng. Pemikiran lebih lanjut

mengenai hal ini bahwa lempeng yang keras ini bergerak lambat tetapi kontinu. Pergerakan ini

dipercaya digerakkan oleh mesin panas (thermal engine), hasil dari suatu distribusi panas yang

tidak sama di dalam bumi. Sebagai material panas yang berasal dari kedalaman di dalam bumi

dan menyebar secara lateral, lempeng tersebut terkumpul dalam suatu gerakan. Yang

terpenting, pergerakan lempeng lithosphere bumi ini menghasilkan gempa bumi, aktivitas

vulkanik, dan deformasi massa batuan yang besar menjadi pegunungan.

Karena setiap lempeng bergerak sebagai suatu unit yang berbeda, semua interaksi

diantara lempeng terjadi sepanjang batas-batasnya. Pendekatan pertama dari batas-batas

lempeng yang dibuat/dibentuk pada basis gempa bumi dan aktifitas vulkanik. Kerja terakhir

mengindikasikan eksistensi tiga tipe yang berbeda dari batas lempeng, yang dibedakan oleh

kenampakan arah pergerakannya. Ketiga tipe tersebut adalah divergent (lempeng-lempeng

bergerak saling menjauh), convergent (lempeng-lempeng bergerak saling mendekat), dan

transform fault (lempeng-lempeng bergerak saling bergesekan).

Setiap lempeng dibatasi oleh suatu kombinasi dari zona-zona ini. Pemekaran lempeng

dipercaya terjadi pada “oceanic ridge” atau punggung samudera. Seperti pemisahan lempeng,

suatu gap terbentuk dan terisi batuan secara langsung yang bergerak ke atas yang berasal dari

astenosphere yang panas. Material ini mendingin secara perlahan yang kemudian menjadi

cekungan samudera yang baru.

Penemuan saat ini menyatakan bahwa interaksi lempeng sepanjang batas-batasnya

kebanyakan ditandai dengan vulkanisme, gempa bumi, dan pembentukan gunung. Batas-batas

tersebut tidak konstan sepanjang waktu. Sepanjang kedalaman temperatur di dalam bumi

secara signifikan lebih tinggi dari pada yang dekat permukaan, material masuk ke dalam bumi

akan selalu kontinu bergerak. Aliran di dalam tersebut, berputar, akan menjaga kulit terluar

bumi yang padat selalub bergerak. Dengan demikian, sepanjang mesin yang panas di dalam

bumi bekerja, posisi dan bentuk kontinen dan cekungan samudera akan berubah dan bumi

akan menjadi suatu planet yang dinamis.

ACTIVE AND PASSIVE MARGIN

Margin aktif adalah kontinental margin yang dicirikan dengan adanya gempa, aktifitas

gunung api, dan orogenesa yang merupakan hasil dari pergerakan lempeng tektonik.

margin biasanya ditandai dengan wilayah kontinental yang berbatasan dengan samudera

pasifik dimana lempeng samudera

adalah pengunungan Andes, Amerika Selatan

Margin pasif adalah

bukan merupakan margin yang aktif.

yang mana pada jaman sekarang ditandai dengan kerak transisional

membentuk sebuah cekngan samudera yang

berubah lagi menjadi punggungan tengah samudera.

Distribus Global

Margin aktif biasanya tersebar pada daerah diamana terdapat subduksi, contoh

daerah penyebarannya adalah garis pantai selatan Afrika barat, hampir semua

samudera hindia, dan sebagian besar margin dari samudera pasifik.

Margin pasif dapat ditemukan pada semua lingkungan benua dan samudera yang

ditandai dengan sesar strike slip atau zo

samudera Atlantik, samudera Arctic, bagian barat samudera Hindia, nyaris seluruh pantai

Afrika, Greenland, India, dan Autralia, serta pada pantai timur Amerika utara dan Amerika

selatan, juga Eropa barat, Antartika, dan Asia timur.

Gambar 1 :


aktif adalah kontinental margin yang dicirikan dengan adanya gempa, aktifitas

gunung api, dan orogenesa yang merupakan hasil dari pergerakan lempeng tektonik.


pasifik dimana lempeng samudera tersubduksi jauh dibawah lempeng benua, contohnya

adalah pengunungan Andes, Amerika Selatan.

Margin pasif adalah daerah transisi antara kerak benua dan kerak samudera yang

bukan merupakan margin yang aktif. Pasif margin terbentuk dari sedimentasi diatas rift purba,

yang mana pada jaman sekarang ditandai dengan kerak transisional. Kontinental rifting

membentuk sebuah cekngan samudera yang baru, yang pada perkembangannya akan

berubah lagi menjadi punggungan tengah samudera.

aktif biasanya tersebar pada daerah diamana terdapat subduksi, contoh

daerah penyebarannya adalah garis pantai selatan Afrika barat, hampir semua

samudera hindia, dan sebagian besar margin dari samudera pasifik.

dapat ditemukan pada semua lingkungan benua dan samudera yang

ditandai dengan sesar strike slip atau zona subduksi, contoh daerah penyebarannya adalah

antik, samudera Arctic, bagian barat samudera Hindia, nyaris seluruh pantai


selatan, juga Eropa barat, Antartika, dan Asia timur.

Gambar 1 : Distribusi global pasif margin zona transisi.


aktif adalah kontinental margin yang dicirikan dengan adanya gempa, aktifitas

gunung api, dan orogenesa yang merupakan hasil dari pergerakan lempeng tektonik. Aktif


tersubduksi jauh dibawah lempeng benua, contohnya

a kerak benua dan kerak samudera yang

Pasif margin terbentuk dari sedimentasi diatas rift purba,

. Kontinental rifting

baru, yang pada perkembangannya akan

aktif biasanya tersebar pada daerah diamana terdapat subduksi, contoh

daerah penyebarannya adalah garis pantai selatan Afrika barat, hampir semua bagian timur

dapat ditemukan pada semua lingkungan benua dan samudera yang

na subduksi, contoh daerah penyebarannya adalah

antik, samudera Arctic, bagian barat samudera Hindia, nyaris seluruh pantai


Morfologi

Margin kontinental aktif dibagi menjadi dua kategori, berdasarkan kedalaman

distribusi gempa bumi dan rezim tektonik. Margin transform aktif dicirikan oleh adanya pusat

gempa bumi yang dangkal dan tergeser, yang merupakan hasil dari pergesekan horizontal

antar lempeng. Margin kompresional dicirikan oleh adanya pusat gempa bumi yang dangkal,

medium sampai sangat dalam sepanjang zona dipping, hasil dari pemekaran samudera dan

busur gunungapi benua, bergantung kepada marginnya samudera – samudera atau samudera

– benua.

