BAB IPENDAHULUAN

1.1 Latar BelakangBumi tempat kita tinggal saat ini merupakan salah satu anggota tata surya dengan matahari sebagai pusatnya. Jarak bumi dengan matahari sekitar 150 juta km. Bumi berbentuk bulat pepat dengan jari-jari 6.370 km. Bumi merupakan planet dengan urutan ketiga dari delapan planet yang dekat dengan matahari.Bumi diperkirakan telah terbentuk sekitar 4,6 milyar tahun yang lalu, dan merupakan satu-satunya planet yang dapat dihuni oleh berbagai jenis mahluk hidup. Permukaan bumi terdiri dari daratan dan lautan.Sebagai planet yang memiliki kehidupan di dalamnya, bumi terdiri atas beberapa struktur yang memungkinkan untuk dijadikan tempat tinggal. Di antara macam-macam struktur bumi di antaranya adalah terdiri dari banyak jenis material seperti berbagai jenis batuan, tanah, serta air yang kesemuanya membentuk planet bumi yang sekarang ini kita diami.Pada makalah ini penyusun menjelaskan struktur penyusun lapisan bumi dan bagaiman pendekatan ilmiah untuk mengetahui struktur lapisan bumi tersebut.

1.2 Rumusan MasalahAdapun rumusan masalah dalam penulisan ini adalah sebagai berikut:1. Menjelaskan struktur seismic dari mantel.2. Menjelaskan komposisi Mantel.3. Membahas mengenai struktur penyusun lapisan bumi.4. Menjelaskan mengenai Rheology Mantel dan Kerak.5. Menjelaskan Lithosfer dan Asthonosfer1.3 Tujuan Tujuan dalam pembuatan makalah ini adalah sebagai berikut:1. Mengetahui struktur seismic dari Mantel.2. Dapat menjelaskan komposisi Mantel.3. Dapat menjelaskan struktur penyusun lapisan bumi.4. Mengetahui Lithosfer dan Asthonosfer

1.4 Metode PenulisanAdapun metode penulisan makalah ini adalah observasi

BAB IIPEMBAHASAN

2.8.2 Struktur Seismik dari mantelBagian teratas dari mantel merupakan kecepatan tertinggi biasanya 80-160 km tebal di mana kecepatan seismik yang konstan pada angka lebih dari 7,9 km s-1 atau sedikit meningkat bagian dalam. bagian dari mantel ini membentuk bagian bawah litosfer (Bagian 2.12). Di bawah litosfer terletak zona dengan kecepatan rendah memanjang sampai kedalaman sekitar 300 km. Hal ini tampaknya ada di bawah sebagian besar wilayah Bumi dengan pengecualian mantel bawah daerah cratonic. Dari dasar zona ini kecepatan seismik meningkat perlahan-lahan sampai menerus sampai pada kedalaman 410 km, menandai daerah atas dari zona transisi. Ada kecepatan diskontinuitas lanjut pada kedalaman 660 km, zona dasar transisi.Pada kecepatan mantel bagian bawah akan meningkat secara perlahan-lahan dengan kedalaman sampai zona basal 200-300 km di mana gradien menurun dan kecepatan rendah. Lapisan paling bawah ini, pada batas inti-mantel, dikenal sebagai lapisan D "(Bagian 12.8.4) (Knittle & Jeanloz, 1991). Studi seismik telah mendeteksi heterogenitas lateral yang kuat dan adanya (5-50 km tebal) zona ultralow tipis dengan kecepatan di dasar lapisan D "(Garnero et al., 1998).

2.8.3 Komposisi MantelFaktanya bahwa banyak dari kerak samudera terdiri dari bahan komposisi basaltik yang berasal dari mantel atas yang menunjukkan bahwa mantel atas terdiri dari peridotit atau eklogit (Harrison & Bonatti, 1981). Perbedaan utama antara kedua jenis batuan ini adalah bahwa peridotit mengandung olivin melimpah dan kurang dari 15% garnet, sedangkan eklogit mengandung sedikit atau tidak ada olivin dan setidaknya 30% garnet. Keduanya memiliki kecepatan seismik yang sesuai dengan nilai mantel yang diamati dari sekitar 8 km s-1.Beberapa bukti yang sangat kuat menunjukkan bahwa mantel atas adalah peridotitik. Di bawah kerak samudera kecepatan Pn anisotropic, dengan kecepatan lebih dari 15% lebih tinggi tegak lurus pegunungan laut. Hal ini dapat dijelaskan oleh orientasi pada kristal olivin, dengan panjang [100] sumbu diyakini terletak pada arah ini. Tak satu pun dari mineral umum eklogit menunjukkan perpanjangan kristal yang diperlukan. Komposisi peridotitik juga ditunjukkan oleh perkiraan rasio Poisson dari P dan S kecepatan, dan adanya peridotit di bagian basal. Kepadatan eclogit juga terlalu tinggi untuk menjelaskan topografi struktur kerak isostatical.

