Dinamika Gempabumi

Pengantar

Gempa bumi didefinisikan sebagai getaran yang bersifat alamiah, yang terjadi pada lokasi tertentu, dan sifatnya tidak berkelanjutan. Getaran pada bumi terjadi akibat dari adanya proses pergeseran secara tiba-tiba (sudden slip) pada kerak bumi. Pergeseran secara tiba-tiba terjadi karena adanya sumber gaya (force) sebagai penyebabnya, baik bersumber dari alam maupun dari bantuan manusia (artificial earthquakes). Selain disebabkan oleh sudden slip, getaran pada bumi juga bisa disebabkan oleh gejala lain yang sifatnya lebih halus atau berupa getaran kecil-kecil yang sulit dirasakan manusia.

Getaran tersebut misalnya yang disebabkan oleh lalu-lintas, mobil, kereta api, tiupan angin pada pohon dan lain-lain. Getaran seperti ini dikelompokan sebagai mikroseismisitas (getaran sangat kecil). Dimana tempat biasa terjadinya gempa bumi alamiah yang cukup besar, berdasarkan hasil penelitian, para peneliti kebumian menyimpulkan bahwa hampir 95 persen lebih gempa bumi terjadi di daerah batas pertemuan antar lempeng yang menyusun kerak bumi dan di daerah sesar atau fault. Gempa bumi tidak lain merupakan manifestasi dari getaran lapisan batuan yang patah yang energinya menjalar melalui badan dan permukaan bumi berupa gelombang seismik. Energi yang dilepaskan pada saat terjadinya patahan tersebut dapat berupa energi deformasi, energi gelombang dan lain-lain. Energi deformasi ini dapat terlihat pada perubahan bentuk sesudah terjadinya patahan, misalnya pergeseran

Teori yang menjelaskan mekanisme terjadinya gempa bumi yang dikenal sebagai “Elastic Rebound Theory”. Dijelaskan dalam teori ini bahwa gempa bumi terjadi pada daerah deformasi dimana terdapat dua buah gaya yang bekerja dengan arah berlawanan pada batuan kulit bumi. Energi yang tersimpan selama proses deformasi berbentuk elastis strain dan akan terakumulasi sampai melampui daya dukung batas maksimum batuan, hingga akhirnya menimbulkan rekahan atau patahan.

Pada saat terjadi rekahan atau patahan tersebut energi yang tersimpan tersebut sebagian besar akan dilepaskan dalam bentuk gelombang ke segala arah baik dalam bentuk gelombang transversal maupun longitudinal. Peristiwa inilah yang disebut dengan gempa bumi. Para peneliti kebumian berkesimpulan bahwa penyebab utama terjadinya gempa bumi berawal dari adanya gaya pergerakan di dalam interior bumi (gaya konveksi mantel) yang menekan kerak bumi (outer layer) yang bersifat rapuh, sehingga ketika kerak bumi tidak lagi kuat dalam merespon gaya gerak dari dalam bumi tersebut maka akan membuat sesar dan menghasilkan gempa bumi. Akibat gaya gerak dari dalam bumi ini maka kerak bumi telah terbagi-bagi menjadi beberapa fragmen yang di sebut lempeng (Plate). Gaya gerak penyebab gempa bumi ini selanjutnya disebut gaya sumber tektonik (tectonic source). Selain sumber tektonik yang menjadi faktor penyebab terjadinya gempa bumi, terdapat beberapa sumber lainnya yang dikategorikan sebagai penyebab terjadinya gempa bumi, yaitu sumber non-tektonik (non-tectonic source) dan gempa buatan (artificial earthquake).

Selain gempa bumi, pergerakan antar lempang juga menimbulkan adaya patahan-patahan kecil yang disebut dengan sesar. Sesar adalah struktur rekahan yang telah mengalami pergeseran. Umumnya disertai oleh struktur yang lain seperti lipatan, rekahan dsb. Berdasarkan pergeserannya, struktur sesar dalam geologi dikenal ada 3 jenis, yaitu: 1). Sesar Mendatar (Strike slip faults) ; 2). Sesar Naik (Thrust faults) ; 3). Sesar Turun (Normal faults).

