TUGAS GEOFISIKA KELAUTA1

5/19/2018 TUGAS GEOFISIKA KELAUTA1

1/24

1

BAB I

PENDAHULUAN

Panas dari interior Bumi bisa ditransfer menuju lapisan tanah dasar laut (seabed)

melalui proses konduksi, konveksi dan radiasi. Namun, yang banyak berperan hanyalah

proses konduksi dan konveksi; sedangkan proses radiasi hampir tidak ada pengaruhnya untuk

suhu normal lantai dasar laut (seafloor). Dalam mempelajari aliran panas kita harus

mengukur baik proses konduksi maupun konveksi. Dikarenakan oleh kesulitan dalam praktek

pengukuran aliran panas dalam fluida, penentuan flux geotermal dilakukan berdasarkan

komponen konduktif Q, di mana menghasilkan gradien suhu , dengan z positif kebawah (menuju inti Bumi), dan konduktivitas termal K.

Tanda negatif mengindikasikan bahwa panas ditransfer ke arah negatif z. Q biasanya

dituliskan dalam satuan mili Watt per meter kuadrat (mWm -2). Rata-rata aliran panas di bumi

adalah 80 mWm-2, di mana menunjukkan bahwa panas yang hilang secara global adalah

4x1013W. Komponen konvektif dari aliran panas adalah daerah yang diestimasikan dari

perbedaan antara nilai diketahui Q dengan output panas dari struktur suatu geometri, seperti

lembaran pendingin dan silinder.

Sejak proses tektonik di lautan adalah dipengaruhi oleh aliran panas, pengukuran flux

geotermal membutuhkan kondisi batas-batas lempeng tertentu sebagai model yang dicari

untuk menjelaskan bagaimana suatu cekungan dengan perbatasannya telah berubah

berdasarkan waktu. Variasi regional pada kedalaman lantai samudra dalam diketahui

berhubungan sangat dekat dengan proses termal. Sebuah pengetahuan tentang aliran panas

memberikan penjelasan tentang elevasi yang naik akibat perubahan keseimbangan panas. Hal

ini bisa membuat kita memperkirakan suhu di dalam Bumi, dengan pusat pengetaghuan kita

ada dalam proses petrologi seperti metamorfis dasar lautan dan pembentukan generasi

magma. Aliran panas yang melewati batas-batas benua juga penting karena hubungannya

yang dekat dengan perkembangan cekungan sedimen dengan proses perpindahan

hidrokarbon.

Dalam bab ini akan dideskripsikan bagaimana flux geotermal terukur dalam laut dan

kemudian mencari faktor yang berpengaruh.


2/24

2


3/24

3

BAB II

PEMBAHASAN

2.1 PENGUKURAN ALIRAN PANAS DALAM LAUT

2.1.1 Penentuan Gradien Suhu

Gradien suhu di bawah lantai laut telah diukur pada lubang-lubang dalam hingga di

atas lubang ini sejauh beberapa meter. Pengukuran awal dilakukan dengan termocouple; di

mana saat ini telah digantikan dengan termistor dengan koefisien temperatur negatif yang

tinggi terhadap hambatan (-200 OhmoC-1). Probe hambatan silikon dengan stabilitas yang

lebih baik telah dikembangkan, tetapi kurang baik dalam sensitivitas. Gradien suhu yang

kecil telah diukur oleh dua buah instrument. Pertama adalah kembangan dari Sir Edward

Bullard (1954), dengan instrumen yang terdiri dari 2 elemen termal yang dipasang pada jarak

tertentu dalam probe stainless steel sepanjang 2-5 meter dengan diameter 20-40 mm yang

dipasang terhadap perekam dan diturunkan hingga ke lantai lautan. Nilai kesetimbangan

dihitung berdasarkan ekstrapolasi. Sebuah kapal kecil digunakan untuk menurunkan

instrumen, dengan waktu sekitar 40 menit untuk proses disipasi panas gesekan instrumen

dengan laut.

Gambar 2.1 Pengukuran Aliran Panas Lautan MenggunakanPiston Corer


4/24

4

Instrumen jenis kedua didesain oleh M.Ewing bersama para partnernya, di mana

mereka menggunakan termistor yang dipasang pada jarak tertentu dan terpisah dari pemicu

yang terikat pada barel dan gravity atau inti piston. Setiap termistor berjarak 100 mm dari

barel inti dan memproyeksikan 40 mm suhu di sekitar probe. Kesetimbangan termal tercapai

lebih cepat daripada probe Bullard. Termistor dengan sirkuit jembatan Wheatstone ini

dilengkapi dengan power supply dan perekam. Pada umumnya, gradienn ini diperoleh dalam

4 menit selama tidak terjadi penetrasi inti dan tidak ada gangguan dari luar instrumen.Sistem

instrumen buatan Ewing ini memiliki keuntungan tersendiri, di mana sedimen di sekitar

termistor tercover. Massa yang besar dari kepala inti juga mampu membuat instrumen

melakukan penetrasi (masuk) ke dalam seabed lebih dalam.