Gambar. Mantel BumiMeskipun perkiraan komposisi mantel bervariasi secara rinci, umumnya disepakati bahwa setidaknya 90% dari mantel massa dapat direpresentasikan dalam bentuk oksida FeO, MgO, dan SiO2, dan lebih lanjut 5-10% terdiri dari CaO, Al2O3, dan Na2O.

Gambar. Komposisi Mantel Bumi

2.8.4 Mantel Zona kecepatan rendah Zona kecepatan rendah (Gambar 2.16) ditandai dengan kecepatan rendah seismik, atenuasi seismik yang tinggi, dan konduktivitas listrik yang tinggi. Efek seismik secara lebih jelas terdapat pada gelombang S daripada P gelombang. Kecepatan seismik yang rendah bisa muncul dari sejumlah mekanisme yang berbeda, termasuk suhu yang tidak normal, perubahan fasa, perubahan komposisi, kehadiran retak terbuka dan parsial yang mencair. Secara umum dapat diterima bahwa kecepatan seismik yang lebih rendah akan muncul karena adanya material yang meleleh. Pencairan yang terjadi di wilayah ini didukung oleh fakta bahwa pada tingkat ini bahan mantel adalah paling mendekati titik leleh (Bagian 2.12, Gambar. 2,36).Mantel zona kecepatan rendah sangat penting untuk lempeng tektonik karena merupakan lapisan viskositas rendah sepanjang adanya gerakan relatif dari litosfer dan astenosfer.

2.8.5 Mantel Zona TransisiAda dua diskontinuitas kecepatan utama dalam mantel pada kedalaman 410 km dan 660 km . Diskontinuitas jarang yang terjadi selama rentang yang terbatas secara mendalam , sehingga umumnya percaya bahwa mereka mewakili perubahan fasa daripada perubahan kimia . Meskipun diskontinuitas ini bisa disebabkan oleh perubahan komposisi kimia dari Mantle di bagian dalam , tekanan yang disebabkan perubahan fasa dianggap sebagai penjelasan yang lebih mungkin . Studi bertekanan tinggi telah menunjukkan bahwa olivin , mineral dominan dalam mantel peridotit yang mengalami transformasi struktur spinel pada kondisi tekanan / suhu pada kedalaman 410 km dan kemudian pada kedalaman 660 km ( Tabel 2.4 ) ( Helffrich & Wood , 2001) . Dalam mensubduksi litosfer , di mana suhu di kedalaman ini lebih dingin dari dalam mantel normal, di mana diskontinuitas ini terjadi persis seperti yang diperkirakan oleh model termal dan percobaan tekanan tinggi ( Bagian 9.5 ) . Hal ini memberikan dukungan yang sangat baik untuk hipotesis bahwa batas atas dan bawah dari zona transisi yang didefenisikan oleh transformasi fase. Komponen lain dari mantel peridotit , piroksen dan garnet , juga mengalami perubahan fase tetapi secara bertahap dan tidak menghasilkan diskontinuitas dalam variasi kecepatan seismik dengan kedalaman . Piroksen berubah menjadi struktur garnet pada tekanan dengan kedalaman 350-500 km , kedalaman sekitar 580 km Ca - perovskit mulai berubah dari garnet , dan pada kedalaman 660-750 km garnet yang tersisa larut dalam fase perovskit yang berasal dari transformasi olivin . Dengan demikian dalam mantel bagian bawah sebagian besar terdiri dari fase dengan struktur perovskit .

2.8.6 Manter zona terbawahManter zona terbawah mewakili sekitar 70% dari massa Bumi padat dan hampir 50% dari massa seluruh bumi (Schubert et al., 2001). Peningkatan umumnya pada dalam kecepatan gelombang seismik dengan kedalaman di sebagian besar lapisan ini menyebabkan asumsi bahwa mineraloginya relatif homogen, sebagian besar memiliki struktur perovskit. Namun, penelitian seismologi yang lebih rinci telah mengungkapkan bahwa mantel bagian bawah memiliki heterogenitas termal dengan komposisinya mungkin sebagai akibat dari penetrasi subduksi litosfer samudra pada kedalaman 660 km secara diskontinuitas (Bagian 2.8.3).

