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