Untuk menghindari aliran panas di dalam probe kembali ke asal (setelah terjadi

kesetimbangan panas antara probe dengan lingkungan ada kemungkinan suhu probe kembali

ke asal), instrumen dengan sistem multi-penetrasi dibuat. Dalam satu bentuk, didesain untuk

pekerjaan laut dalam. Probe kasar dan kuat dengan panjang 3 m dan diameter 60 mm

dipasang pada perekam dan sirkuit telemetri. Sebuah kawat paralel sensor berjarak 60 mm

dari probe terpasang pada selimut penutup. Melalui instrumen ini, gangguan termal di sekitar

probe tebal ,setelah melakukan penetrasi, tidak akan mempengaruhi sensor untuk 20 menit.

Oleh karena itu, gradien suhu pada kondisi tunak bisa diperoleh, pada umumnya dalamwaktu 3-7 menit. Gradien termal diukur berdasarkan pemasangan instrumen pada 15 titik ini

menggunakan satu buah instrumen yang sama.

Sangat mungkin untuk menggunakan probe yang pendek di lautan dalam. Ini

disebabkan oleh faktor seabed yang pada umumnya suhunya telah setimbang.Beberapa ribu

kali penelitian terhadap kedalaman telah dilakukan dari kapal penelitian konvensional di

daerah di mana terdapat sedimen. Hasil yang diperoleh dari Laut Bering gambar 8.3. Di sini

gradien suhu rata-rata yang terekam adalah 63oCkm-1.


5/24

5

Gambar 2.2 Kompilasi pengukuran di Laut Bering

Gambar 2.3 (Kiri) InstrumenRatcliffe hot-plate method(Kanan) InstrumenBirch divided-barmethod.


6/24

6

Pengukuran juga pernah dilakukan di aliran es Arktik dan submersible. Sebagai salah

satu contoh investigasi submersible adalah eksperimen yang dilakukan pada tahun 1995 di

Juan de Fuca ridge, di mana Alvin(kapal) meletakkan sebuah selimut termal buatan dari

urethane pada aliran basalt yang memungkinkan untuk mengukur gradien temperatur pada

daerah yang sedikit akan sedimen. Banyak sekali gradien temperatur yang telah diukur pada

lubang hasil bor oleh kapal Glomar ChallengerdanJoides Resolution(Bab 11). Pada paparan

dan lereng benua, akses terhadap lubang bor dalam ini dianggap esensial sejak variasi jangka

pendek pada suhu air bawah dan pergerakan sedimen mengganggu gradien termal di sekitar

seabed, sehingga seabed dangkal tidak bergantung terhadap nilai yang menunjukkan transfer

panas pada suatu kedalaman.. Untungnya, suhu yang terukur pada sumur-sumur industri

dalam jumlah banyak ini sangatlah penting dalam evaluasi ketersediaan hidrokarbon.

2.1.2 Pengukuran Konduktivitas Termal

Konduktivitas termal (K) dari batuan dan sedimen bisa ditentukan melalui beberapa cara.

2.1.2.1 Metode Lempeng Panas Ratcliffe

Dikembangkan oleh E.H. Ratcliffe (1960), teknik ini digunakan untuk mengukur

konduktivitas pada sedimen lunak. Sampel yang dibentuk seperti disk ini ditahan dalam

cincin ebonite yang diletakkan di antara lempeng lingkaran yang terbentuk atas pemanas

elektrik dan dua lempeng pendingin dari air, dengan rakitan yang tertutup oleh wool untuk

meminimalisir panas yang hilang di sekitar tepian alat. Suhu lempeng terukur dengan

termocouple kecil. Konduktivitas terhitung dari perbedaan suhu sepanjang sampel pada

kondisi tercapainya kesetimbangan suhu, sehingga koreksi sekecil apapun untuk panas yang

hilang di sepanjang cincin ebonite. Metode ini tergolong lambat, pada umumnya memerlukan

waktu lebih dari satu jam untuk satu buah sampel dengan gangguan pada sampel yang tak

dapat dihindarkan.

