270110120090_hananto yugo utomo
TRANSCRIPT
Stratigrafi Indonesia
Mekanisme Formasi Cekungan Sedimen, Pengisian Cekungan,
dan Evolusi cekungan
Disusun Oleh :
Hananto Yugo Utomo
270110120090
FAKULTAS TEKNIK GEOLOGI
UNIVERSITAS PADJAJRAN
2015
2.3 The Mecanics of Sedimentary Basin Formation
2.3.1 Basin due to lithospheric stretching
Rift, Failed Rift, intracratonic sag, dan passive margin
Intracontinental sag, rift, failed rift, dan passive continental margin jatuh
dalam rangkain evolusi cekungan. Rift adalah area dari penipisan kerak, ditunjukkan
oleh kedalaman dangkal hingga Moho, arus panas permukaan yang tinggi, aktivitas
vulkanik, aktivitas seisimik yang didominasi mekanisme ekstensional, anomali
gravitasi negatif Bouguer, dan biasanya topografi batas rift yang tinggi.
Rift, Failed Rift, intracratonic sag, dan passive margin merupakan bagian dari
urutan evolusi cekungan akibat ekstensi litosfer (Dietz 1963; Dewey and Bird 1970;
Falvey 1974; Kinsman 1975; Veevers 1981). Ada dua mekanisme yang menjelaskan
pembentukan dari cekungan ini:
1. Brittle extensionmengakibatkan sesar ekstensional dan penurunan (subsidence)
yang dikontrol oleh sesar.
2. Relaksasi termal berikut ductile extension dari lithosfer yang mengarah ke
regional postrift subsidence.
Sifat dari sistem sesardan kaitannya dengan cekungan sedimen dalam perpanjangan kerak benua tergantung pada struktur awal kerak dan panas bumi, laju regangan dan, jumlah total dari tegangan. Sedangkan, rift lokal terbentuk pada ketebalan kerak yang normal dan perpanjangan secara pelan selama jangka waktu yang panjang. Pada laju regangan yang lebih tinggi, rift berkembang menjadi passive margin. Wilayah diperpanjang luas dengan cekungan supradetachment terjadi pada sebelum nya, kerak yang tebal meluas secara cepat selama jangka waktu yang pendek. Anomali lokal di kerak ductile mungkin diperkuat untuk menghasilkan kompleks inti dalam perluasan area ini.
Batas pasif benua (passive continental margin) berada dalam seismik non-aktif secara umun, dan tektonik yang didominasi oleh gravity driven collapse, halokinesis, dan sesar tumbuh (growth faulting). Arus panas mendekati normal pada contoh matang. Passive continental margin dapat dibagi menjadi dua tipe:
1. Batas vulkanik (volcanic margin) yang ditandai oleh ekstrusi basalt ekstensif dan batuan beku bawah lempeng dan pengangkatan (uplift), dan
2. Batas non vulkanik (nonvolcanic margin) bukti kurangnya aktivitas termal yang kuat, dan terdiri dari sedimen ekstensif yang menutupi basement rift.
Stratigrafi Passive margin
Passive margin ditandai dengan rifting dan blok rotasi yang biasanya sikuen sedimentasinya tebal.Stratigrafi passive margin terdiri dari rangkaian pre-rift, syn-rift dan post rift. Lapisan pre-rift dan syn-rift dipisahkan oleh syn-rift unconformity mengingat lapisan syn-rift dan post-rift terbagi oleh post-rift.
Pre-Rift: Bagian pre-rift sama sekali tidak terkait dengan fase subsequent rift
dan dapat berupa litologi apa saja. Bagian atas pre-rift biasanya ditandai oleh
angular unconformity (syn-rift unconformity) yang menandai awal rifting dan
terlihat pada bagian seismik.
Syn-rift: Sedimen yang paling umum yang terakumulasi selama rifting ini
klastik kasar proksimal, termasuk konglomerat dan red bed shed dari kenaikan
blok sesar, dan halus distal berbutir klastik, termasuk satuan batuan lakustrin,
semua dalam continental setting.Beberapa cekungan rifting memiliki source
dan batuan reservoir yang seluruhnya berasal dari kontinen dengan batuan non
marin. Contohnya, cekungan rift di China, Brazil, dan Sudan.