2.9 Inti (Core)Inti, sebuah benda yang bulat dengan radius rata-rata 3480 km, terjadi pada kedalaman 2.891 km dan menempati pusat bumi. Batas inti-mantel (Gutenberg diskontinuitas) menghasilkan refleksi seismik yang kuat dan dengan demikian mungkin merupakan komposisi terdalam.Inti luar, pada kedalaman 2891-5150 km, tidak mengirimkan gelombang S dan sebagainya berbentuk cairan. Hal ini ditegaskan oleh medan geomagnetik di wilayah ini dengan proses yang dinamis dan dengan variasi yang lama diamati di bidang geomagnetik (Bagian 3.6.4). Gerakan konvektif geomagnetik melibatkan kecepatan dari ~ 104 ma-1, lima kali lipat lebih besar dari konveksi dalam mantel. Ada beberapa elemen cahayayang hadir dalam inti luar, yang meliputi silikon, sulfur, oksigen, dan kalium (Brett, 1976). Silicon membutuhkan over-kompleks model untuk pembentukan Bumi dan belerang pada interior bumi dalam elemen volatile. Oksigen tampaknya menjadi unsur cahaya yang paling mungkin sebagai FeO mungkin larut dalam besi. Kehadiran kalium adalah spekulatif, tetapi menarik dalam memberikan sumber panas di inti yang akan aktif selama sejarah Bumi. Ini juga akan membantu untuk menjelaskan kalium dalam bumi dibandingkan dengan yang ada pada meteorit.