Konduktivitas termal pada sedimen lautan terukur oleh metode ini sesuai dengan tabel

8.1. Koreksi kecil pada suhu yang menurun dan pada tekanan yang naik pada seabed

diperlukan, di mana nilai laboratorium menggunakan reduksi hingga 4%. Sebuah suhu yang

berubah dari 250C hingga 4oC mengurangi K hingga sekitar 6%, sedangkan peningkatan

tekanan menambah nilai K sekitar 1% untuk setiap penambahan kedalaman 1800 m.


7/24

7

Gambar 2.4 Variasi Suhu Terhadap Waktu Dari Sedimen Menggunakan Jarum Probe

2.1.2.2 MetodeBirch divided-bar

Sebuah nilai konduktivitas termal pada inti batuan yang koherent dapat ditentukan

dengan alat dengan fungsi pembagi tekanan (divided-bar apparatus) seperti pada gambar

8.4b. Sebuah mesin dari batu berbentuk disk dengan diameter kira-kira 40 mm dengan

ketebalan batuan 6 mm, ini diletakkan di antara disk tembaga setebal 5 mm pada diameter

yang sama. Pada bagian atas dengan bagian bawah lapisan ini diletakkan kaca pyrex yang

konduktivitasnya telah diketahui sebagai penutup di bagian luar tembaga. Bagian atas dari

alat divided-bar ini dipanaskan, sedangkan bagian bawahnya didinginkan dengan air

sirkulasi. Seluruh unit ini tadi dirakit dalam penekan hidrolik untuk memberikan kontak

termal yang bagus dengan dikelilingi perisai yang dipanaskan dengan suhu kira-kira sama

dengan suhu batuan sampel. Termocouple mengukur perbedaan suhu sepanjang batu hingga

dua disk kaca pyrex. Dikarenakan perbandingan aliran panas yang melewati masing-masing

komponen lapisan memiliki nilai yang sama, rasio gradien suhu pada batu dan rata-rata

gradien sepanjang disk kaca ini adalah invers dari rasio konduktivitas termal Konduktivitas

termal basalt air dalam dan batuan lepas pantai yang telah diukur berdasarkan metode ini ada

pada tabel 8.2

2.1.2.3 Sass-Lachenbruch-Munroe aggregate cell

Jika pada formasi batuan yang menjadi objek observasi hanyalah fragmen-fragmen

kecil, rata-rata konduktivitas termal bisa dihitung dengan mengemas chip air jenuh ke dalamcell silinder. Pengukuran konduktivitas campuran batu-fluida dalam aparatus pembagi


8/24

8

tekanan, sebuah teknik yang dibentuk oleh J.M. Sass (1971). Dengan mengetahui

konduktivitas fluida, maka konduktivitas rata-rata batuan bisa dihitung.

2.1.2.4 Metode needle-probe

R. Von Herzen dan A.E. Maxwell (1959) memperkenalkan teknik untuk mengukur

konduktivitas termal sesaat setelah inti batuan diambil. Sebuah jarum hipodermik yang terdiri

dari sebuah termistor dan sebuah kabel loop yang terhubung dengan power supply. Inti

batuan ini direkam selama panas batuan terdisipasi pada kecepatan konstan melewati kawat

(Gambar 8.5). Metode pemanasan secara terus-menerus ini menghasilkan sedikit gangguan

pada inti material. Dengan menggunakan persamaan dari konduksi panas di sekitar silinder

berkonduksi sempurna, suhu dari probe T terhadap waktu t diberikan:

Di mana Q adalah input panas per satuan panjang per satuan waktu, K adalah

konduktivitas termal dari batu sampel, kadalah difusivitas termal dari sampel (K/[densitas x

panas spesifik]), r adalah radius probe dan Cr adalah konstanta. Suatu relasi yang

mengasumsikan sebuah probe adalah garis tak hingga pada medium tak berhingga dengan

t>>r2

/k.

Hampir semua jarum probe r2/k adalah 1 s. Untuk waktu yang lebih dari 10 s, plot

ln t-T adalah linear, nilainya inverse dari K. Hubungan linear ini bertahan hingga 10 menit, di

mana setelah jarak terbatas dari probe dan batasan dari sampel. Jarum probe dan pengukuran

mencapai 3-4%. Konduktivitas jarum probe ini merupakan nilai sedimen air dalam.