Post-rift: Bagian post-rift yang lebih rendah ditandai oleh refleksi gently
dippingyang menunjukan pembentukan akhir dari transgresi laut.Urutan post-
rift kemudian sering ditandai oleh siklus bentuk sigmoidal, dimana progradasi
sedimennya dalam arah menuju laut.Tebal akumulasi garam, evaporasi air laut
normal terus menerus, dimana terisi secara berkala, adalah akibat normal
perpisahan benua dan dasar laut menyebar di lintang rendah.Fase post-rift
(fase drifting) biasanya didominasi oleh deformasi yang dikontrol oleh
gravitasi (salt tectonics, mud diapirism, slumps, slides, listric growth faults).
Passive vs active rifting
Pada batas berpasangan, perpanjangan kerak benua mungkin terletak di
kedalaman samudra yang jauh dibawah sedimen yang sangat tipis, atau dilapisi
prisma sedimen dengan tebal diatas 10 km. Mungkin ada ketidaksimetrisan antara
batas yang berpasangan, terutama pada ductile lower crust.
Penyelidikan awal menunjukkan bahwa rifting terbagi menjadi dua jenis.
Active rifting melibatkan peregangan kerak benua akibat proses termal di astenosfer,
seperti tubrukan dari mantle plume panas ke dasar litosfer. Namun, Passive rifting
melibatkan mekanisme dari peregangan kerak benua dari gaya ekstensional, dengan
meningkatnya magma pasif. Subsidence pada rift adalah respon isostatik dengan
peregangan kerak benua. Tahap post-rift dari failed rift dan post-rift atau tahap
drifting dari batas pasif benua adalah karena konstruksi termal selama pendinginan
litosfer. Isian sedimen mendukung pelengkungan selama fase pendinginan yang
panjang. Model dinamik dari litosfer menggabungkan pemahaman reologi dari lapisan
litosfer yang mengalami ekstensi.. model numerik membuat perkiraan evolusi laju
regangan sebagai kegunaan perubahan suhu dan viskositas dalam lapisan litosfer.
Modifikasi model uniform stretching
Model uniform (tergantung kedalaman) terbagi menjadi dua model, yaitu
discontinuous dan continuous.
Pure versus simple shear
a. Geometri pure shear dengan lapisan brittle diatas lapisan ductile, menghasilkan
symmetrical lithospheric cross-section dengan the fault-controlled subsidence dengan
leluasa melapiskan ke atas thermal subsidence. Peregangan ductile bisa disertai
dengan dilatasi akibat melelehnya intrusi (Royden et al. 1980);
b. Geometri simple shear dengan through-going low-angle detachment membagi litosfer
menjadi hangingwall dan footwall. Penipisan litosfer menghasilkan penampang
asymmetrical lithospheric (after Wernicke 1981, 1985). Subsidence yang dikontrol
sesar secara spasial terpisah dari thermal subsidence.
c. Hybrid model dari simple shear di kerak atas pada listric fault atau sesar planar, dan
pure shear di kerak bawah ductile dan bagian mantel litosfer (Kusznir et al.1991)
2.3.2 Cekungan yang disebabkan oleh gaya Flexural
Flexural berada di sepanjang panjang gelombang litosfer yang telah habis
kekuatan yang disebabkan oleh sistem gaya eksternal. Umumnya flexural dapat
ditemukan pada kasus lempang yang plastik dan tipis yang melapisi fluida yang lemah
yang mengalami gaya vertikal, gaya horzontal dan pembengkokan. Kebanyak flexural
dapat dilihat pada oceanic island, rantai pegunungan laut, ocean trenches, dan
forelnad basin. Lempeng flexural juga didukung oleh pembebanan cekungan pada
hampir semua cekungan.
Geofisis merekontruksi dua tipe pembebanan flexural pada kerak samudra.
Tipe pertama dicontohkan di Hawaii, yang sepanjang 9 km mengelilingi pulau
tersebut yang ketingianya hanya beberapa km dari sea level. Gunung api disan sangat
besar mereprensetasikan pembebanan pada lempeng. Dimana sebuah lembahan
mengelilingi gunung api yang diapit oleh tonjolan peripheral. Kondisi hawai
dimodelkan oleh pembebanan lempeng elastis yang terputus oleh pembebanan. Tipe
pembebanan flexural lainnya adalah pembebanan yang berasosiasi zona subduksi.
Pada kasus ini beban berupa lempeng yang sudah tua, dingin, lempeng tenggelam ke
mantel karna desitasnya. Sekali lagi depresi flexural berada di sebelah zona subduksi
yag diapit oleh sebuah tonjolan (bulge).