Stress Fields of Earthquakes

Gaya tektonik secara kontinu akan menekan, menarik, melengkungkan dan mematahkan batuan di litosfer. Tegangan (Stress) merupakan gaya yang diberikan atau dikenakan pada suatu medan atau area. Tegangan terbagi menjadi tegangan seragam (uniform stress) yaitu gaya yang bekerja pada suatu materi sama atau seragam di semua arah, dan tegangan diferensial atau tegangan dengan gaya yang bekerja tidak sama di setiap arah. Tegangan diferensial terbagi menjadi tensional stress, compressional stress, dan  shear stress.

Perhatikan gambar 15.5 pada keadaan I menunjukan suatu lapisan yang belum terjadi deformasi. Karena di dalam bumi terjadi gerakan yang terus-menerus, maka akan terdapat stress yang lama kelamaan akan terakumulasi dan mampu menyebabkan deformasi pada lapisan batuan. Keadaan II menunjukan suatu lapisan batuan telah mendapat dan mengandung stress dimana telah terjadi perubahan bentuk geologi. Untuk daerah A mendapat stress ke atas, sedang daerah B mendapat stress ke bawah. Proses ini berjalan terus sampai stress yang terjadi atau dikandung di daerah ini cukup besar untuk merubahnya menjadi gesekan antara daerah A dan daerah B. Lama kelamaan karena lapisan batuan sudah tidak mampu lagi untuk menahan stress maka akan terjadi suatu pergerakan atau perpindahan yang tiba-tiba sehingga terjadilah patahan. Peristiwa pergerakan secara tiba-tiba ini disebut gempa bumi. Keadaan III menunjukan lapisan batuan yang sudah patah karena adanya pergerakan yang tiba-tiba dari batuan tersebut. Gerakan perlahan-lahan sesar ini akan berjalan terus sehingga seluruh proses diatas akan diulangi lagi dan sebuah gempa akan terjadi lagi setelah beberapa waktu lamanya demikian seterusnya.

Ketika suatu batuan dikenakan tekanan dengan besar tertentu, maka batuan itu akan mengalami tiga tahap deformasi, yaitu :

a.      Elastic Deformation

Merupakan deformasi sementara tidak permanen atau dapat kembali kebentuk awal (reversible). 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.

b.      Ductile deformation 

Merupakan deformasi dimana elastic limit dilampaui dan perubahan bentuk dan volume batuan tidak kembali. Untuk mempermudah membayangkannya lihat diagram strain stress pada gambar 15.6 yang didapat dari percobaan menekan contoh batuan silindris. Mula-mula kurva stess-strain naik tajam sepanjang daerah elastis sesampai pada elastic limit (Z), kurvanya mendatar. Penambahan stress menyebabkan deformasi ducktile. Bila stress dihentikan pada titik X silinder kembali sedikit kearah semula. Strain menurun sepanjang kurva X!Y. Strain permanennya adalah XY yang merupakan deformasi ductile.

c.       Fracture

Tejadi apabila batas atau limit elastik dan ducktile deformasi dilampaui. Perhatikan Gambar 15.6 yang semula stress dihentikan pada X!, disini dilanjutkan menaikkan stress. Kurva stress-strain berlanjut sampai titik F dan batuan pecah melalui rekahan. Deformasi rekah (fracture deformation) dan lentur (ductile deformation) adalah sama, menghasilkan regangan (strain) yang tidak kembali ke kondisi semula.

Mikroseismik

Mikroseismik disebut juga sebagai mikrotremor didefinisikan sebagai getaran alami (ambient vibration) yang berasal dari dua sumber utama, yaitu dari alam dan aktivitas manusia. Mikroseismik merupakan getaran yang memiliki simpangan maksimum (amplitudo) sangat kecil sekitar 0,1 sampai 1,0 μm dan kecepatan getaran antara 0,001 sampai 0,01cm/s (Nakamura, 2008). Sedangkan periode gelombang mikroseismik ini antara 5 sampai 10 sekon. Getaran tanah yang dikatakan getaran mikroseismik bukan getaran tanah yang diakibatkan gempaBumi melainkan sumber getar lainnya yang mampu menggetarkan tanah yang bersumber dari alam seperti ombak laut, aktivitas atmosfer Bumi, interaksi angin dengan tanaman maupun pepohonan dan lain-lain. Sedangkan sumber mikroseismik oleh aktivitas manusia antara lain berasal dari kendaraan yang sedang melaju, lalu lintas, suara mesin pabrik dan aktivitas manusia lainnya. Gelombang mikroseismik yang disebabkan oleh ombak laut dapat dibedakan dengan melihat periode dominannya. Gelombang mikroseismik yang berasal dari badai dapat terekam dari jarak yang sangat jauh. Gelombang tersebut merupakan gelombang Rayleigh (gelombang permukaan yang terpolarisasi vertikal-lihat bagian 15.3).