Margin pasif pada samudera Hindia dan samudera Atlantik, awalnya terbentuk oleh

rifting dari kerak benua dan ditandai dengan adanya batas samudera – benua bersamaan

dengan adanya pemekaran lempeng. Margin pasif dicirikan oleh kontinental shelf, lereng, dan

naiknya fisiografi province.

Gambar 2 : Two types of continental margins exist: active margins and passive margins. Active

margins form primarily along the boundaries of plates that are actively converging. Passive

margins currently exist in the middle of plates, not at plate boundaries.

Cross Section

Kerak transisi terdiri dari kerak continental yang terlipat. Gerakan lipatan lebih ke

arah vertikal dibandingkan arah horizontalnya.

Cross-section menembus kerak transisi pada passive

kontruksi volcanic besar. Subduksi kerak benua ditandai oleh sesar normal p

dalam.

Mekanisme Subduksi

Margin pasif ditandai oleh akumulasi sedimen yang tebal. Ruang untuk sedimen ini

disebut ruang akomodasi dan

disebabkan oleh gravitasi ekuilibrium yang dibentuk antara kerak traktat

sebagai isostasy. Mengendalikan Isostasy mengangkat dari sisi keretakan dan kemudian surut

dari margin pasif dan sebagian besar tercermin oleh perubahan aliran panas. Aliran panas

pada margin pasif mengalami perubahan secara signifikan selama masa umur, yang semakin

lama akan mengalami penurunan.


arah vertikal dibandingkan arah horizontalnya.

section menembus kerak transisi pada passive margin. Kerak transisi seperti

kontruksi volcanic besar. Subduksi kerak benua ditandai oleh sesar normal p

Mekanisme Subduksi


disebut ruang akomodasi dan disebabkan oleh pengendapan dari kerak peralihan. Subsidence

disebabkan oleh gravitasi ekuilibrium yang dibentuk antara kerak traktat-traktat, yang dikenal


in pasif dan sebagian besar tercermin oleh perubahan aliran panas. Aliran panas


lama akan mengalami penurunan.

Gambar 3 : Rifted Passive Margin

Gambar 4 : Volcanic Passive Margin


margin. Kerak transisi seperti

kontruksi volcanic besar. Subduksi kerak benua ditandai oleh sesar normal pada laut yang


disebabkan oleh pengendapan dari kerak peralihan. Subsidence

traktat, yang dikenal


in pasif dan sebagian besar tercermin oleh perubahan aliran panas. Aliran panas


Klasifikasi Pasif Margin

Berdasarkan klasifikasinya, pasif

1. Tampilan peta formasi geometri

2. Kerak transisional (vulkanik and non

3. Kerak transisisonal yang berubah akibat coninental normal terhadap kerak samudra atau

terisolasi oleh blok (sederhana dan kompleks)

4. Sedimentasi (dominasi karbonat, dominasi klastik, atau

Formasi

Terdapat 3 tahapan pada formasi passive margin :

1. Pada tahap pertama kerak benua mengalami retakan akibat peregangan dan penipisan

kerak bumi dan litosfer oleh pergerakan lempeng. Ini adalah awal dari pengendapan

kerak benua.

2. Tahap kedua mengarah pada pembentukan sebuah cekungan laut, mirip dengan Laut

Merah saat ini. Kerak benua transisi yang mengalami sesar normal sehingga laut

dibentuk. Garam memiliki kerapatan yang rendah sehingga ini kemudian dapat

bermigrasi ke atas sebagai kubah garam.

litosfer masih berlangs

beku dan tanggul-tanggul selama tahap ini

Klasifikasi Pasif Margin

Berdasarkan klasifikasinya, pasif margin terbagi menjadi empat, yaitu :

Tampilan peta formasi geometri (rifted, sheared, dan transtensional)

Kerak transisional (vulkanik and non-vulkanik)

Kerak transisisonal yang berubah akibat coninental normal terhadap kerak samudra atau

eh blok (sederhana dan kompleks)

Sedimentasi (dominasi karbonat, dominasi klastik, atau sediment starved

Terdapat 3 tahapan pada formasi passive margin :

Pada tahap pertama kerak benua mengalami retakan akibat peregangan dan penipisan


Tahap kedua mengarah pada pembentukan sebuah cekungan laut, mirip dengan Laut

erah saat ini. Kerak benua transisi yang mengalami sesar normal sehingga laut


bermigrasi ke atas sebagai kubah garam. Peregangan dan penipisan k

litosfer masih berlangsung di tahap ini. Margin vulkanik pasif juga memiliki intrusi batuan

tanggul selama tahap ini.

Gambar 4 : Proses Volcanic Passive Margin

Kerak transisisonal yang berubah akibat coninental normal terhadap kerak samudra atau

sediment starved)

Pada tahap pertama kerak benua mengalami retakan akibat peregangan dan penipisan


Tahap kedua mengarah pada pembentukan sebuah cekungan laut, mirip dengan Laut

erah saat ini. Kerak benua transisi yang mengalami sesar normal sehingga laut


Peregangan dan penipisan kerak bumi dan

ung di tahap ini. Margin vulkanik pasif juga memiliki intrusi batuan

3. Tahap terakhir dalam pembentukan, terjadi ketika peregangan kerak berhenti dan

peralihan kerak bumi dan litosfer berkurang sebagai hasil dari pendinginan dan

penebalan (thermal subsidence). Drainase mulai mengalir ke arah margin pasif yang

menyebabkan sedimen menumpuk di atasnya.