Lalu pada flexural kontinen biasanya berasosi dengan collision. Ketika
beberapa collision terjadi, penyempitan wilayah menyebabkan penebalan lempeng ,
dan penebalan ini merepresentasikan adanya pembebanan. Penyempitan kerak dn
penebalan kerak merupakan akomodasi dari sesar naik pada zona deformasi britle
pada puncak kerak. Depresi pembeban flexural diasa dikenal dengan foreland basin.
Contoh cekungn yang berkembang pada tipe ini adala di bagian Alps ( Cekungan
Molasse dan Cekungan PO) dan di Himalaya (Cekungan Tarim dan Cekungan
Ganges).
Tipe cekungan pada kasus ini diantaranya :
Trenches: Palung yang sangat dalam, dibentuk oleh proses subduksi dari litosfer
samudra. Contoh modern: Palung Chile.
Cekungan Trench-Slope: Struktur depresi local yang berkembang pada kompleks
subduksi. Contoh modern: Trench Amerika Tengah.
Cekungan For-arc: Cekungan yang berada pada gap antara arc dan trench. Contoh
modern: Sumatra.
Cekungan Intra-arc: Cekungan di sepanjang platform arc yang termasuk gunung
apisuperposed dan overlapping. Contoh modern: Lago de Nikaragua.
Cekungan Back-arc: Lempeng samudra di belakang busur magmatic
intraoseanik(termasuk cekungan intra-arc di antara busur aktif dan remnant), dan
cekungan kontinen di belakang busur magmatic continental-margin tanpa forelanf
fold-thrust belts. Contoh modern: Marianas.
Cekungan Samudra Remnan: cekungan samudra yang mengecil akibat
terperangkap antara continental margin dan atau sistem arc-trench yang saling
bertabrakan, dan pada akhirnya mengalami subduksi dan terdeformasi di dalam
suatu suture belts. Contoh modern: Pesisir Bengal.
Cekungan Peripheral Foreland: Cekungan foreland yang terletak di atas rifted
continental margin yang telah ditarik ke dalam zona subduksi selama proses
tabrakan krustal(tipe utama dari tumbukan yang berhubungan dengan foreland).
Contoh modern: Teluk Persia.
Cekungan Piggyback: Cekungan yang terbentuk dan terbawa di atas suatu thrust
sheet yang bergerak. Contoh modern: Cekungan Peshawar(Pakistan).
Cekungan Foreland Intermontane: Cekungan yang terbentuk di antara
pengangkatanbasement-cored di suatu seting foreland. Contoh modern: Cekungan
Sierra Pampeanas(Argentina).
2.3.3 Basins associated with strike-slip deformation sedimentary basin-fills
Cekungan sedimen umumnya terbentuk oleh ekstensi lokal sepanjang sistem sesar strike-slip dimana terkait dengan divergen, konvergen, atau gerakan lempeng oblique. Muatan dihasilkan dari penebalan kerak lokal dapat menyebabkan flexural subsidence. Walaupun cekungan strike-slip terbentuk pada variasi geodynamical setting seperti continental and oceanic transform dan busur dan batas sutur collision, hal itu dikenal dari lingkungan batas kontinen dan intrakontinen.
Klasifikasisesar strike-slip, Miall’s (1984)
Klasifikasi sesar strike-slip, Sylvester’s (1988)
Struktur yang terkait dengan sistem strike-slip:
Restraining bend: memudahkan pergerakan sepanjang strike sesar. Releasing bend: menghambat pergerakan sepanjang strike sesar. Transtension: sebuah rezim tektonik yang menggabungkan pergerakan mendatar
dengan ekstensi oblique. Transpression:sebuah rezim tektonik yang menggabungkan pergerakan mendatar
dengan kompresi oblique.
Karakteristik cekungan strike-slip, Christie-Blick & Biddle (1985):
• Ketidakcocokan di batas cekungan;
• longitudinal and lateral basin asymmetry;
• Subsidence yang berlangsung cepat;
• adanya perubahan fasies lateral secara tiba-tiba dan ketidakselarasan lokal;
• ditandai kontras pada stratigrafi, geometri fasies, dan ketidakselarasan diantara
cekungan yang berbeda di regional yang sama.
2.4 Sedimentary Basins-fills2.4.1 Controls on Basin Stratigraphy
Analisis cekungan lebih menitik beratkan pada endapan sedimen yang mengisi
cekungan tersebut. Fokus dari cabang ilmu geologi ini mencakup proses yang
menghasilkan isian dari suatu cekungan, karakteristik dari produk sedimen dan batuan
sedimennya, dan aspek genetik serta signifikansi ekonomis dari batuan tersebut.