Gelombang laut terbentuk akibat gesekan angin dengan permukaan laut. Amplitudo dan panjang gelombangnya akan meningkat seiring kecepatan angin dan durasinya. Untuk gelombang pada laut dalam (kh>> 1, tanh (kh) -> 1), maka persamaan 14.53 menjadi V = (g/k)^1/2, sehingga periodenya menjadi

T = 2πV/g....................................................................(14.57)

Untuk kecepatan angin 30 sampai dengan 40 knot (15,4 sampai 20,6 m/s), persamaan 14.58 memberikan periode 10 sampai dengan 13 detk dengan panjang gelombang 150 sampai dengan 270 m.

Gelombang air yang merambat melalui laut dalam, gerakan partikelnya berupa gerakan melingkar seperti roda yang berputar kebelakang. Gerakan vertikal air berupa gelombang sinusoidal dan tekanan osilasi nya berada di bawah permukaan. Ketika dua gelombang berjalan dalam arah yang berlawanan saling berinterferensi, gelombang tegak akan terbentuk dan dalam kondisi ini tekanan osilasi akan ditransmisikan pada kedalaman laut.

Mikroseismik juga dapat ditimbulkan oleh pecahnya gelombang di tepi pantai. Gelombang laut akan terbiaskan dan memberikan koherensi yang lebih besar karena sifatnya yang berkesinambungan. Gelombang mikroseismik yang berasal dari garis pantai memiliki periode 5 sampai dengan 6 sekon, sedangkan mikroseismik yang berasal dari laut dalam memiliki periode dominan sebesar 10 sampai dengan 12 sekon. Meskipun mekanisme yang terjadi di pantai dangkal tidak memerlukan kondisi khusus supaya gelombang dapat melintas, namun efek laut dalam akan menghasilkan gelombang mikroseismik yang lebih besar. Terjadinya mikroseismik memerlukan usikan siklon yang bergerak dan dapat menghasilkan gelombang yang melintas.

Referensi Tambahan

Aki, K., dan Kanai, K., 1957. Space and time spectra of stationary stochastic waves, with special reference to microtremors. Bulletin of the Earthquake Research Institute 1957;35:415–56.

(Kamei & Nakata, 2015). Introduction to microseismic source mechanisms (Rie Kamei, Nori Nakata, and David Lumley. The  Leading  Edge. August 2015

Tsunami

Gempa Bumi yang terjadi di lautan dapat menimbulkan gelombang air besar yang dapat menyapu daratan dan menimbulkan kerusakan yang besar seperti gempa Chile 1960 dan gempa Sumatra 2004 yang menimbulkan gelombang besar. Gelombang tersebut dinamakan dengan Tsunami (dalam bahasa Jepang: 津波; tsu = pelabuhan, nami = gelombang, secara harafiah berarti "ombak besar di pelabuhan") adalah perpindahan badan air yang disebabkan oleh perubahan permukaan laut secara vertikal dengan tiba-tiba.

Gempa Bumi bukanlah satu-satunya penyebab terjadinya tsunami. Erupsi gunung krakatau 1883 menyebabkan tsunami yang sangat besar sehingga menghancurkan ratusan desa di jawa barat dan sumatra selatan. Penyebab lainnya longsoran tanah yang mengarah ke laut sehingga menimbulkan gelombang. Selain itu longsoran juga seringkali disebabkan oleh gempa Bumi. Sebagai contoh, tsunami di New Guinea pada bulan juli 1988, disebabkan oleh gempa Bumi dengan magnitudo 7 disebelah utara pulau. Gelombang tsunami yang terjadi diperkirakan disebabkan oleh longsoran sedimen ke laut. Contoh lainnya berdasarkan catatn sejaran terjadi di Norwegia dan Islandia sekitar 7000 tahun lalu. Longsoran pada daerah tersebut menyebabkan tsunami yang menyapu Norwegia dan pantai Skotlandia.