Gambar. Struktur Lapisan BumiInti bumi terdiri dari material cair, dengan penyusun utama logam besi (90%), nikel (8%), dan lain-lain yang terdapat pada kedalaman 29005200 km. Lapisan ini dibedakan menjadi lapisan inti luar dan lapisan inti dalam. Lapisan inti luar tebalnya sekitar 2.000 km dan terdiri atas besi cair yang suhunya mencapai 2.200 oC.Inti dalam merupakan pusat bumi berbentuk bola dengan diameter sekitar 2.700 km. Inti dalam ini terdiri dari nikel dan besi yang suhunya mencapai 4500oC.Berdasarkan penyusunnya lapisan bumi terbagi atas litosfer, astenosfer, dan mesosfer. Litosfer adalah lapisan paling luar bumi (tebal kira-kira 100 km) dan terdiri dari kerak bumi dan bagian atas selubung. Litosfer memiliki kemampuan menahan beban permukaan yang luas misalkan gunungapi.Litosfer bersuhu dingin dan kaku.Di bawah litosfer pada kedalaman kira-kira 700 km terdapat astenosfer.Astenosfer hampir berada dalam titik leburnya dan karena itu bersifat seperti fluida.Astenosfer mengalir akibat tekanan yang terjadi sepanjang waktu.Lapisan berikutnya mesosfer.Mesosfer lebih kaku dibandingkan astenosfer namun lebih kental dibandingkan litosfer.Mesosfer terdiri dari sebagian besar selubung hingga inti bumi.Permukaan bumi ini terbagi atas kira-kira 20 pecahan besar yang disebut lempeng. Ketebalannya sekitar 70 km. Ketebalan lempeng kira-kira hampir sama dengan litosfer yang merupakan kulit terluar bumi yang padat. Litosfer terdiri dari kerak dan selubung atas.Lempengnya kaku dan lempeng-lempeng itu bergerak diatas astenosfer yang lebih cair.Arus konveksi memindahkan panas melalui zat cair atau gas, yang membuat lempeng-lempeng dapat bergerak, yang dapat menimbulkan getaran yang terjadi dipermukaan bumi.2.10 Rheology Kerak dan Mantel2.10.1 PendahuluanRheology adalah studi deformasi dan aliran bahan di bawah pengaruh tegasan (Ranalli, 1995). Dimana suhu, tekanan, dan besaran tekanan yang diterapkan relatif rendah, batuan cenderung berhenti bergerak sepanjang permukaan diskrit untuk membentuk rekahan dan patahan. Dimana faktor-faktor tersebut adalah batuan yang relatif tinggi cenderung berubah bentuk. Tindakan yang digunakan untuk mengukur deformasi. Tegasan (Stress ) didefinisikan sebagai gaya yang diberikan per satuan luas dari permukaan , dan diukur dalam pascal ( Pa ) . Renggangan (Strain ) adalah didefenisikan sebagai perubahan dalam ukuran atau bentuk dari suatu material. Untuk mengetahui bagaimana dan faktor-faktor yang mempengaruhi batuan terdeformasi, terpuntir, terlipat dan atau terpatahkan, yang berlangsung jauh dibawah kerak, dipelajari dalam laboratorium. Percobaan dilakukan terhadap contoh batuan yang dibentuk sebagai silinder atau kubus.Pengaruh tegasan terhadap batuan tergantung pada cara bekerja atau sifat tegasannya dan sifat fisik batuan yang terkena tegasan. Dalam membahas batuan metamorf telah dibicarakan adanya dua bentuk stress.Stress uniform menekan dengan besaran yang sama dari segala arah. Dalam batuan dinamakan confining stress karena setiap tubuh batuan dalam litosfir dibatasi oleh batuan disekitarnya dan ditekan secara merata (uniform) oleh berat batuan diatasnya. Stress differensial menekan tidak dari semua jurusan dengan besaran yang sama. Dalam sistem ortogonal dapat diuraikan menjadi stress utama, yang maksimum, yang menengah dan yang paling kecil besarannya. Biasanya differential stress ini yang mendeformasi batuan dan dikenal 3 jenis differential stress, tensional stress, compression stress dan shear stress.Tensional stress, arahnya berlawanan pada satu bidang, dan sifatnya menarik (stretch) batuan. Compressional stress arahnya berhadapan, memampat-kan atau menekan batuan. Shear stress bekerja berlawanan arah, tidak dalam satu bidang, yang menyebabkan pergeseran dan translasi. Uniform atau differensial stress yang menyebabkan terdeformasinya litosfir diakibatkan oleh gaya-gaya tektonik yang bekerja sepanjang waktu. Batuan yang terkena stress mengalami regangan atau perubahan bentuk dan atau volume dalam keadaan padat yang disebut strain atau regangan2.10.2 Deformasi BrittleBrittle Fracture diyakini disebabkan oleh kegagalan progresif sepanjang jaringan retakan mikro dan meso-skala. Celah-celah melemahkan pada batuan dengan menghasilkan konsentrasi tinggi dengan tegangan tarik dekat ujungnya. Orientasi retak relatif terhadap rekahan yang diterapkan untuk menentukan lokasi dan besarnya maxima stres lokal. Rekah terjadi di mana maxima stres lokal melebihi kekuatan batu. Deformasi brittle dicirikan oleh suhu yang rendah dan tekanan rendah. Suhu dan tekanan yang rendah ini biasanya terdapat relatif dekat denganpermukaan. Brittle Deformation yaitu deformasi sementara atau tidak permanen. Begitu stress hilang maka akan kembali ke bentuk semula. Begitu stress hilang, batuan kembali kebentuk dan volume semula. Seperti karet yang ditarik akan melar tetapi jika dilepas akan kembali ke panjang semula. Elastisitas ini ada batasnya yang disebut elastic limit, yang apabila dilampaui batuan tidak akan kembali pada kondisi awal. Di alam tidak pernah dijumpai batuan yang pernah mengalami deformasi elastis ini, karena tidak meninggalkan jejak atau bekas, karena kembali ke keadaan semula, baik bentuk maupun volumenya. Sir Robert Hooke (1635-1703) adalah orang pertama yang memperlihatkan hubungan antara stress dan strain yang sesuai dengan batuan Hukum Hooke mengatakan sebelum melampaui batas elastisitasnya hubungan stress dan strain suatu material adalah linier.