Faktor-faktor yang mengontrol dan mempengaruhi proses pengendapan suatu sedimen
antara lain adalah:
1. Aspek litologi dari batuan asal(contohnya granit, batuan metamorf, dll) yang hadir
di area sumber sedimen, yang mengontrol komposisi sedimen yang berasal dari
batuan ini.
2. Relief, kemiringan lereng, dan iklim di area sumber sedimen, yang mengontrol
intensitas pengendapan, dan juga intensitas transportasi sedimen dari area sumber
sedimen menuju ke cekungan pengendapan.
3. Intensitas penurunan cekungan bersama dengan intensitas naik atau turunnya
muka air laut.
4. Ukuran dan bentuk dari cekungan sedimen.
Stratigrafi pada cekungan sedimen adalah hasil dari interaksi antara space
accomodation dan influx sedimen. Geometri stratigrafi dan lingkungan pengendapan
ditentukan oleh mekanisme tektonik yang menyebabkan subsidence, sesar, pola sesar,
sifat dari sistem rotasi sedimen, dan perubahan muka air laut.
Definisi perubahan muka air laut relatif
Eustasi adalah permukaan laut yang diukur dari permukaan laut hingga datum
tetap, seperti pusat bumi.
Permukaan laut relatif adalah permukaan laut yang diukur relatif ke datum
yang bergerak, seringnya distinctive horizon seperti horizon dalam tumpukan
sedimen, atau kontak yang lebih rendah dengan basement. Permukaan laut relatif
dipengaruhi oleh proses seperti tektonik upliftdan subsidence, kompaksi, dan eustasi.
Kedalaman air adalah jarak vertikal antara permukaan laut dan dasar laut.
Meskipun kedalaman air biasanya berubah selama perubahan muka laut relatif, itu
juga dapat dipengaruhi oleh input sedimen ke dalam sebuah cekungan sedimen
dengan perubahan muka laut non relatif. Eustasi, muka laut relatif, dan kedalaman air
semuanya merupakan konsep tersendiri.
Accomodation adalah ruang yang tersedia untuk akumulasi sedimen, dikontrol
oleh base level, sejak sedimen terakumulasi jangka panjang hingga base level. Base
level berupa profil aliran sungai atau profil paparan di atas paparan benua.
∆A = ∆E + ∆S + ∆C
Dimana A=accomodation, E=Eustacy, S=subsidence, dan C=compaction. Perubahan
kedalaman air laut ∆W dapat diuraikan menjadi:
∆W = ∆A - ∆D = (∆E + ∆S + ∆C) - ∆D,
Dimana D=jumlah deposit sedimen
Stratigrafi dikemas dalam unit genetik kecil dan besar, dari megasequences
(atau supersequences) hingga depositional sequences dan parasequences (atau unit
genetik yang lebih tinggi). Depositional sequences dibatasi oleh ketidakselarasan
(unconformity) atau lateral conformity, tetapi lebih baik dikenal oleh maximum
flooding surface.
2.4.2 The basin-fill: depositional styles and systems
Unit meso-scale utama dari stratigrafi diistilahkan sebagai depositinal sequences. Itu paket strata yang saling berkaitan yang secara genetic berhubungan dan dapat ditelusuri untuk jarakyang cukupdi seluruhcekungan.
Systems tract
Depositional sequences dapat dibagi menjadi unit stratigrafi yang lebih kecil
yang memilikipolasusunyang berbeda dari tahapan kronostratigrafinya. Unit yang
lebih kecil ini diistilahkan sebagai systems tract (Van Wagoner at al. 1988) dan terdiri
dari parasequences. Track dari depositional system (Brown and Fisher 1977)
berhubungan dengan interval spesifik dari muka air laut relatif (Posamentier et al.
1988; Posamentier and Vail 1988; Van Wagoner et al. 1988).
System track dibagi menjadi:
1. Lowstand systems tracts: terdiri dari basin-floor fans, slope fans, dan wedges
accreting di atas continental slope, pada paparan atau sebagai seri dari regressive
wedges di atas continental ramps. Selama muka air laut rendah, paparan kontinen
menjadi terekspos, mengalami karstifikasi, atau tergerus oleh sungai.