Gempa Bumi merupakan penyebab utama tsunami karena pergerakan dasar laut yang panjang gelombangnya bisa mencapai ratusan kilometer. Gelombang ini merupakan gelombang air dangkal, artinya kedalaman air lebih rendah dari pada panjang gelombang. Persamaan umum untuk kecepatan gelombang dengan panjang gelombang λ = 2π/k dalam air dengan kedalaman h, gravitasi g adalah:

Karena pada air dangkal maka (kh) << 1, sehingga persamaan tersebut menjadi

Pada kedalaman air 5 km maka kecepatannya adalah 220 m/s atau 800 km/jam. Meskipun ini sangat cepat untuk standar gelombang laut, namun masih 20 x lebih lambat bila dibandingkan dengan gelombang Rayleigh dan 40 x lebih lambat dibandingkan dengan gelombang P. Hal ini memungkinkan untuk dapat membuat deteksi dini gelombang tsunami. Gelombang di air ini juga lebih lambat dibandingkan dengan perambatan patahan. Bila sebuah gempa Bumi dengan rerata pergeserannya b sepanjang patahan L dan lebar W dalam sebuah medium rengan rigiditas µ maka momennya adalah M­_o = µbLW (persamaan 14.6). kita dapat menghubungkannya ke energi gempa Bumi, Es, dengan mengkombinasikan persamaan 14.36 dan 14.38, misalkan M_W = M_s

E_s = M_o x 10^-4.3..............................................................................................(14.55)

Energi seismik proporsional dengan dimensi produk, bLW, namun karena b  proporsional dengan dimensi patahan yang lebih kecil, W, maka:

E_s ~ LW².......................................................................................................(14.56)

Dengan subtitusi b ke W akan kita dapatkan energi tsunami:

E_s ~ ρg(fb)² LW ~ ρg(fb)² LW³....................................................................(14.57)

Untuk amplitudo gelombang a dan panjang gelombang λ, energi dalam satu panjang gelombang proporsional dengan a²λ dan karena λ ~ V ~ h^1/2, a  meningkat diiringi dengan penurunan kedalaman air h sebesar h^-1/4. Berdasarkan hal ini maka 1 meter gelombang dalam kedalaman 4 km lautan akan menjadi 4 meter gelombang dalam kedalaman 15 meter air. Semakin mendekati pantai yang dangkal, maka ketinggian gelombang akan semakin meningkat. Gelombang air yang datang ini dapat dipecah secara alami oleh tebing laut atau pun batuan yang berada di pantai. Dengan cara inilah pemecah tsunami dapat dirancang dan dibuat.

Gempa Bumi dan Tsunami Aceh 2004 tercatat sebagai gempa Bumi dengan bidang rekahan/patahan (rupture) terpanjang dalam sejarah gempa Bumi yang tercatat oleh manusia. Rekahan/patahan sepanjang ±1600 Km dimulai dari epicenter gempa dekat pulau Simeulue dan menerus sampai ke kepulauan Andaman dengan kecepatan ±2 Km/detik. Rekahan/patahan yang panjang ini selesai dalam waktu ±10 menit dan menjadi sumber gangguan volume air laut yang selanjutnya menjadi sumber tsunami yang sangat besar. Pola perubahan dasar laut akibat rekahan/patahan sepanjang ±1600 km akibat gempa 26 Desember 2004. Dasar samudra/laut yang naik dan turun sampai dengan 20 m sejauh ±1600 Km memicu gelombang tsunami yang dasyat.

Referensi Tambahan

Aki, K., dan Kanai, K., 1957. Space and time spectra of stationary stochastic waves, with special reference to microtremors. Bulletin of the Earthquake Research Institute 1957;35:415–56.