DIVERGENT PLATE TECTONIC

Lempeng tectonik divergen dapat didefinisikan, bahwa sesuatu benda padat akan

pecah dan memberai manakala gaya tarikan yang dikenakan pada benda tersebut melebihi

daya dan kekuatan benda itu sendiri. Demikian juga dengan lempeng bumi (lempeng benua

atau samudera) akan pecah dan memberai bila terkena gaya tarikan melebihi daya dan

kekuatan lempeng bumi tersebut. Dalam hubungannya dengan pemberaian lempeng bumi,

masalah utama yang memerlukan penjelasan menyangkut sumber gaya tarikan yang

mengakibatkan lempeng bumi pecah, memberai dan kemudian terpisah. Pemberaian lempeng

bumi mengakibatkan terbentuknya samudera baru dan pinggiran benua baru. Pertumbuhan

dan penambahan kerak samudera akan diikuti pengendapan sedimen didasar samudera dan

geosinklin di pinggir benua.

Sumber Gaya Tarikan

Keratan-keratan lempeng bumi yang di selimuti oleh kerak benua yang lebih tebal,

padu dan kuat akan lebih stabil dan langgeng. Sedangkan keratan-keratan yang ditutupi oleh

kerak samudera yang lebih tipis, berat tapi getas atau gampang terpatahkan dan kurang stabil.

Dengan demikian, kerak samudera akan di kuasai struktur yang berkaitan dengan gaya tarikan.

Sumber dari gaya tarikan dapat diperkirakan dari hasil pengamatan pada efek-efek yang

ditimbulkannya.

Ada dua kelompok (teori) yang berkaitan dengan sumber dari gaya tarikan ini, yakni :

a) Timbulnya gaya (stress) tarikan disebabkan oleh aliran panas mantel yang memberai

(divergent mantle flows) yang bersumber dari aliran konveksi (convection currents) panas

di astenosfer.

b) Timbulnya gaya tarikan berhubungan dengan pembubungan kerucut panas mantel bumi

(mantle plumes) di astenosfer.

Pembentukan Dasar Samudera

Pemekaran kerak bumi (kerak samudera atau benua) yang mengakibatkan

pemberaian dan pemisahan keratan kerak bumi dan pembentukan kerak samudera baru di

antara kedua keratan kerak bumi tersebut. Proses pembentukan kerak samudera ini dapat

dijelaskan seperti berikut ini (Tarling & Tarling, 1974).

Sebagaimana dijelaskan, bahwa pemekaran kerak bumi dimotori oleh aliran konveksi

panas mantel yang mengakibatkan pembubungan panas mantel diikuti pembentukan kubah

kerak benua.

Pada puncak bubungan kubah kerak benua terjadi rekahan-rekahan yang membentuk

lajur lemah, yang kemudian diikuti oleh naiknya magma permukaan berupa lelehan lava dan

erupsi gunung api. Kemudian pada puncak pelelehan lava dan letusan gunung api, gaya tarikan

yang bekerja menimbulkan pensesaran normal atau bongkah mengakibatkan lajur rekahan

akan runtuh dan membentuk terban dan kerak bumi mulai terpotong atau pecah dan terberai.

Lembah East African Rift merupakan salah satu contoh aktual saat ini.

Pembentukan terban diikuti oleh genangan air yang menguap dengan cepat karena

panas dari magma yang naik ke permukaan. Mata air panas dan kegiatan gunung api terus

berlangsung, sementara material mantel bumi semakin dekat ke permukaan. Contoh aktual

saat ini terdapat di Lajur Depresi Afar, di selatan Laut Merah.

Material mantel bumi mencapai permukaan, mendingin dan membeku menjadi kerak

samudera baru. Kerak samudera ini memisahkan kedua keratan kerak bunua dan sekaligus

menandai terjadinya pemekaran kerak benua. Lajur pemekaran (rift zones) dalam bentuk

cekungan mulai digenangi air dan membentuk laut dangkal dengan endapan sedimen

umumnya karbonat dan sedikit klastik. Keadaan ini menunjukkan terbentuknya samudera

baru dengan dasar kerak samudera pula. Laut Merah merupakan contoh actual saat ini.

Pemisahan kerak benua terus berlangsung dengan pengendapan sedimen semakin

tebal di kedua pinggiran benua. Laut masih relatif dangkal dengan sirkulasi air laut yang masih

terbatas den pengendapan sedimen masih didominasi karbonat.

Gambar 5 : Proses pemekaran kerak benua menjadi kerak samudera.

Gambar 6 : Proses pemekaran kerak benua menjadi kerak samudera.

Dipusat pemekaran, magma mantel bumi terus naik ke permukaan, membeku dan

membentuk kerak samudera baru. Pertumbuhan dan pertambahan kerak samudera ini

menyebabkan kerk samudera yang lebih tua bergerak menjauhi pusat pemekaran bersamaan

dengan perubahan dari kutub medan magnet bumi dan sekaligus mendorong kedua kerak

benua semakin jauh terpisah. Keadaan ini terjadi di pusat pemekaran Samudera Atlantik

sekitar 120 juta tahun yang lalu. Memperlihatkan pemisahan berlanjut terus, sementara laut

masih relative dangkal dan pengendapan sedimen masih dikuasai oleh karbonat.

Pemberaian dan pemisahan terus berlanjut, sementara laut semakin dalam dan

sirkulasi dan aliran air laut memuncak, serta pembentukan paparan benua mendekati yang

terjadi sekarang ini. Pengendapan berbagai jenis sedimen termasuk klastik dan karbonat di

paparan dan lereng benua serta sedimen pelagos dilaut dalam. Lajur kontak antara kerak

benua dan kerak samudera yang pada dasarnya tidak padu dan amat labil mulai terganggu

yang di tandai dengan mulai menukiknya kerak samudera di bawah lempeng bumi yang lain.

Keadaan ini terjadi sejak 60 juta tahun yang lalu hingga sekarang di Samudera Atlantik.

Kerak samudera menunjam dibawah pinggiran kerak benua yang ditandai oleh

terbentuknya palung laut dalam (trench) dan cekungan pinggiran benua (geosinklin) dengan

runtunan batuan sedimen yang sangat tebal,yang kelak akan menjadi rangkaian pegunungan

lipatan dan sesar (kordilera).

