Cekungan Sedimen Dalam Kerangka Tektonik Lempeng

Cekungan sedimen merupakan suatu daerah/lingkungan yang terbentuk akibat adanya penurunan permukaan bumi. Pengontrol utama pembentukan cekungan ini berkaitan dengan bagian luar bumi yang rigid dan dingin yang biasa disebut sebagai litosfer. Batas paling tegas dari bagian tubuh bumi adalah batas antara litosfer dan astenosfer. Litosfer merupakan bagian yang paling luar dengan karakteristik yang rigid dan relatif membentuk suatu lempeng yang koheren.

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

Pergerakan lempeng litosfer diatas astenosfer menghasilkan suatu zona deformasi dan kegempaan di sepanjang batas lempeng. Secara keseluruhan terdapat tiga tipe batas lempeng berdasarkan arah pergerakannya yaitu :
  • Batas lempeng divergen, sebagai contoh adalah pemekaran lantai samudra di mid oceanic ridge
  • Batas lempeng konvergen, berasosiasi dengan pemampatan kerak (shortening) seperti pada daerah kolisi kontinen.
  • Batas lempeng  fault (transform), berasosiasi dengan mekanisme strike-slip fault.

Mekanisme pembentukan cekungan sedimentasi dapat dikelompokkan menjadi tiga kelompok mekanisme, walaupun pada kenyataannya tiga mekanisme ini dapat mempengaruhi pembentukan cekungan secara langsung. Tiga mekanisme tersebut adalah :
  1. Purely thermal mechanism, misalnya pendinginan dan penurunan dari oceanic lithosphere seiring dengan pergerakannya menjauhi pusat pemekaran.
  2. Perubahan dalam ketebalan kerak/litosfer, misalnya penipisan kerak akibat adanya mekanisme pergerakan sesar ekstensional yang mengontrol penurunan cekungan, yang juga mengakibatkan adanya thermal uplift pada lempeng yang menipis.
  3. Pembebanan litosfer, disebabkan oleh defleksi atau adanya deformasi fleksural dimana sebelumnya pernah terjadi subsidence.

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

Zonasi komposisi Bumi
a. Kerak samudera
Kerak merupakan bagian paling luar kulit bumi yang memiliki 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 menghasilkan 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 basaltis dan lava bantal yang berasosiasi dengan produk dari erupsi gunung api bawah laut.

Layer 3 tersusun oleh batuan gabro dan peridotit  yang kemungkinan merupakan batuan sumber yang terdiferensiasi menghasilkan batuan basaltis pada layer 2. Umur kerak samudra cukup pendek (pada masa sekarang, paling tua berumur Yura), disebabkan oleh pendinginan kerak yang menjadikan kerak samudera tidak stabil secara gravitasional sehingga pada daerah konvergen, kerak samudera senantiasa menujam dan mengalami peleburan.

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

Batas antara kerak benua maupun kerak samudera dengan mantel dibawahnya, berdasarkan survey geofisika memperlihatkan adanya suatu velositas rendah (low velocity channel). Horison inilah yang dikenal sebagai Mohorovicic discontinuity atau Moho.

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

Zonasi Reologi Bumi
Zonasi reologi yang menarik 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 umum dari litosfer berkisar antara 5 km pada punggungan tengah samudera hingga 100 km pada bagian paling dingin samudera. Pada daerah kontinen, bagian bawah dari litosfer ini lebih sulit dikenali. Perubahan yang terjadi secara bertahap pada kecepatan gelombang S dan P memberikan kemungkinan bahwa litosfer memiliki batas/zonasi komposisi diantaranya.

Kekerasan (rigidity) dari litosfer ini memungkinkan litosfer membentuk suatu lempeng yang koheren, tetapi hanya bagian atasnya saja yang memiliki kekerasan yang cukup untuk menahan tegangan elastis dalam rentang waktu geologi (misalnya 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) paling besar pada kedalaman 20 – 60 km, dimana semakin dalam lagi litosfer akan semakin ductile.

cekungan sedimen
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 mudah oleh aliran. Bagian atas dari astenosfer dikenal sebagai 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 observasi 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 akhirnya membentuk tiga macam batas lempeng, yaitu :

a. Batas lempeng divergen
Dicirikan oleh pusat pemekaran tengah samudera. Sesar transform dengan offset strike-slip displacement dari batas divergen, menghasilkan pola yang sangat tersegmentasi.

b. 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 tua 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 lainnya dimana dua masa benua saling bertumbukan maka akan membentuk suatu zona collision yang sangat besar karena kedua kerak benua tersebut tidak bisa saling menujam akibat massa benua yang lebih ringan dibandingkan kerak samudera.

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

c. Batas lempeng konservatif (transform)
Pembentukan batas konservatif ini terjadi disepanjang dua lempeng yang saling berbapasan satu sama lainnya. Patahan pada batas transform ditandai oleh adanya zona batuan yang terhancurkan secara intensif. Indikasi aktivitas deformasi batuan yang intensif ini dicirikan oleh munculnya aktivitas kegempaan yang berskala besar (kedalaman pusat gempa mencapai 20 km).

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

Sykes (1967) melakukan studi pergerakan lempeng di punggungan tengah Atlantik, dan menemukan bahwa mekanisme pergerakan pada batas lempeng berupa pergerakan strike-slip. Akan tetapi studi pertama dari pergerakan lempeng ini menunjukkan bahwa mekanisme pergerakan lempeng di mid-oceanic ridge berupa dip-slip dan ekstensional (gambar 2).

Cekungan Sedimen Dalam Kerangka Tektonik Lempeng