(Kamei & Nakata, 2015). Introduction to microseismic source mechanisms (Rie Kamei, Nori Nakata, and David Lumley. The  Leading  Edge. August 2015

Magnitudo dan energi gempa Bumi

Sebelum adanya alat untuk merekam gempa Bumi, ukuran gempa dilaporkan dalam bentuk intensitas goncangan tanah dengan skala numerik. Skala yang paling luas digunakan adalah skala Mercalli (1902). Mercalli membagi intensitas goncangan tanah menjadi 12 skala berdasarkan tingkat kerusakan akibat gempa Bumi tersebut. Kerusakan akibat gempa ini berkaitan erat dengan percepatan gerakan tanah (PGA). Oleh karena itu intensitas Mercalli dikalibrasi dengan PGA menggunakan pendekatan log₁₀ a = I/3 -2,5.

Skala Mercalli masih sering digunakan terutama apabila tidak terdapat peralatan seismometer yang dapat mengukur kekuatan gempa Bumi di tempat kejadian. Adapun skala Mercalli yang sudah mengalami penyesuaian MMI (Modified Mercalli Intensity) yaitu:

SKALA	GEJALA YANG DIAKIBATKAN
I MMI	Getaran tidak dirasakan kecuali dalam keadaan luarbiasa oleh beberapa orang
II MMI	Getaran dirasakan oleh beberapa orang, benda-benda ringan yang digantung bergoyang.
III MMI	Getaran dirasakan nyata dalam rumah. Terasa getaran seakan-akan ada truk berlalu.
IV MMI	Pada siang hari dirasakan oleh orang banyak dalam rumah, di luar oleh beberapa orang, gerabah pecah, jendela/pintu berderik dan dinding berbunyi.
V MMI	Getaran dirasakan oleh hampir semua penduduk, orang banyak terbangun, gerabah pecah, barang-barang terpelanting, tiang-tiang dan barang besar tampak bergoyang, bandul lonceng dapat berhenti.
VI MMI	Getaran dirasakan oleh semua penduduk. Kebanyakan semua terkejut dan lari keluar, plester dinding jatuh dan cerobong asap pada pabrik rusak, kerusakan ringan
VII MMI	Tiap-tiap orang keluar rumah. Kerusakan ringan pada rumah-rumah dengan bangunan dan konstruksi yang baik. Sedangkan pada bangunan yang konstruksinya kurang baik terjadi retak-retak bahkan hancur, cerobong asap pecah. Terasa oleh orang yang naik kendaraan.
VIII MMI	Kerusakan ringan pada bangunan dengan konstruksi yang kuat. Retak-retak pada bangunan degan konstruksi kurang baik, dinding dapat lepas dari rangka rumah, cerobong asap pabrik dan monumen-monumen roboh, air menjadi keruh.
IX MMI	Kerusakan pada bangunan yang kuat, rangka-rangka rumah menjadi tidak lurus, banyak retak. Rumah tampak agak berpindah dari pondamennya. Pipa-pipa dalam rumah putus.
X MMI	Bangunan dari kayu yang kuat rusak,rangka rumah lepas dari pondamennya, tanah terbelah rel melengkung, tanah longsor di tiap-tiap sungai dan di tanah-tanah yang curam.
XI MMI	Bangunan-bangunan hanya sedikit yang tetap berdiri. Jembatan rusak, terjadi lembah. Pipa dalam tanah tidak dapat dipakai sama sekali, tanah terbelah, rel melengkung sekali.
XII MMI	Hancur sama sekali, Gelombang tampak pada permukaan tanah. Pemandangan menjadi gelap. Benda-benda terlempar ke udara.

Instrumen pengukur gempa pertama kali dikembangkan dan digunakan di California pada tahun 1958 oleh C.F. Richter. Skala magnitudo gempa merupakan sebuah ukuran logaritmik kekuatan gempa Bumi berdasarkan pengukuran amplitudo maksimum gelombang gempa Bumi. Richter enggunakan data kejadian gempaBumi di daerah California yang direkam oleh Seismograf Woods-Anderson. Dengan mengetahui jarak episenter ke seismograf dan mengukur amplitude maksimum dari sinyal yang tercatat di seismograf maka akan didapatkan besarnya gempaBumi yang terjadi.