Pemberaian Dan Pemisahan Kerak Bumi

Dengan bukti-bukti tersebut di atas, dapat dikatakan bahwa naiknya suhu oleh

pembubungan kerucut panas mantel bumi (plumes), yang menyebabkan kerak bumi

memebubung dalam bentuk kubah (dome). Mekanisme selanjutnya, gaya tarikan yang

memuncak pada kubah menyebabkan perobekan lempeng bumi yang kemudian memberai

dan terpisah menjadi keratan-keratan lempeng bumi. Lokasi pembubungan kerucut panas

mantel dapat dideteksi dari pusat-pusat panas (hot spot) yang muncul di permukaan bumi

dalam bentuk erupsi gunung api celah (fissure eruption) dan lelehan lava kaliuman hingga ultra

potasik.

Gambar 7 : Penujaman kerak samudera terhadap kerak benua setelah proses tektonik divergen.

Ada tiga ciri khas yang dapat digunakan untuk mengindentifikasi pusat-pusat panas, yakni :

i) Kawasan ini merupakan tempat apanas bumi dari mantel ke permukaan bumi menerobos

kerak bumi dengan suhu di atas rata-rata.

ii) Merupakan lokasi terjadinya kegiatan gunung api dan lava yang dikeluarkan memiliki cirri

komposisi kaliuman hingga ultra-potasik yang kaya akan logam alkali.

iii) Pusat-pusat panas dapat membentuk kubah kerak bumi berdiameter hingga 200 km.

MOR (MID-OCEAN RIDGES)

MOR (Mid-Ocean Ridge) adalah rantai gugusan gunungapi di bawah laut yang

mengelilingi bumi dimana kerak bumi baru terbentuk dari leleran magma dan aktifitas gunung

berapi, panjangnya lebih dari 40.000 mil (60.000 km). MOR terbentuk oleh aktivitas tektonik

lempeng yang bergerak secara divergen, sehingga kekosongan pada batas dua lempeng

samudera yang terpisah terisi oleh lava/magma yang menghasilkan sebuah kerak baru.

Gambar 8 : Persebaran MOR (Mid-Ocean Ridge) yang mengelilingi bumi, ditandai dengan warna merah.

Gambar 9 : Arah gaya pembentukan Mid-Ocean Ridge, ditandai dengan warna kuning

Struktur yang paling menonjol di dasar samudera adalah punggungan tengah

samudera (Mid-Ocean Ridge). Punggungan ini berupa tinggian yang memanjang di dasar

samudera dengan puncak hingga ada yang mencapai 3.000 m di atas lantai samudera. Di

bagian tengah punggungan biasanya terdapat lembah yang aktif diisi oleh lelehan magma

secara terus-menerus. Di beberapa tempat atau segmen, punggungan tengah samudera

terlihat mengalami pergeseran (offset), disebabkan terpotong oleh pensesaran yang terjadi

kemudian, yang disebut sebagai sesar alih/transform (transform faults).

Benua – benua yang ada sekarang pernah bersatu dalam super continental Pangea.

Dengan demikian dasar samudra Atlantik terbentuk sejak benua – benua tersebut memberai,

pecah dan terpisah. Salah satu bukti yang menunjukkan bahwa dasar samudera dibentuk oleh

kerak samudra yang relatif muda diperlihatkan oleh batuan sedimen yang tidak lebih tua dari

200 juta tahun. Punggungan tengah samudra merupakan satu kawasan yang dibentuk oleh

kerak bumi yang baru. Dengan demikian dasar samudra secara menerus berkembang dengan

punggungan tengah samudera sebagai tempat dan pusat naiknya magma baru, yang

kemudian mendingin dan membeku membentuk kerak benua yang baru.

Teori Pendukung

• Aliran panas bumi (Geothermal heat flows)

Panas bumi secara konstan dan menerus mengalir dari perut (interior) mantel bumi

menerobos kerak bumi ke arah permukaan bumi. Di dasar samudera, panas bumi dapat

diukur dengan instrument yang disebut thermistor probe. Rekaman data panas bumi di

dasar samudera tidak jauh berbeda dengan data di daratan. Akan tetapi data panas bumi

dari MOR ternyata jauh lebih besar dari 5 Mcal/cm2/detik. Sedangkan di kawasan dasar

samudera, panas bumi sekitar 2 – 2,5 Mcal/cm2/detik. Panas di dasar samudera

bersumber dari injeksi magma yang naik dari mantel bumi menuju permukaan bumi.

• Seismik di sepanjang punggungan tengah samudera

Penelitian seismik memperlihatkan bahwa MOR juga merupakan pusat kegiatan seismik.

MOR merupakan lajur seismik dan kegiatan seismik yang merupakan fungsi dari kegiatan

bumi yang dinamis.

• Medan magnetik bumi

Pada 1960, Hess mengajukan teori tentang pemekaran dasar samudra. Dan pada

pertengahan tahun enampuluhan, didapat bukti – bukti yang menunjukkan bahwa medan

magnetic bumi telah berulangkali mengalami pembalikan kutub, kutub utara menjadi

kutub selatan dan sebaliknya. Bukti – bukti ini didapat dari hasil studi kemagnetan lava

basal, yang dilaksanakan secara luas hamper di seluruh permukaan bumi.

Kerak samudra baru yang terbentuk di punggungan tengah samudra mengakibatkan

berkembang dan bertambah besar (luas)-nya dasar samudra secara terus – menerus. Hal

ini menyebabkan fosil magnetic, yang memperlihatkan, bahwa di kedua sisi lereng MOR

terdapat pasangan–pasangan batuan yang sama, baik yang normal (seperti saat sekarang

ini) ataupun yang terbalik kemagnetannya.

Hasil survey magnetic memperlihatkan pola pasangan lajur magnetic yang sama di

berbagai punggungan tengah samudra di bumi ini. Lajur magnetic ini juga dapat diketahui

umurnya, sehingga lajur pemekaran kerak samudra dapat dihitung serta perkembangan

dan pertumbuhan dasar samudra dapat ditelusuri.