Dalam pengukuran jarum probe ini menggunakan variabel formasi yang terbentuk

untuk masing-masing unit litologi. Jika variabel ini memiliki ketebalan I1, I2,I3,... dankonduktivitas K1, K2, K3, ... , sehingga konduktivitas Kzturun searah dengan z adalah:

Di mana I1+I2+I3+ ...+In= z

J.G. Sclater (1969) mengukur konduktivitas termal in situsama seperti gradien suhu

dengan menggunakan instrumen seperti gambar 8.6. Probe untuk konduktivitas terdiri daritube stainless steel sepanjan 230 mm dan diameter 4 mm, membawa kawat pemanas dan


9/24

9

sebuah termistor yang terpasang di dekat titik tengah. Lima menit setelah pelepasan

pengambil inti sampel adalah saat di mana gesekan panas yang terbentuk selama penetrasi

telah terdisipasi, kemudian arus melewati kawat pemanas. Rangkaian jembatan mengukur

perbedaan hambatan dari termistor konduktivitas (Tu) dan termistor pencocok (Tw), yang

menghasilkan perbedaan suhu sehingga konduktivitas termal dapat dihitung. Semua variasi

suhu air (secara umum error pembacaan kurang dari 0.002oC). diperoleh dari perbedaan

hambatan antara hambatan bernilai tetap dan Tw. Karena probe perlu dibentuk lebih besar

dan lebih kuat daripada yang digunakan di laboratorium, kurva pemanasan untuk waktu

rekaman sekitar 8 menit tidak logaritmik. K diperoleh dengan menghitung difusivitas termal,

yang proporsional terhadap K, dengan sebuah metode berulang. Konduktivitas In situ dari

sedimen pada bagian timur samudra Pasifik diketahui sesuai dengan nilai jarum probe,

mencapai 2%. Suatu rata-rata dari pengukuran konduktivitas termal in situ menggunakan

teknik pemanasan getaran juga digunakan dalam multi-penetration probe aliran panas.

2.1.2.5 Pengukuran water-content

Konduktivitas termal dari sedimen yang belum terlitifikasi bisa dihitung

menggunakan hubungan empiris berikut antara hubungan timbal-balik konduktivitas,

resistivitas termal RT, dan konten air pada ruangan bersuhu dan bertekanan.

Di mana RTadalah cm

oC s cal-1(nilainya sama dengan 0.0024 moC W-1), w adalah konten air

yang dibagi dengan berat sedimen basah. Konduktivitas termal diperoleh independent dari

komposisi komponen individual dari sebuah sedimen. Pengukuran konduktivitas langsung

digunakan sebagai preferensi terhadap penentuan konten air.

2.2 TRANSFER PANAS DAN ALIRAN PANAS PERMUKAAN

Keadaan termal dari bagian Bumi yang padat pada daerah lepas pantai dapat

diinvestigasi melalui cara yang paling simpel dengan mengasumsikan bahwa konduksi

memiliki arti hanya mengantarkan panas menuju seabed. Untuk konduksi dalam tiga dimensi:

Di mana A adalah panas yang terbentuk dalam satuan volume per satuan waktu, k adalahdifusivitas termal yang memiliki arti nilai yang menunjukkan efektivitas transfer panas oleh


10/24

10

konduksi, dan Cpadalah panas spesifik masing-masing material. Jika kesetimbangan termal

tercapai, memiliki nilai = 0, maka

Solusi persamaan ini memberikan panjelasan profil suhu-kedalaman di bawah seafloor.

Anggap suatu kolom dari batuan samudra ada pada kondisi setimbang. Konduksi bisa

dijelaskan melalui persamaan satu dimensi

Jika suhu seabed adalah 0oC dan aliran panas yang diperoleh adalahQ0maka

Jika tidak ada panas internal yang terbentuk, maka A=0. Persamaannya menjadi:

Adalah suatu persamaan difusi panas. Hal ini menjelaskan bagaimana suhu suatu seafloor

yang berbatasan dengan padatan seragam setengah ruang berganti terhadap waktu. Hal ini

memberikan kondisi batasan-batasan, solusi dari persamaan bentuk satu dimensi.

Di mana error function didefinisikan dalam bentuk

Gradien suhu terhadap waktu t diperoleh dari menurunkan persamaan terhadap z


11/24

11

Dengan asumsi bahwa seafloor mendingin akibat dari konduksi tidak selalu valid

karena aliran panas pada beberapa area menunjukkan variasi yang besar dari jarak yang

pendek dari fluida yang bersirkulasi yang memiliki peranan penting dalam transfer panas.

Pendinginan suatu fluida panas dalam puncak dari sistem bubungan samudra yang luar biasa

ini mendemonstrasikan fenomena ini. Aliran panas, Q pada arah dari pergerakan fluida

diberikan

Di mana adalah densitas fluida, adalah panas spesifik, dan adalah flux massa.T1-T2 adalah perbedaan suhu dalam aliran. Persamaan ini secara umum dimodifikasikan

dalam akun untuk transfer panas dalam medium berpori di mana gradien suhu tidak linear.