Magnitudo Richter (M_L) hanya cocok digunakan untuk gempa-gempa lokal saja atau gempa Bumi yang berjarak kurang dari 600 Km dan gempa-gempa kecil. Apabila jaraknya sudah melebihi 600 Km dan skala gempanya juga besar, maka M_L ini sudah tidak sesuai lagi digunakan. Saat ini, stasiun pengamat gempa yang ada di seluruh dunia sudah sangat jarang menggunakan skala magnitudo ini. Kemudian dikembangkan lagi magnitudo gelombang permukaan (M_s) dan magnitudo gelombang badan (M_b).

Magnitudo gelombang permukaan (M_s) ini menggunakan untuk mengukur simpangan/amplitudo gelombang permukaan/Rayleigh. M_s ini dapat digunakan untuk mengukur jarak gempa Bumi yang lebih jauh. Penggunakan magnitudo gelombang permukaan ini dikarenakan gempa yang berjarak lebih dari 600 Km dimana pusat gempanya dangkal, maka gelombang gempa yang akan terekam didominasi oleh gelombang permukaan. Magnitudo didefinisikan sebagai logaritmik dari perbandingan amplitudo (A) dan pergerakan tanah dengan periode dominan (T). Dengan koreksi derajat (∆) dan kedalaman (h), maka M_S dapat dirumuskan:

M_S = log₁₀ (A/T) + f  (Δ,h)…………………………….……… (14.34)

Bila M_s dihubungkan dengan intensitas maksimum maka persamaan tersebut dapat dituliskan:

M_S = 2 _Imax/3 + 1.7  log₁₀ h – 1.4 ………………………………(14.35)

Sedangkan hubungan antara magnitudo dan energi total adalah:

log₁₀ E = 1.5 M_s + 4.8 ………………………………………… (14.35)

persamaan 14.35 seringkali dituliskan:

                                    E = 6.3 x 10⁴ exp (3.45M_s)..........................................................(14.37)

Hubungan antara momen sismik dengan energi gempa Bumi tergantung pada mekanisme pelepasan stress dimana kekuatan gempaBumi sangat berkaitan dengan energi yang dilepaskan oleh sumbernya. Hiroo Kanamori(1979) memperkenalkan momen magnitudo (Mw) yang mengukur “seismic moment” atau momen seismik yang menunjukkan seberapa besar energi yang dilepaskan untuk menghasilkan gempa Bumi berdasarkan luas rekahan, panjang slip dan sifat rigiditas (kekakuan) batuan. Mw inilah yang paling banyak digunakan saat ini sebagai skala gempa dalam skala Richter. Momen seismik (Mo) dapat diestimasi dari dimensi pergeseran bidang sesar atau dari analisis karakteristik gelombang gempaBumi yang direkam di stasiun pencatat khususnya dengan broadband seismograph. Hubungan Mo dengan Mw yaitu:

 

                                                                               

Momen seismik terbesar yang pernah direkan yaitu pada gempa Bumi Chile, Mei 1960 dengan Mo = 2,5 x 10²³ Nm, atau setara dengan Mw = 9,5 dan energi sebesar 1,2 x 10¹⁹ J.

Nilai skala gempa bersifat logaritmik, ini berarti bahwa Skala gempa 6 = 10 x skala gempa 5, skala gempa 5 = 10 x skala gempa 4, dsb. Adapun skala gempa dalam skala Richter yaitu:

Panas Radiogenik

 Pendahuluan

Radioaktivitas memegang peran penting dalam mempertahankan panas internal bumi. Tanpa radioaktivitas, panas internal bumi akan berkurang rata - rata 44.2x10¹² W, Sehingga akan menyebabkan pendinginan pada laju rata-rata sekitar 120 K per miliar tahun. Bahkan lebih dari 4,5 miliar tahun, pendinginan pada tingkat ini akan memiliki  efek moderat pada suhu pada bagian dalam. Konveksi mantel dan tektonik akan memperlambat laju pendinginan. Sebuah sumber besar energi internal diperlukan juga untuk mempertahankan konveksi inti yang digerakan oleh dinamo  geomagnetic.

Energi gravitasi yang dilepaskan dalam pertambahan sumber energi lainnya dihitung dari lapisan pusat. Ketika radius r dan massa m,maka potensial gravitasi di permukaan adalah -Gm/r. pada lapisan selanjutnya jika massanya dm = 4πρr² dr, mK energy potensial gravitasinya adalah dE_G = -Gm dm/r = -4πGmρr dr, ketika m = 4π² dr dan G = 6.67 x 10^-11, maka energy potensial gravitasinya E_G = -fGM2 /R, dengan f = 3/5 dan M=-224x10³⁰ J, maka didapati nilai E_G = -249 x 10³⁰J(41.6 x 10⁶ J/kg).