2.10.3 Deformasi DuctileDuctile Deformation merupakan deformasi dimana elastic limit yang terlampaui sehingga perubahan yang terjadi tidak kembali ke bentuk semula. Terjadi apabila sifat gaya tariknya tidak dapat kembali lagi (irreversible). Untuk mempermudah penjelasan dapat dilihat dari diagram strain-stress gambar 2.2, mula-mula kurva stress-strain naik tajam sepanjang daerah elastis sampai pada elastis limit, kurvanya mendatar. Penambahan stress menyebabkan terjadinya deformasi ductile. Bila proses stress dihentikan pada titik awal deformasi elasits, maka akan kembali sedikit kearah semula. deformasi Ductile dicirikan suhu yang tinggi dantekanan yang tinggi pula. Suhu dan tekanan tinggi ini biasanya terdapat jauhdi permukaan bumi. Bukti terjadinya deformasi adalah sebagai berikut: Terekam pada batuan kerak bumi: lipatan, patahan, Kenampakan topografiMakin tinggi suhu suatu benda padat semakin ductile sifatnya dan keregasannya makin berkurang. Misalnya pipa kaca tidak dapat dibengkokkan pada suhu udara, bila dipaksa akan patah, karena regas (brittle). Setelah dipanaskan akan mudah dibengkokkan. Demikian pula halnya dengan batuan. Di permukaan, sifatnya padat dan regas, tetapi jauh dibawah permukaan dimana suhunya tinggi, bersifat ducktile dan juga karena Pada temperatur tinggi molekul molekul dan ikatannya dapat meregang dan berpindah, sehingga batuan/material akan lebih bereaksi pada kelenturan dan pada temperatur, material akan bersifat retas.

2.10.4 Profil Kekuatan LithosferDalam kebanyakan pernyataan kuantitatif pada deformasi dalam skala besar, litosfer diasumsikan terdiri dari beberapa lapisan yang ditandai dengan rheologies yang berbeda (mis. Bagian 7.6.6). Perilaku rheologic dari setiap lapisan tergantung pada tingkat stres diferensial () dan lebih rendah dari rapuhannya dan tegangan ductile yang dihitung (Bagian 2.10.1). Kekuatan keseluruhan dari litosfer dan lapisan penyusunnya dapat diperkirakan dengan mengintegrasikan tegangan terhadap kedalaman. Kekuatan terpadu ini sangat sensitif terhadap gradien panas bumi serta komposisi dan ketebalan setiap lapisan, dan ada atau tidaknya cairan. Hasil percobaan deformasi dan bukti variasi komposisi dengan kedalaman (Bagian 2.4) telah mengarahkan para peneliti untuk mengusulkan bahwa litosfer ditandai dengan "jelly sandwich" tipe rheologi layering (Ranalli & Murphy, 1987), di mana lapisan yang kuat memisahkan satu atau lebih lapisan lemah. Sebagai contoh, Brace & Kohlstedt (1980) meneliti batas kekuatan litosfer berdasarkan pengukuran pada kuarsa dan olivin, yang merupakan konstituen utama dari kerak benua dan mantel atas.

2.10.5 Deformasi Dalam MantelPengukuran anisotropi seismik (dan hasil eksperimen fisika mineral telah digunakan untuk menyimpulkan mekanisme creep dan pola aliran di dalam mantel (Karato, 1998; Park & Levin, 2002; Bystricky, 2003). Deformasi mineral mantel, termasuk olivin, dengan hasil orientasi kristal atau orientasi bentuk mineral. Keselarasan ini mempengaruhi bagaimana gelombang seismik merambat cepat ke arah yang berbeda. Pengukuran directionality ini dan properti lainnya berpotensi memungkinkan peneliti untuk meneliti daerah mantel. Namun, interpretasi ini dipersulit oleh faktor-faktor seperti suhu, ukuran butir, keberadaan air dan lelehan parsial, dan jumlah regangan (Hirth & Kohlstedt, 2003;. Faul et al, 2004).