• Gunungapi di dasar samudera

Umur kegiatan gunungapi di dasar samudra memberi bukti yang menguatkan terjadinya

pemekaran dasar samudra. Di kawasan Iceland, ke arah utara Punggungan Reykjanes

terdapat satu–satunya puncak punggungan tengah samudra yang tersembul di atas

permukaan laut. Di kawasan ini terlihat hasil kegiatan gunungapi resen di bagian tengah,

sedangkan kearah barat dan timur batuan gunungapi semakin tua bila semakin jauh dari

pusat pemekaran. Demikian juga halnya di bagian utara Samudra Atlantik, busur

kepulauan bergunungapi semakin tua bilamana semakin menjauh dari punggungan

tengah samudra.

• Sedimentasi di dasar samudera

Proses pengendapan sedimen di dasar samudra juga memperlihatkan bukti – bukti

adanya pemekaran dasar samudra. Pada kerak samudra yang baru terbentuk, di lereng

punggungan tengah samudra terdapat hampir tidak ada dan kalaupun ada, sedimen

sangat sedikit. Sedangkan pada kawasan semakin jauh dari punggungan tengah samudra

terdapat batuan sedimen yang semakin tebal. Kerak samudra pada umumnya berumur

sama atau relative lebih tua dari batuan sedimen di atasnya.

Pada 1968, projek pemboran laut dalam membuat program khusus dengan menggunakan

kapal bor Glomar Challenger. Dengan kapal ini, pemboran dapat dilakukan langsung di

tengah samudra dan menghasilkan bukti – bukti kuat tentang proses dan pola

pengendapan batuan sedimen di dasar samudra. Bukti – bukti tersebut memperlihatkan,

bahwa kedalaman lingkungan pengendapan batuan sedimen sangat berkait dengan jarak

dari punggungan tengah samudra. Batuan sedimen yang langsung diendapkan di atas

kerak samudra merupakan batuan sedimen tertua. Batuan ini sama dengan umur yang

diperoleh dari lajur magnetic di kawasan tersebut.

Karakteristik Ridge

MOR memiliki morfologi yang berbeda-beda, tergantung pada seberapa cepat kedua

lempeng samudera yang terpisah tersebut saling menjauh, seberapa aktif proses magmatis

dan vukaniknya, dan berapa banayak tektonik streching dan faulting berlangsung. Ilmuwan

meyakini bahwa alasan yang paling mungkin untuk perbedaan morfologi ini disebabkan oleh

kekuatan dari kerak samudera yang berbeda, serta bagaimana dingin dan brittle-nya pada

bagian atas lempeng tektonik.

Jenis-Jenis Ridge

Mid-Ocean Ridge terbagi menjadi dua jenis, yang pertama fast-spreading dan yang

kedua slow-spreading. Fast-spreading ridge seperti pada East Pasific Rise adalah “lebih panas”,

yang berarti lebih banyak magma yang hadir dibawah ridge axis dan lebih banyak erupsi

vulkanik yang terjadi. Karena lempeng di bawah kerak ridge lebih panas ilmuwan berpendapat

bahwa reaksi lempeng terhadap proses perekahan divergen lebih mulus mengalir.

Sedangkan pada slow-spreading ridge seperti pada Mid-Atlantic Ridges, ketika cukup

tertarik seafloor retak dan terpecah. Kerak samudera pada slow-spreading ridge pecah

menjadi ridges (pegunungan) dan valleys (lembah-lembah) ketika seafloor tertarik terpisah.

Gambar 10 : Skema proses terjadinya pembentukan MOR (Mid-Ocean Ridge)

Pengaruh Dari Mid-Ocean Ridge

1. Memisahkan suatu benua & menciptakan samudera baru: Mid-Atlantic Ridge

Sekitar 165 juta tahun yang lalu, Benua Amerika menyatu dengan Benua Afrika dan

Eropa sebagai satu lempeng, yaitu lempeng Laurasia. Kemudian, terpisah karena proses

tektonik lempeng divergen dan membentuk Mid-Atlantic Ridge secara slow-spreading,

upwelling magma pada Mid-Atlantic Ridge mulai menghasilkan kerak samudra,

terpisahnya benua-benua tersebut membentuk Samudera Atlantik. Sekarang Mid-

Atlantik Ridge Snake yang ada di tengah-tengah Samudera Atlantik, yaitu disepanjang

perjalanan dari Islandia ke lempeng Antartika tetap menjadi situs aktif pemekaran dasar

laut dengan kecepatan 2,5 cm/tahun atau 25 km/juta tahun.

Gambar 11 : Morfologi pada jenis-jenis ridge, fast-spreading ridges dan slow-spreading ridge.

Gambar 12 : Kenampakan Mid-Atlantic Ridge secara 2 Dimensi dan 1 Dimensi.

2. Pembentukan pulau baru : Pulau Surtsey dan Islandia

Kadang-kadang Mid-Ocean Ridge menunjukkan diri di atas permukaan laut. Pada 14

November 1963, sesuatu yang menakjubkan terjadi. Pagi-pagi, beberapa mil di lepas

pantai selatan Islandia, nelayan melihat asap hitam dari laut. Beberapa orang mengira itu

kapal terbakar. Yang lain percaya itu mungkin letusan gunung berapi di bawah laut. Tetapi

pada malam hari, sebuah bubungan pengerasan lava itu terlihat tepat di bawah ombak.

Dan keesokan paginya, sebuah pulau kecil telah muncul di atas permukaan.

Pulau itu diberi nama Surtsey (dewa api). Surtsey terus meledak dan selama tiga

setengah tahun dan akhirnya berkembang menjadi area dengan luas sekitar 1 mil persegi.

Surtsey dan Islandia sebenarnya merupakan bagian dari Mid-Atlantic Ridge. Surtsey

dan Islandia terbentuk dari pembekuan magma yang menyebar melalui rekahan di

sepanjang punggung bukit Mid-Atlantic Ridge. Ilmuawan percaya bahwa pembentukan

Pulau Surtsey dan Islandia terjadi dengan cara yang sama. Pemekaran yang terus

berlangsung dan letusan di sepanjang pegunungan api Islandia memeperluas negara

tersebut sekitar satu inci setiap tahun.