         Panas Radiogenik

Panas radiogenic berkaitan dengan adanya radioaktivitas, Radioaktivitas adalah kemampuan inti atom yang tidak stabil untuk memancarkan radiasi dan berubah menjadi inti stabil. Proses perubahan ini disebut peluruhan dan inti atom yang tidak stabil disebut radionuklida. Materi yang mengandung radionuklida disebut zat radioaktif.           

     

Radioaktivitas ditemukan oleh H. Becquerel pada tahun 1896. Becquerel menamakan radiasi dengan uranium. Dua tahun setelah itu, Marie Curie meneliti radiasi uranium dengan menggunakan alat yang dibuat oleh Pierre Curie, yaitu pengukur listrik piezo (lempengan Kristal yang biasanya digunakan untuk pengukuran arus listrik lemah), dan Marie Curie berhasil membuktikan bahwa kekuatan radiasi uranium sebanding dengan jumlah kadar uranium yang dikandung dalam campuran senyawa uranium. Selain itu, Marie Curie juga menemukan bahwa peristiwa peluruhan tersebut tidak dipengaruhi oleh suhu dan tekanan, dan radiasi uranium yang dipancarkan secara spontan dan terus menerus tanpa bisa dikendalikan. Marie Curie juga meneliti campuran senyawa lain, dan menemukan bahwa campuran senyawa thorium juga memancarkan radiasi yang sama dengan campuran senyawa uranium, dan sifat pemancaran radiasi seperti ini diberi nama radioaktivitas.

Pada awal terbentuknya bumi, dapat dianggap bahwa unsur radioaktif tersebut belum mengalami peluruhan Peluruhan radioaktif di alam akan menimbulkan energi panas di dalam bumi. Unsur-unsur penting di dalam panas bumi adalah uranium, torium dan kalium

Perbandingan thorium dengan uranium sangat mirip dalam berbagai ragam jenis batuan serta meteroit. Meskipun lebih rendah rasio Th/U muncul pada mid-ocean ridge(MORB). Uranium dan thorium tidak mudah dipisahkan oleh volatilitas atau proses geoki,ia yang normal dan muncul dalam meteroit, dengan implikasi di bumi dalam rasio hampir konstan

Climatic Effects

Suhu permukaan bumi bervariasi dengan perubahan iklim jangka panjang serta jelas siklus diurnal dan tahunan dan variasi merambat ke kerak. Dalam semua kasus, kedalaman penetrasi sangat kecil dibandingkan dengan dimensi Bumi dan efeknya dijelaskan oleh difusi satu dimensi Persamaan (Persamaan. (20,1)). siklus tahunan menembus hanya beberapa meter dan bunga kecil, tapi suhu di atas beberapa ratus meter dari kerak benua mencerminkan variasi iklim memperpanjang kembali untuk ratusan hingga ribuan tahun. Pollack dan Huang (2000) mengkaji Studi diarahkan untuk merekonstruksi masa lalu iklim dari suhu lubang bor. Pengukuran yang sama dengan yang digunakan untuk memperkirakan panas mengalir dari interior yang mendalam dan analisis data memerlukan pemisahan fluktuasi dari gradien stabil. Tidak ada interaksi non-linier antara efek ini dan matematis mereka dapat diperlakukan sebagai independen, sehingga pengurangan ini, pada prinsipnya, sederhana, tapi mengganggu efek seperti sifat batuan variabel memperkenalkan suara yang membatasi apa yang dapat dicapai.