2.11 Lithosfer dan AsthonosferLitosfer adalah kulit terluar dari planet berbatu. Litosfer berasal dari kata Yunani, lithos () yang berarti berbatu, dan sphere () yang berarti padat. Litosfer berasal dari kata lithos artinya batuan, dan sphere artinya lapisan. Secara harfiah litosfer adalah lapisan Bumi yang paling luar atau biasa disebut dengan kulit Bumi. Pada lapisan ini pada umumnya terjadi dari senyawa kimia yang kaya akan Si02, itulah sebabnya lapisan litosfer sering dinamakan lapisan silikat dan memiliki ketebalan rata-rata 30 km yang terdiri atas dua bagian, yaitu Litosfer atas (merupakan daratan dengan kira-kira 35% atau 1/3 bagian) dan Litosfer bawah (merupakan lautan dengan kira-kira 65% atau 2/3 bagian).Litosfer Bumi meliputi kerak dan bagian teratas dari mantel Bumi yang mengakibatkan kerasnya lapisan terluar dari planet Bumi. Litosfer ditopang oleh astenosfer, yang merupakan bagian yang lebih lemah, lebih panas, dan lebih dalam dari mantel. Batas antara litosfer dan astenosfer dibedakan dalam hal responnya terhadap tegangan: litosfer tetap padat dalam jangka waktu geologis yang relatif lama dan berubah secara elastis karena retakan-retakan, sednagkan astenosfer berubah seperti cairan kental.Litosfer terpecah menjadi beberapa lempeng tektonik yang mengakibatkan terjadinya gerak benua akibat konveksi yang terjadi dalam astenosfer.Konsep litosfer sebagai lapisan terkuat dari lapisan terluar Bumi dikembangkan oleh Barrel pada tahun 1914, yang menulis serangkaian paper untuk mendukung konsep itu. konsep yang berdasarkan pada keberadaan anomali gravitasi yang signifikan di atas kerak benua, yang lalu ia memperkirakan keberadaan lapisan kuat (yang ia sebut litosfer) di atas lapisan lemah yang dapat mengalir secara konveksi (yang ia sebut astenosfer). Ide ini lalu dikembangkan oleh Daly pada tahun 1940, dan telah diterima secara luas oleh ahli geologi dan geofisika. Meski teori tentang litosfer dan astenosfer berkembang sebelum teori lempeng tektonik dikembangkan pada tahun 1960, konsep mengenai keberadaan lapisan kuat (litosfer) dan lapisan lemah (astenosfer) tetap menjadi bagian penting dari teori tersebut.Terdapat dua tipe litosfer yaitu: Litosfer samudra, yang berhubungan dengan kerak samudra dan berada di dasar samdura Litosfer benua, yang berhubungan dengan kerak benuaLitosfer samudra memiliki ketebalan 50-100 km, sementara litosfer benua memiliki kedalaman 40-200 km. Kerak benua dibedakan dengan lapisan mantel atas karena keberadaan lapisan Mohorovicic.Astenosfer, yaitu lapisan yang terletak di bawah litosfer dengan ketebalan sekitar 2.900 km berupa material cair kental dan berpijar dengan suhu sekitar 3.000 0C, merupakan campuran dari berbagai bahan yang bersifat cair, padat dan gas bersuhu tinggi.

Gambar. Lithosfer dan AsthonosferDi dalam litosfer terdapat lebih dari 2000 mineral dan hanya 20 mineral yang terdapat dalam batuan. Mineral pembentuk batuan yang penting, yaitu Kuarsa (Si02), Feldspar, Piroksen, Mika Putih (K-Al-Silikat), Biotit atau Mika Cokelat (K-Fe-Al-Silikat), Amphibol, Khlorit, Kalsit (CaC03), Dolomit (CaMgCOT3), Olivin (Mg, Fe), Bijih Besi Hematit (Fe2O3), Magnetik (Fe3O2), dan Limonit (Fe3OH2O). Selain itu, litosfer juga terdiri atas dua bagian, yaitu lapisan Sial dan lapisan Sima. Lapisan Sial yaitu lapisan kulit bumi yang tersusun atas logam silisium dan alumunium, senyawanya dalam bentuk SiO2 dan Al2O3. Pada lapisan sial (silisium dan alumunium) ini antara lain terdapat batuan sedimen, granit, andesit, jenis-jenis batuan metamorf, dan batuan lain yang terdapat di daratan benua. Lapisan Sima (silisium magnesium) yaitu lapisan kulit bumi yang tersusun oleh logam silisium dan magnesium dalam bentuk senyawa SiO2 dan MgO lapisan ini mempunyai berat jenis yang lebih besar daripada lapisan sial karena mengandung besi dan magnesium yaitu mineral ferro magnesium dan batuan basalt. Batuan pembentuk kulit bumi selalu mengalami siklus atau daur, yaitu batuan mengalami perubahan wujud dari magma, batuan beku, batuan sedimen, batuan malihan, dan kembali lagi menjadi magma.

BAB IIIPENUTUP

3.1 Kesimpulan3.2 Saran

DAFTAR PUSTAKA

Kearey Philip, A. Klepeis Keith, 2008, Global Tectonic (ThirdEdition), Markono Print Media Pte Ltd, Singapur.Anderson, D.L. (2007) New Theory of the Earth, 2nd edn. Cambridge University Press, Cambridge, UK.Bott, M.H.P. (1982) The Interior of the Earth, its Structure, Constitution and Evolution, 2nd edn. Edward Arnold, London

1