2. Transgressive systems tracts: selama muka air laut naik relatif cepat, shelf margin
system tracts mengalami transgresi. Dimana permukaan transgresi mengalami
erosi, disebut dengan ravinement surface. Set dari parasequences membuat
transgressive system tracts umumnya retrogradasi. Sebagai tingkat perubahan
relatif muka air laut melambat, set parasequence berubah dari retrogradasi
menjadi agaradasi, pada permukaan terjadi maximum flooding. Sedimen
terkondensasi terjadi di cekungan selama waktu transgresi.
3. Highstand systems tract: setelah maximum flooding, kenaikan muka air laut relatif
pelan dan set dari aggradational parasequence digantikan oleh progradational
parasequence dengan geometri clinoform. Sistem ini onlap ke urutan dasar batas
sikuen ke arah darat dan downlap ke atas transgressive systems tracts atau
lowstand system tracts dalam cekungan. Highstand memberikan kemungkinan
terjadi endapan yang tebal berupa sedimen fluviatil
Mekanisme yang mengendalikan pola stratigrafi masuk ke dalan dua
kategori,yaitu:tektonik dan eustatik. Mekanisme tektonik termasuk pelengkungan
bawah muatan sedimen selama fase susidence termal failed rift dan cekungan passive
margin, pelengkungan oleh tektonik di foreland basin , dan akomodasi selama evolusi
sesar ekstensional dan contractional settings. Perubahan di regional in-plane stress
field disebabkan oleh batas plate utama yang dapat juga menyebabkan gerakan
vertikal yang cukup besar untuk memiliki dampak pada stratigrafi cekungan.
Cekungan yang berbeda jenis memiliki perbedaan gaya pengendapan. Sistem
sedimen di intracratonic sag umumnya kontinen dan endorheic. Cekungan Continental
rift memiliki kontrol tektonik, syn-rift yang mengisi umumnya lakustrin, dan fluviatil
pada tahap awal dan menjadi laut dangkal dan bahkan laut dalam pada tahap
berikutnya. Vulakanisme mengiringi sedimentasi rift. Asal isian sedimen bergantung
pada zona klimat.
Failed rift lolos dari tahap syn-rift dalam periode termal ditandai oleh marginal
and open marine, umumnya sedimentasi delta.
Passive margin ditandai oleh sedimen yang berasal dari kontinen, membuat
progradasi menuju ke laut tebal, terutama klasitik laut dangkal. Batas lain ditandai
oleh karbonat tebal di pinggir sungai.
Pada setting konvergen, sedimen terakumulasi di foredeep dan cekungan
thrust-sheet-top di foreland basin di depan bentuk orogenesa. Endapan awal biasanya
turbidit dan basin under-filled. Endapan selanjutnya adalah endapan laut dangkal.
Retroarc foreland basin memiliki perbedaan isian sedimennya yang mencerminkan
jumlah besar dari batuan plutonik dan vulkani pada sabuk orogenesa.
Ocean trench, accretionary basin, dan forearc basin, ditemukan di batas
konvergen ocean-ocean atau batas ocean-continent. Isian sedimen menunjukkan
tektonik kuat dan komposisinya didominasi oleh detritus dari kerak oceanic dan
busur. Sedimen umumnya laut dalam dan biasanya turbidit, walaupun beberapan
akresi di atas permukaan laut. Backarc basin pada kerak benua didominasi oleh
sedimentasi laut dalam dari pelagic dengan batas laut dangkal atau alluvial fringes.
Strike slip basin memiliki isian sedimen kompleks yang mengindikasikan
subsidence yang cepat, dan fasies lateral utama berubah dari sesar aktif curam dengan
breksi dan konglomerat hingga ditengah zona berbutir halus.
2.5 Evolution of the Basin Fill
2.5.1 Subsidence and thermal history
Analisis geohistory bertujuan memproduksi kurva subsidence dan laju akumulasi sedimen sepanjang waktu. Untuk melakukan hal ini, ada tigakoreksi terhadapketebalanstratigrafi yang perludilakukan, yaitu:
Decompaction:ketebalan stratigrafi saat ini harus dikoreksi ke perhitungan untuk kehilangan porositas progresif dengan kedalaman burial.
Paleobathymetry: kedalaman air laut pada saat menentukan deposisi posisi relatif untuk sebuah datum (seperti muka air laut saat ini)
Absolute sea level fluctuations: perbubahan pada paleosea level relatif untuk saat ini juga perlu untuk betul betul dipertimbangkan.