2.3 VARIASI ALIRAN PANAS : PENGARUH LINGKUNGAN SEKITAR

2.3.1 Variabilitas Air Dalam

Salah satu faktor yang perlu diperhatikan dalam menginvestigasi penyebab variasi

aliran panas adalah gangguan pada suhu air dalam. Jika bertambah (suhu), maka gradien

termal di bawah seafloor tereduksi sehingga aliran panasnya berkurang, begitupun

sebaliknya. Besarnya pengaruh dari peristiwa tersebut dapat diperkirakan dari persamaankonduksi panas yang dijelaskan pada bagian 8.3. Misalkan temperatur air dalam laut secara

mendadak berubah sebesarT, dan temperatur pada kedalamanzdibawah dasar laut diukur t

detik setelah terjadinya peristiwa tersebut. Perbedaan T(z)antara temperatur pada waktu tdan

temperatur equilibrium pada waktu yang tak hingga dinyatakan dalam :

T(z) =Terf Sehingga gradien termal akibat gangguan tersebut menjadi :

Dimana mendekati permukaan. Pengaruh dari penurunan temperatur

sebesar 2C pada laut dalam yang mempunyai gradien sebesar 0.005C ditunjukkan pada

gambar 8.7. Untuk jenis sedimen yang mempunyai difusivitas sebesar 2 x 10-7 hanya

mempunyai pengaruh yang kecil setelah 1000 tahun. Penurunan suhu air dalam akibat

perluasan kutub es yang diperkirakan terjadi sekitar 1800 tahun yang lalu memberikn


12/24

12

pengaruh yang dapat diabaikan pada suatu gradien termal. Variasi pada suhu air dalam yang

diketahui dari peristiwa berulang statisiun oceanographic tidak terlalu cukup untuk

menghasilkan gangguan panas pada lapisan sedimen. Kecuali jika terjadi pada landas

kontinen, lereng dan dekat batas-batas massa air di mana pencampuran dalam skala besar

menyebabkan suhu berubah dalam periode yang singkat, dan dekat dengan urat-urat

hidrotermal, di mana suhu air bawah dapat melebihi 300C. Pada masa lampau, aliran panas

di perbatasan cekungan seperti Mediterania dapat berfluktuasi lebih dari 30% ketika air laut

berkurang karena proses penguapan dan suhu pada bagian atas lapisan sedimen meningkat

lebih dari 20C.

Gambar 2.5 Pengaruh gradien termal akibat penurunan suhu secara mendadak sebesar 2C

pada dasar laut (Langseth,1967)

2.3.2 Sedimentasi dan Erosi

Lingkungan termal pada dasar laut dapat dipengaruhi oleh pengendapan sedimen

karena terdapat patikel-partikel yang hangat, lapisan air bagian atas dapat mengurangi nilai

gradien termal yang juga dapat berpengaruh pada aliran panas. Fluks panas akan turun jika

terjadi longsoran sediment. Apabila terjadi erosi, sedimen yang lebih panas bergerak

mendekati air dalam sehingga menyebabkan meningkatnya fluks panas permukaan.


13/24

13

Pengaruh termal dari proses sedimentasi dapat dianalisis dengan mempertimbangkan

pergerakan half-space yang seragam pada kecepatan konstan (v) dari permukaan (z=0).

Dimana cekungan berkurang akibat proses sedimentasi dan akan terjadi secara terus menerus,

v adalah kecepatan dari proses sedimentasi. Dengan mengansumsikan fluks panas Q0 dari

kedalaman yang sangat dalam, maka :

* +Dimana 4i2 erfcadalah integral kedua dari complementary error function (1-erf)dan

k adalah nilai diffusivitas termal dari half-space tersebut. Gambar 8.8 menunjukkan

penurunan aliran panas akibat proses sedimentasi sebagai fungsi waktu dan

.

Gambar 2.6 Penurunan gradien panas yang disebabkan oleh deposisi sedimen (Langseth et

al,1980). Diproduksi kembali oleh American Geophysical Union

Proses pengompakkan/pemadatan sedimen akan meningkatkan nilai k dan

mengurangi kecepatan dimana lapisan dasar akan bergerak menjauh dari permukaan. Tingkat

sedimentasi juga bervariasi bergantung pada waktu. Hutchison (1985) memperkirakan

tingkat adveksi dan sifat termal pada suatu kedalaman dari porositas sedimen dan

dimasukkan ke dalam solusi numerik dari persamaan aliran panas untuk menentukan

perubahan fluks panas di permukaan dalam waktu tertentu. Gambar 8.9 menunjukkan

akumulasi sediment pada 100 m Myr-1untuk 10 Myr, dan pada 500 m Myr-1untuk 10 Ma

selanjutnya sebelum proses pengedapan berhenti. Aliran panas pada permukaan merespon


14/24

14

dengan cepat terhadap perubahan tingkat sedimentasi. Ketika deposisi berhenti, aliran panas

akan kembali dengan waktu yang konstant dari setengah-ruang.