Jika kita mempertimbangkan variasi suhu permukaan sinusoidal, To sin ωt, maka kita dapat mewakili propagasi ke bawah dengan kombinasi redaman dan fase lag,

T (t,z)=To exp(-αz)  sinα(ωt- βz) 

Dengan mengambil derivatif sehubungan dengan t dan z dan menggantikannya dalam Pers. (20.1), kita menemukan α= β= (ω∕2η)^(1∕2) bahwa

T (t,z)=To exp(-z√(ω/2η))  sinα(ωt- z√(ω/2η)

Ini dapat digunakan secara langsung untuk setiap osilasi biasa yang dapat Fourier dianalisis, dan, pada prinsipnya, dapat digunakan untuk variasi yang tidak teratur, tetapi Metode yang lebih baik adalah untuk mewakili permukaan perubahan suhu dengan jumlah (atau terpisahkan) dari urutan langkah-langkah. Ini adalah contoh dari masalah terbalik yang solusi ke depan (perhitungan profil temperatur mendalam dari variasi suhu permukaan dikenal) adalah solusi mudah dan percobaan dapat berulang kali disesuaikan untuk menemukan variasi permukaan yang terbaik mereproduksi profil diamati. Ini adalah metode trial and error pertama diterapkan oleh V. Cermak. Meskipun prosedur inversi lebih canggih yang sekarang digunakan, mereka tidak memberikan identik hasil dan tidak ada ambigu 'terbaik' metode.

Kekuatan dan keterbatasan metode yang ditunjukkan oleh contoh hipotetis di Ara. 20,6, yang menunjukkan kenaikan suhu sebagai fungsi dari kedalaman lima permukaan termal impuls, semua besarnya T0 dan jangka waktu yang berbeda. Kurva untuk impuls mulai baik 100 atau 1000 tahun yang lalu dan terus hingga saat ini waktu hanya bidang komplementer fungsi kesalahan, yaitu (1- erf x), di mana x adalah erf diberikan oleh Persamaan. (20.4). Perhatikan bahwa mereka adalah skala di mendalam oleh p10 faktor sehubungan dengan satu lain. Untuk tujuan perhitungan 20 untuk 120 tahun petak mengasumsikan T0 dorongan yang mulai 120 tahun yang lalu dan terus sampai waktu sekarang tetapi dengan dorongan ditumpangkan? T0, membatalkan itu 20 tahun yang lalu. The 100 sampai 200 tahun dan 200 untuk plot 300 tahun dihitung sama. Semua kurva ini dinormalisasi dengan sewenang-wenang impuls T0 besarnya. Jika T0 = 10 K besarnya perkiraan gradien stabil terhadap yang efek tersebut harus diamati ditunjukkan oleh garis putus-putus.

Seperti terlihat pada Gambar. 20,6, variasi suhu yang singkat dibandingkan dengan waktu yang telah berlalu sejak mereka terjadi adalah dioleskan keluar dan menjadi tidak signifikan dalam profil lubang bor. Semua kurva dapat kembali ditingkatkan untuk kali berbeda oleh f faktor dari mereka diplot oleh penskalaan ulang mendalam oleh akar f  faktor. Ini berarti yang gradien perubahan dengan 1/akar f, dan karena itu variasi gradien yang dicari, karena mereka harus dibedakan dari latar belakang gradien, resolusi menurun dengan meningkatnya usia. Dalam meninjau hasil berbagai pengukuran, Pollack dan Huang (2000) menekankan bahwa profil suhu dari individu lubang bor yang tunduk pada berbagai gangguan dan tidak berguna, tetapi bahwa variasi sistematis di banyak lubang dari daerah terbatas andal mewakili variasi suhu permukaan untuk wilayah itu.

Variasi yang paling jelas adalah pemanasan untuk 150 tahun terakhir, percepatan pada 50 tahun yang lalu, terlihat di mana-mana, dan yang paling terasa di lintang tinggi. Periode dingin sebelumnya adalah konsisten dengan "zaman es kecil 'dari sekitar 1500 untuk abad kesembilan belas pertengahan, yang mungkin memiliki dua dipisahkan maxima, meskipun itu akan menjadi sulit untuk melihat dalam data lubang bor. Homogenitas es Greenland telah memungkinkan lubang yang dalam ada untuk memberikan perkiraan temperatur purba memperpanjang kembali sebanyak 25 000 tahun, dengan maksimum glasial terakhir, terlepas dari komplikasi yang timbul dari kompresi es dan aliran glasial.

DAFTAR PUSTAKA

Lowrie, William.2007, “Fundamentals of Geophysics”, New York : Cambridge University Press

Stacey,F.D.,Davis,P.M. 2008. Physics Of The Earth. New York : Cambridge University Press