Dekompaksi dari unit stratigrafi membutuhkan variasi porositas dengan kedalaman untuk diketahui. Beberapa formasi sedimen menunjukkan relasi linear antara porositas dan kedalaman, tetapi ternyata relasi linear tidak dapat tahan di kedalaman yang besar sejak porositasakanmenjadinegatif.
Sedimen yang diendapkan di cekungan laut menggantikan air laut, dan selanjutnya mengendalikan penurunan basement. Pelaksanaanpartisisubsidenceakibattektonik dan akibat sediment loading disebut back stripping. Jika kerak berada di isostasi lokal, subsidence yang terdekompaksi, dikoreksi untuk paleobatimetri dan variasi eustatik, dapat hanyadigunakanuntuk menghitung komponen tektonik. Ini membutuhkan bulk density rata-rata dari kolom sedimen sebagai fungsiwaktu untukdihitung. Jika kerak mendukung sediment load dari pelengkungan regional, pemisahan tektonik dan kontribusi sedimen lebih kompleks. Flexural loading dari cekungan sedimen dapat diperhitungkan untuk itu baik flexural rigidity dan distribusi spasial muatan sedimen yang diketahui.
Subsidence di cekungan sedimen menhyebabkan material mengendap pada
tekanan dan temperatur rendah menjadi sasaran ke tekanan dan temperatur yang lebih
tinggi. Sedimen melewati diagenesis, lalu metamorfis dan mengandung indeks
kondisi baru tekanan dan temperatur. Indeks termal umumnya diperoleh dari material
organik terdispersi, tergantung suhu kronometer. Faktor yang paling penting dalam
kematangan material organik adalah waktu dan suhu, tekanan realtif tidak penting.
Suhu dan waktu ini digambarkan oleh persamaan Arrhenius yang menyatakan laju
reaksimeningkat secara eksponensialdengansuhu; laju dari kenaikan, namun
melambat dengan meningkatnya suhu dari waktu ke waktu dapat dievaluasi oleh laju
reaksi. Itu dapat terkait secara langsung untuk indeks burial terukur.
Paleotemperatur dikontrol oleh sejarah arus panas basal dari cekungan, juga
oleh faktor internal seperti variasi konduktivitas termal, generasi panas dari sumber
radioaktif di kerak benua dan dalam isian cekungan sedimen, regional aliran air
melalui akifer, dan variasi suhu permukaan. Model konduktivitas termal dari isian
cekungan dapat dikembangkan dari pengetahuan mineralogi dan porositas. Efek dari
isian cekungan heterogeneous, dengan asumsi arus panas konstan, tidak teratur
daripada suhu linier bumi. Produksi panas radiogenik adalah terbesar dimana
basement berupa batuan granitik, dan cekungan berisi “hot” shales. Produksi panas
radiogenik sangat penting di dalam umur cekungan. Adveksi fluida Tranport panas
tergantung pada temperatur pori fluida dan juga porositas batuan. Walaupun
pergerakan fluida pelan dan termal relatif tidak efektif, gravitasi sangat penting untuk
mengendalikan aliran melalui akifer. Area recharge air pada topografi tinggi di sekitar
batas cekungan, seperti foreland basin dan intracratonic sag, menggantikan air asin
basinal dan sangat mempengaruhi sejarah temperatur dari cekungan sedimen.
Perubahan iklim mayor dari frekuensi yang panjang menyebabkan perubahan suhu
yang tersebar melaluibagian atas isi sedimen yang menimbulkan indikator termal.
Studi arus panas saat ini dan gradienpanas bumikuno menunjukkan rezim
termal erat mencerminkan sejarahtektonik. Secara khusus, cekungan hypothermal
(lebih dingin dari rata-rata) termasuk ocean trenches dan outer forearc dan foreland
basin. Cekungan Hyperthermal (lebih panas dari rata-rata) termasuk rift kontinen dan
oceanic., beberapa cekungan strike-slip dengan keterlibatan mantel, dan busur magma
di collision setting. Batas pasif yang lama matang dibandingkan dengan waktu yang
konstan,termallitosfercenderung memilikiaruspanas mendekati rata-rata dan gradien
termal.
DAFTAR PUSTAKA
• Allen and Allen.2005. Basin Analysis 2nd Edition. Australia ; Blackwell Publishing
• Boggs,Jr.S.(2006); Principal of Sedimentology and Stratigraphy 4th edition, Hal 553-558, Pearson Education, inc Upper Saddle River New Jersey
• Davidson, Jon P.(2000) Plate Tectonic And Volcanism. University of California : Los Angele.s