Gambar 2.7 Variasi aliran panas pada permukaan hasil dari perubahan kecepatan sedimentasi.

Tabel 1 Isotepes penghasil utama panas

Parent

Isotope

Daughter

Isotope

Present rate of heat

generation (W kg-1)

U Pb 5,7 x 10-

U Pb 9,4 x 10-

Th Pb 2,7 x 10-

K Ca, Ar 2,8 x 10-

2.3.3 Generasi Panas dalam Sedimen

Sedimen dalam laut mengandung sejumlah isotop radiogenik sehingga proses

peluruhan radioaktif ini memberikan pengaruh pada fluks panas permukaan. Penghasil panas


15/24

15

utama dari isotop radioaktif tersebut adalah 235U, 238U, 232Th dan 40K . Radioaktif yang

tergenerasi dalam suatu sedimen, Qr(W m-3) dapat diyatakan dalam :

Dimana adalah densitas (kg m-3), dan adalah konsentrasi berat dari U dan Th dan adalah persentase berat dari K . Berdasarkan pada konsentrasi rata-rata dari unsur-unsur di

sedimen laut, maka panas yang dapat dihasilkan adalah sekitar 10-3mWm-3. Aliran panas

pada permukaan untuk pengendapan lapisan serpih adalah pada 100,500 dan 100 m Myr-1,

dengan asumsi fluks panas seragam 50mW pada suatu kedalaman, ditunjukkan oleh gambar

8.10 Pada gambar tersebut juga diplotkan kurva untuk pemanasan material non-radiogenik.

Ukuran koreksi untuk pemanasan radiogenik bergantung pada latar belakang aliran panas.

Untuk nilai masukan sebesar 50mW pada suatu kedalaman, panas internal yang dihasilkan

mengimbangi panas yang hilang akibat sedimentasi hingga 40%

Oksidasi materi oraganik merupakan kemungkinan sumber lain dari panas internal.

Batas pengaruhnya dapat diperkirakan dengan mengasumsikan bahwa karbon organik

teroksidasi pada tingkat yang sama di mana ia dibawa ke dasar laut. Jika tingkat deposisi rata-

rata 5m Myr-1untuk sedimen dengan 1% karbon organik, panas yang dihasilkan oleh oksidasi

adalah 0.12mW m-2. Pelapukan kimia merupakan sumber panas ketiga akan tetapi

pengaruhnya juga kecil (Langseth, 1967).

2.3.4 Topografi dan Ketebalan dalam Sedimen

Temperatur pada dasar laut diperkirakan konstant sehingga isotermal terdistorsi pada

topografi bagian dalam kecuali pada area yang mempunyai relief tinggi. Gangguan utama

meluas menuju kedalaman sama dengan panjang gelombang dari topografi yang besarnya

bergantung pada amplitudo relief. Dimana saat panjang gelombang lebih besar dari

kedalaman probe, maka aliran panas yang terukur akan lebih besar dari rata-rata regional.

Apabila topografi tidak biasa, rata-rata fluks panas akan tereduksi karena ada aliran

panas yang menyebar secara horizontal dari permukaan yang tidak rata tersebut. Denga

menganggap permukaan S dengan luasan A yang diproyeksikan pada suatu bidang

horizontal yang mempunyai luasanA, maka aliran panas regional adalah


16/24

16

Aliran panas akan menunjukkan variasi spasial di atas dasar laut yang datar jika

dilapisi oleh sedimen. Panas akan merambat dari medium konduktivitas tinggi, dengan fluks

terbesar pada bagian dasar yang dangkal.

Gambar 2.8 Lokasi pengukuran di dekat Freen Deep pada pematang tengah samudera untuk

menginvestigasi pengaruh topografi dan variasi ketebalan sedimen pada aliran panas.