Gambar 13 : Kenampakan Mid-Atlantic Ridge secara 2 Dimensi dan 1 Dimensi.

RIFTING (CONTINENTAL)

Rifting adalah proses di mana kerak benua diperpanjang atau mengalami pemekaran

dan menipis, membentuk cekungan sedimen perpanjangan dan / atau mafic tanggul-kawanan.

Wilson Cycle Dan Pembentukan Ocean Basin

Sesuai dengan konsep Pemekaran dasar samudera yang muncul pada akhir tahun 60-

an, maka akibat untuk geologi muncul secara bertahap. Yang pertama kali menyadari

bagaimana lempeng tektonik dapat diaplikasikan dalam rekaman geologi ialah J. Tuza Wilson.

Jika lempeng benua mengelami keretakan untuk membentuk Ocean Basin, maka lempeng

samudera lainnya harus tertutup. Hal ini dapat terulang beberapa kali dalam sejarah bumi.

Contohnya ialah di Lapetus laut antara Inggris dan Skotlandia di bawah Paleozoik tertutup

pada Calcedonia dan kemudian mengalami pembukaan Atlantik hampir pada tempat yang

sama. Siklus ini dikenal sebagai Wilson Cycle :

1. Rifting Benua oleh Mantel Diaprism

2. Continental Drift, Penyebaran dan Pembentukan dasar laut samudera.

3. Continental Collision dan penutupan terakhir ocean basin.

Diagram di bawah ini menggambarkan beberapa konsep sederhana continental rifting

pada awal Wilson Cycle. Plume yang naik menyebabkan doming kerak dengan pembentukan

di dalam dapur magma. Ketika perpanjangan berlanjut, terbentuk sebuah ocean basin dan

sequence sedimen yang tebal di continental margin saat sungai mentransportasikan sedimen

di air yang lebih dalam. Namun, pada kenyataannya mungkin sedikit lebih rumit.

Gambar 14 : Continental Rifting : rrr dan RRR Tripple Junction

• Empat tahapan yang ada dalam pembentukan tektonik khas Rifted Passive Margin :

1. Rift Valley

Tahapan ini melibatkan pembentukan Graben awal sebelum benua terpecahkan.

Tahapan ini dapat berasosiasi dnegan pengangkatan Domal yang disebabkanoleh

peningkatan material hot upper mantle. Contohnya adalah African Rift Valley.

2. Youthful

Tahapan ini dikarakteristikan oleh regional subsidence yang cepat dari outer shelf

dan slope, namun beberapa pembentukan Graben dapat bertahan. Contoh : Laut

Merah.

3. Mature

Tahapan ini berlangsung selama daerah tersebut terjadi pengendapan . contohnya

ialah kebanyakan dari Continental Atlantic Margin.

4. Fracture

Tahapan ini terjadi ketika sejarah continental margin mulai dan berakhir.

Burke & Whiteman (1973), mengikuti doming hipotesis, menyatakan bahwa di daerah

domal ini, akan berkembang tiga pemekaran, membentuk sebuah 'RRR' triple junction.

Meskipun ada kemungkinan bahwa ketiga pemekaran itu bisa berkembang menjadi lautan

('RRR'), lebih mungkin bahwa dua dari pemekaran ini akan berkembang menjadi sebuah

samudera ('RRR'), meninggalkan celah ketiga sebagai 'failed arm'. Mereka berspekulasi bahwa

di berbagai benua itu adalah mungkin untuk mengenali sambungan RRR ini. Pemekaran 'failed

arm’ pada akhirnya akan mereda sebagai anomali termal dan menjadi lokasi utama

depositional basin, atau aliran sungai besar dan delta. The Benue Trough di Nigeria dianggap

sebagai contoh ‘failed arm’ mengikuti pembukaan Samudera Atlantik.

Gambar 15 : Benua Afrika diperkirakan telah

terbelah oleh serangkaian keretakan lembah di

berbagai negara pembangunan. Afrika Timur masih

dalam kerak tebal. Afrika Barat berhubungan

dengan oil-bearing sediments yang tebal. Di Laut

Merah area rifting telah pergi sejauh untuk

membentuk laut yang sempit. Di selatan-timur

Madagaskar telah sepenuhnya dipisahkan dari

Afrika oleh rifting.

“When oceans eventually close it is possible to recognise these failed arms as

depositional basins oriented perpendicular to the collision mountain belt (most basins tend to

be aligned parallel to mountain belts)”. Ketika samudera akhirnya mendekat, hal ini

memungkinkan untuk mengenali failed arm ini sebagai depositional basins yang berorientasi

tegak lurus terhadap collision mountain belt yang disebut 'aulacogens'.

Pengembangan Continental Rifting

Ide awal pada perkembangan retakan yang dikonseptualisasikan dalam diagram

ditunjukkan pada Gambar 16. Hal ini didasarkan pada sistem keretakan Afrika, di mana ada

keretakan magmatism signifikan. Ada perpanjangan yang ditunjukkan oleh diagram pelebaran

blok oleh sekurang-kurangnya 50 km. “At the same time there is uplift or ascent of the more

ductile mantle, especially the asthenosphere”. Pada saat yang sama ada uplift atau kenaikan

mantel yang lebih kenyal, terutama astenosfer. “The crust, and particularly the upper crust, is

assumed to act in a brittle fashion”. Kerak bumi, dan khususnya kerak bagian paling atas,

diasumsikan bertindak dalam mode rapuh.

Gambar 16. a : Progresif

pembentukan retakan lembah

melalui perpanjangan litosfer dan

kerak benua (dengan sekitar 50 km).

Perhatikan bahwa uprise dan

dekompresi astenosfer yang

mendasari hasil dalam

pembentukan magma. Kerak

merespons dengan getas fraktur.

Sedimen adalah awal keretakan

downfaulted ke keretakan

berkembang (GrabenErosi terjadi

pada keretakan sisi lembah).

Tahap pertama mengasumsikan bahwa Graben, seperti sesar, mulai terbentuk dalam

kerak yang rapuh.