17/24

17

Gambar 2.9 (a) Variasi aliran panas permukaan pada struktur geometri sederhana. (b)

Observasi dan perhitungan aliran panas di Freen Deep, Mid-Atlantic Ridge sepanjang profil

A-A pada gambar 8.11

2.4 VARIASI ALIRAN PANAS REGIONAL

2.4.1 Model Pendinginan Dasar Laut

Jika kita mengasumsikan bahwa konduksi hanyalah satu-satunya mekanisme

perpindahan panas pada dasar laut maka distribusi suhu dapat dinyatakan dalam persamaan

(8.5), dengan syarat batas adalah model geologis wajar. Hal itu dapat berupa geometri

sederhana, sepeti setengah ruang yang seragam, lempengan atau silinder vertikal, sehingga

memungkinkan solusi analitis secara langsung . Struktur yang lebih kompleks dapat diselidiki

dengan pendekatan elemen-terbatas atau perbedaan-terbatas. Model yang paling banyak

digunakan untuk studi laut dalam adalah yang didasarkan padasea-floor spreading. Materialbasaltik cair yang membeku pada punggungan puncak laut dan ditambahkan ke bagian tepi

setengah-ruang atau lempeng, baik yang mempunyai ketebalan konstan ataupun bervariasi,

yang kemudian mendingin karena konduksi dan bergerak menjauh dengan kecepatan yang

sama dari sisi mengalami pertambahan tersebut. Panas ditransfer secara lateral oleh gerak

lempeng dan dengan konduksi baik secara vertikal ataupun horizontal.

Dengan mempertimbangkan setengah-ruang dengan konduktivitas jenis basaltik

basement. Jika pemanasan akibat peluruhan radioaktif diabaikan maka bentuk dua dimensi

dari persamaan konduksi adalah


18/24

18

Dimana adalah densitas dari half-space, adalah panas spesifik dan adalah

kecepatan pergerakan secara lateral. Jika pertambahan yang terjadi sebesar beberapa puluh

millimtres per tahun, maka kecepatan panas yang dikonduksi secara horizontal melalui half-

space jauh lebih kecil daripada kecepatan panas yang ditansferkan melalui gerakan horisontal

, sehingga :

atau

Proses pendinginan tersebut dinyatakan dalam persamaan difusi satu dimensi (lihat

persamaan 8.10 di atas,) dan kondisi termal dapat diartikan dengan mencari variasi suhu

dengan waktu tertentu dalam half-space stasioner.

Koreksi untuk pengendapan sedimen selama pergerakan dari sisi yang mengalami

perpindahan dapat dilakukan dengan cara yang ditunjukkan dalam bagian 8.4.2 Dalam 10

Myr bagian yang telah lama/tua dari dasar laut ditutupi oleh sedimen dengan kecepatan yang

sama yaitu 10 Myr -1 sehinnga aliran panas pada permukaan berkurang 5-10%.

Jika suatu kondisi termasuk ke dalam syarat batas tersebut, maka pada lokasi

pertambahan (x=0) temperatur, T=Ta dan pada z=0, T=0 maka dari persamaan di atas

()Dengan demikian dapat dikatakan bahwa aliran panas berbanding terbalik dengan

akar kuadrat dari usia dasar laut.

Jika pada temperatur 0C dasar laut membatasi suatu lempeng yang mempunyai

ketebalan konstant L0 dengan mempertahankan temperatur pada bagian yang mengalami

pertambahan maka struktur temperatur dapat diperoleh dengan penyelesaian

Dengan syarat batas T=Tapada z=l0, T=0 pada z=0 dan T=Tapada t=0. Sehingga solusinya

adalah.


19/24

19

[ ]

Jika konduksi panad secara horizontal lebih kecil daripada kecepatan panas secara lateraloleh pergerakan lempeng maka :

{

* +}

Suku L02/2k adalah waktu konstant panas ntuk lempeng samudera.

Model pendinginan lempeng juga dapat dimodifikasi untuk memperhitungkan efek

suhu pada struktur kedalaman akibat pemanasan dari intrusi material panas (Von Herzen et

al, 1982)

Gambar 2.10 Generasi aliran panas oleh proses pertambahan yang berlangsung secara terus

menerus


20/24

20

2.4.2 Aliran Panas pada Rezim Pemuaian

Gaya dapat menyebabkan terjadinya pemuaian di atas permukaan bumi, yang

mengarah ke penurunan dan peningkatan material panas di bawah wilayah yang tipis. Proses

dari penarikan ini sangat penting dalam perkembangan batas kontinental. Pengaruhnya pada

aliran panas dapat diperkirakan dari konduksi pendiginan lempeng (McKenzie,1978). Pada

gambar 2.14, terdapat sebuah lempeng degan dasarnya dianggap isotermal T=Ta tertarik

secara cepat. Suatu bagian panjang x0mengalami pertambahan panjang dengan factor dan

diikuti oleh material bagian bawah pada temperatur Ta juga meningkat untuk menjaga

keseimbangan isostatik. Bagian lempeng yang di luar keseimbangan termal, akan terus

mendingin hingga mencapat ketebalan awalnya. Pergantial bagian lempengan dengan

material dari bawah yang lebih rapat menyebabkan penurunan awal S i, sedangkan pada

bagian lempeng yang lain akan mengalami pendinginan sehingga Sf dinyatakan sebagai

penurunan akhir.