Tahap kedua menunjukkan penciutan simultan dari litosfer dengan uprise dari

astenosfer diapir. Decompression terkait dengan kedua penyebab pencairan dari mantel

untuk memberikan magma basaltik alkalin. Pra-sedimen yang ada adalah downfaulted dalam

Graben.

Tahap ketiga disertai dengan ekstensi signifikan dan oleh uprise lebih dari astenosfer.

Yang terakhir menyebabkan doming dari kerak (yang jelas sepanjang sistem keretakan Afrika

Timur, tetapi perkembangannya bervariasi. Sedimen yang baru diendapkan dalam Graben

sebagai akibat dari erosi uplift di sisi Graben. Jadi ada dua pra - keretakan dan sedimen syn-

keretakan dalam perkembangan rekahan lembah, tapi sedimen di panggul yang progresif

hilang tererosi.

Tahap keempat (Gambar 16. b) menunjukkan rifting dari benua yang benar-benar

terpisah, sehingga astenosfer naik menuju permukaan, menyebabkan dekompresi dan

extensice melting. Kerak kelautan basaltik baru terbentuk.

Akhirnya, pemekaran dasar laut membentuk sebagai cekungan samudra melebar.

Urutan keretakan sedimen diendapkan di bawah sedimen laut yang lebih muda.

Catatan: pada diagram ini endapan di kontinental margin akan terlihat tidak terlalu

tebal. Hal ini karena model ini didasarkan pada Sistem Rift Afrika Timur, yang tidak memiliki

banyak pengendapan yang berkaitan dengan rifting. Namun, urutan margin kontinental rifted

lain sangat berbeda, dengan urutan sedimen tebal

Gambar 16. b : Continental Rifting : rrr dan RRR Tripple Junction

STRIKE-SLIP TECTONIC

Strike-slip tektonik berkaitan dengan struktur yang dibentuk oleh, dan proses-proses

tektonik yang terkait dengan, zona perpindahan lateral dalam kerak bumi atau litosfer.

Tektonik ini dipengaruhi oleh arah gaya yang berlawanan pada bidang horizontal. Hal

ini 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).

Strike-slip tektonik diklasifikasikan sebagai retakan yang mengubah memotong sebagai batas

lempeng litosfer, atau sebagai patahan-patahan yang transcurrent terbatas pada kerak bumi.

Set konjugat strike slip tektonik biasanya berada di strike konvergen sabuk orogenic.

Panjang patahan umumnya kurang dari 100 km, dan perpindahan panjangnya dapat diukur

hingga puluhan kilometer. Patahan strike-slip tektonik di daerah sabuk strike sederhana

biasanya sejajar dengan sabuk orogenic. Posisi yang berorientasi dan berkaitan dengan

lipatan, berkaitan dengan patahan dan kerusakan bergantung pada pembengkokan zona

strike-slip. Bentuk cekungan memanjang akibat perluasan di wilayah yang berbeda strike-slip.

Susunan strike slip yang mengikat adalah cekungan berbentuk tulip. Uplifts memanjang mulai

dari punggungan, bukit rendah, atau pegunungan kecil bentuk sebagai hasil dari pemendekan

kerak di zona konvergen strike slip. Penyelidikan Paleoseismic menyiratkan bahwa gempa

bumi terjadi lebih sering pada zona strike-slip tektonik. Strike-slip aktif berbeda dari jenis

lainnya dan menunjukkan dengan jelas strike-slip tersebut merayap yang sebagian besar

merupakan fenomena surficial yang didorong oleh pemuatan elastis kerak bumi pada

kedalaman seismogenic. Tektonik ini dapat dipengaruhi oleh kegempaan.

Karakteristik Umum Strike-Slip Tektonik

a) Pembengkokan di permukaan patahan yang menghasilkan zona extensional lokal dan

subsidence, sedangkan pembengkokan menahan zona-zona lokal dari kontraksi dan

uplift.

b) Stepovers diantara dua sistem patahan offset menghasilkan baik pull-apart basin ataupun

pop-ups dan uplifts untuk menahan stepovers.

Gaya Deformasi

Riedel Shear Structures

Pada tahap awal perpindahan strike-slip formasi basement rock dalam menghasilkan

karakteristik struktur patahan dalam penutup di atasnya. Ini juga akan menjadi kasus di mana

strike-slip zone aktif terletak di dalam area sedimentasi yang terus berlanjut. Pada tingkat

rendah, simple shear menyebabkan terbentuknya serangkaian patahan kecil. Rangkaian yang

dominan, diketahui sebagai R' shears, yang terbentuk di sekitar 15° terhadap patahan dengan

shear yang sama. R shears tersebut kemudian dihubungkan oleh sebuah set kedua, R' shears

yang terbentuk pada sekitar 75° ke patahan utama. Kedua orientasi patahan ini dapat

dipahami sebagai patahan konjugasi set pada 30° terhadap sumbu pendek strain elips yang

terkait dengan medan shear strain sederhana yang disebabkan oleh perpindahan applied di

dasar urutan penutup. Dengan perpindahan lebih lanjut patahan segmen Riedel akan

cenderung menjadi sepenuhnya terhubung, sampai throughgoing fault terbentuk. Segmen

yang agak obligue akan terhubung ke bawah ke dalam patahan di lapisan dasar penutup

dengan suatu helicoidal geometri.

Gambar 17 : Karakteristik strike-slip tectonic. (a) Geometri strike-slip

bengok, (b) Geometri strike-slip stepover

Flower Structures

Dalam banyak penjelasan, patahan strike

echelon dan/atau braided dalam banyak kasus mungkin warisan dari terbentuknya riedel

shears sebelumnya. Di cross

pada keseluruhan geometri patahan yang transpressional atau transtensional. Patahan

cenderung untuk bergabung ke bawah kedalam suatu

membimbing untuk menjadi is

Gambar 17

Dalam banyak penjelasan, patahan strike-slip di permukaan terdiri dari segmen en


cross-section perpindahan didominasi tipe naik atau normal tergantung


cenderung untuk bergabung ke bawah kedalam suatu untaian di basement

membimbing untuk menjadi istilah ini flower structure.

17 : Pengembangan Riedel Shear dalam zona geser dextral

slip di permukaan terdiri dari segmen en


perpindahan didominasi tipe naik atau normal tergantung


basement, geometrinya telah

dalam zona geser dextral

OCEANIC TRANSFORM ZONE

Oceanic transform zone atau lebih dikenal dengan zona patahan transform di

daerah samudera atau lautan, merupakan zona-zona dimana adanya interaksi antara dua

lempeng samudera yang bergerak secara mendatar. Sesar mendatar ini memotong

punggungan tengah samudera dan mengakibatkan pergeseran secara transversal.

Keratan-keratan lempeng bumi bergerak dan saling menjauh antara satu dengan

lainnya, saling melewati dengan arah pergerakan yang saling berlawanan. Sesar ini

mentransformasikan sejenis pergerakan relatif di kawasan punggungan tengah

samudera, namun hal tersebut dicatat sebagai jenis tunggal dari batas pinggiran

lempeng bumi (divergent boundary), yang bergerak memberai, memisah dan saling

menjauhi.

Dari gambar diatas nampak jelas bahwasanya transform fault berada dekat

dengan zona pemekaran samudera, terutama pada area hot spot. Konsep asli mengenai

transform faults dikemukakan oleh geologis Canada, J. Tuzo Wilson yang

mengusulkan bahwa patahan besar atau fracture zone menghubungkan dua pusat

sebaran (divergent plate boundaries) atau sekurangnya trench (convergent plate

boundaries).

Gambar 1 : Jenis pergerakan lempeng-lempeng di bumi berikut posisi terjadinya tumbukan antar lempeng

Kebanyakan transform fault ditemukan di dasar samudera, umumnya mengganti

penyebaran lereng aktif, menghasilkan plate margin zig-zag dan biasanya dicirikan

dengan gempa bumi dangkal. Bagaimanapun beberapa terjadi di daratan, sebagai

contoh patahan San Andreas di California.

Gambar 2 : Patahan San Andreas, California. Amerika Serikat.

Gambar 1 : Lempeng zona patahan transform

San Andreas faults

terjadi di sepanjang lempeng samudera pasifik, terutama

Morfologi Mid-ocean ridge dan kerak akresi diketahui tergantung pad

penyebaran punggungan, dan

penipisan kerak transform dan non

apung proses upwelling mantel dan meleleh serta mengalami migrasi dan terfokus di bawah

pusat punggungan. Sebaliknya, menyebarnya mid

segmen variasi ketebalan kerak, yang mencerminkan mantel upwelling lebih seragam di

bawah punggungan. Studi sebelumnya telah menunjukkan bahwa

ditandai oleh anomali gravitasi lebih positif daripada

analisis kami menunjukkan bahwa intermediate dan

menunjukkan kesalahan anomali gravitasi lebih negatif daripada yang berdekatan pada

punggungan segmen.

Temuan ini menunjukkan bahwa ada di

transform, yang dapat mencerminkan peningkatan porositas batuan, serpentinization dari

mantel peridotite, atau penebalan kerak. Anomali negatif yang paling sesuai dengan topografi

Gambar 3 : Lempeng tektonik. Ket : 1. Divergen, 2. Transform fault, 3. Konvergen, 4.

faults ternyata berhubungan dengan sesar mendatar lainnya yang

terjadi di sepanjang lempeng samudera pasifik, terutama Mendocino fracture zone

ocean ridge dan kerak akresi diketahui tergantung pad

penyebaran punggungan, dan menyebabkan show-mid-ocean-ridge yang signifikan terhadap

penipisan kerak transform dan non-transform yang diduga muncul dari sebuah tiga dimensi

mantel dan meleleh serta mengalami migrasi dan terfokus di bawah

Sebaliknya, menyebarnya mid-ocean ridges dicirikan lebih kecil, skala


bawah punggungan. Studi sebelumnya telah menunjukkan bahwa slow

ditandai oleh anomali gravitasi lebih positif daripada yang berdekatan pada punggungan, tapi

analisis kami menunjukkan bahwa intermediate dan fast-slipping transform faults


Temuan ini menunjukkan bahwa ada di antara intermediet dan fast



Lempeng tektonik. Ket : 1. Divergen, 2. Transform fault, 3. Konvergen, 4.

Boundary zones, 5. Hotspot

ternyata berhubungan dengan sesar mendatar lainnya yang

Mendocino fracture zone.

ocean ridge dan kerak akresi diketahui tergantung pada tingkat

yang signifikan terhadap

transform yang diduga muncul dari sebuah tiga dimensi

mantel dan meleleh serta mengalami migrasi dan terfokus di bawah

dges dicirikan lebih kecil, skala


slow-slipping transform

yang berdekatan pada punggungan, tapi

slipping transform faults


antara intermediet dan fast-slipping



Lempeng tektonik. Ket : 1. Divergen, 2. Transform fault, 3. Konvergen, 4. Plate

tertinggi mengapit transform fault, bukan untuk mengubah palung (di mana mungkin terfokus

deformasi dan porositas dan perubahan diharapkan terbesar), yang menunjukkan bahwa

penebalan kerak dapat menjadi kontributor penting bagi anomali gravitasi negatif yang

diamati . Temuan ini pada gilirannya menunjukkan bahwa tiga dimensi magma akresi dapat

terjadi dekat intermediete dan fast-slipping fault.

DAFTAR PUSTAKA

Department of Geology and Geophysics, 2002. Woods Hole Oceanographic Institution, Woods

Hole, Massachusetts 02543, US

Geology and rock. 2000. Tectonic analysis of an oceanic transform fault zone based on fault-

slip data and earthquake focal mechanisms: the Húsavík–Flatey Fault zone, Iceland

Simandjuntak, TO., 2004. Tektonika. Puslitbang Geologi. Bandung

------------------------------------------

http://www.waterencyclopedia.com/Mi-Oc/Mid-Ocean-Ridges.html

http://www.enotes.com/earth-science/mid-ocean-ridges-rifts

http://www.platetectonics.com/book/page_8.asp

http://hitamputih9.blogspot.com/2009/08/tektonik-lempeng.html

http://www.scienceclarified.com/landforms/Basins-to-Dunes/Continental-Margin.html

Documents

1. Interaksi Antar Lempeng.pdf