Gambar 2.11 Penarikan yang terjadi pada lempeng yag sama (setelah

McKenzie,1978;Fowler,1990)

Struktur suhu pada lempeng dapat diturunkan dari persamaan satu dimensi dari difusifitas.

Setelah terjadi proses pemuaian akibat suhu, maka


21/24

21

Dimana z dihitung ke atas dari dasar lempeng sebelum mengalami penarikan. Syarat

batas untuk menyelesaikan persamaan ini adalah

Sehingga solusinya dapat diperoleh dengan menggunakan ekspansi Fourier. Suhu T

dinyatakan dalam :

adalah waktu konstant termal. Aliran panas pada permukaan dapat didapatkandari persamaan (8.31) dan dikalikan dengan konduktifitas termal, K {

}Perubahan aliran panas dalam waktu tertentu untuk berbagai macam nilai ditunjukkan oleh

gambar 2.15

Gambar 2.12 Variasi aliran panas setelah terjadinya penarikan secara tiba-tiba pada sebuah

lempeng


22/24

22

2.4.3 Konveksi Panas pada Pendinginan Lempeng

Aliran fluida adalah salah satu mekanisme yang penting dalam mentransfer panas dari

inti bumi menuju ke dasar laut dengan nilai variasi yang besar akibat adanya panas yang

hilang dalam jarak 5 km atau karena dekat dengan puncak punggung laut. Nilai-nilai aliran

panas yang sangat bervariasi ditunjukkan oleh gambar 8.16. Pengaruh dari sirkulasi fluida

dalam kondisi isotermal di bawah dasar laut ditunjukkan oleh gambar 8.17. Jika terdapat

lapisan penutup yang permeabel, gradients termal vertikal akan tinggi di atas bagian yang

alian fluidanya meningkat. Jika terdapat lubang yang aktif, maka gradient temperatur yang

kecil akan terjadi baik ke atas ataupun ke bawah. Skala vertikal dan horizontal konveksi di

bawah dasar laut adalah 5-10km sehingga model satu dimensi merupakan pendekatan yang

cukup baik untuk sebuh rezim termal yang dibatasi oleh gradien aliran panas yang diukur 10

pada dasar laut. Jika lapisan penutup sedimen diansumsikan memiliki permeabilitas dan

porositas yang sama, maka temperatur pada kedalaman z, T(z) di dapatkan dari :

masing-masing adalah temperatur di atas dan probes termal paling bawah LTadalah panjang bagian temperatur yang diukur dan Pnadalah angka Peclet yang dinyatakan

dalam :

Gambar 2.13 Penyebaran nilai aliran panas pada bagian yang mengalami pertambahan pada

sebuah lempeng


23/24

23

Gambar 2.14 Pengaruh sirkulasi fluida di bawah dasar laut pada aliran panas konduktif. Garis

putus-putus tersebut menunjukkan pergerakan fluida dan garis yang lain menunjukkan

kondisi isotermal.


24/24

24

BAB III

PENUTUP

4.1 Kesimpulan

Panas yang dari dalam bumi ditransfer melalui tiga cara yaitu konduksi, konveksi dan

radiasi, panas tersebut dapat berasal dari sumber panas asli (panas yang terdapat dari dalam

bumi), energi potensial gravitasi dan peluruhan radioaktif. Pengukuran aliran panas di dalam

laut dilakukan dalam dua tahapan yaitu pengukuran gradien temperatur dan pengukuran

konduktivitas termal. Terjadinya variasi aliran panas akibat lingkungan sekitar dipengaruhi

oleh variabilitas air dalam, sedimentasi dan erosi, pembentukan kalor di dalam sedimen serta

topografi dan variasi ketebalan sedimen

4.2 Saran

Sebaiknya mahasiswa lebih aktif lagi dalam mencari sendiri informasi mengenai

aliran panas pada dasar laut. Karena materi ini berkaitan dengan laut sehingga akan sangat

sulit untuk menerapkannya secara langsung, sehingga mahasiswa hendaknya dapat lebih

banyak lagi menggali informasi mengenai materi ini.

TUGAS GEOFISIKA KELAUTA1

Documents

Transcript of TUGAS GEOFISIKA KELAUTA1