Heat Flux (Aliran Panas Internal Bumi))

Heat Flux (Aliran Panas Internal Bumi)

Untuk mengetahui besarnya aliran panas yang melalui lapisan bumi, digunakan rumus di

bawah ini.

1/A  dQ/dt=K ∆T/∆Z

Dengan            A = Luas penampang permukaan (m2)

Q = Panas (kalori)

t = waktu (detik)

K = konduktivitas bahan 2,5 W m-1 deg-1

T = suhu (deg)

Z = jarak (m)

Dari pengukuran di lapangan diperoleh gradien temperatur (ΔT/ΔZ), dari analisa laboratorium terhadap batuan sampel diperoleh nilai konduktivitas termalnya (K). Melalui pengukuran yang dilakukan Lee ( 1970) sejumlah 3500 titik. Diperoleh profil aliran panas pada permukaan bumi. Diperoleh informasi bahwa tingginya aliran panas pada area di kerak benua, terkait dengan aktivitas vulkanik. Pada MOR (Mid-Oceanic Ridge) samudra terukur aliran panas yang tinggi, diperkirakan ada sumber panas beberapa km di bawah permukaan. Aliran panas di samudra semakin rendah jika menuju perbatasan benua. Secara rata-rata aliran panas di kerak benua dan samudra hampir sama meskipun dengan mekanisme yang berbeda. Jika di kerak benua mekanisme aliran panas lebih karena konduksi dan kontribusi radioaktif, maka di kerak samudra aliran panas mengikuti pergerakan kerak dari MOR (Mid-Oceanic Ridge)  ke zona penunjaman di perbatasan benua dan terkait dengan pendinginan litosfer.

The ocean floor heat flux

Aliran Panas di samudra diukur secara rutin di berbagai titik pengukuran. Fitur litosfer yang paling mencolok dari aliran panas samudra adalah hubungan kuat antara aliran panas dan jarak dari sumbu Mor-Oceanic Ridge. Aliran panas tertinggi dekat dengan sumbu MOR dan menurun dengan meningkatnya jarak darinya. Untuk pemekaran dasar laut tingkat seragam usia kerak samudera (dan litosfer) sebanding dengan jarak dari sumbu MOR

Gambar. 1 Perbandingan panas diamati dan diprediksi mengalir sebagai fungsi dari usia litosfer samudera. Ringkasan skematik untuk semua lautan, yang menunjukkan pengaruh hidrotermal aliran panas di MOR ( Anderson dan Skilbeck, 1981). Perbandingan dengan referensi model pendingin PSM (Parsons dan Sclater, 1977) dan GDH1 (Stein, 1992) untuk (b) Pasifik, (c) Atlantik dan (d) Hindia

Dari pengukuran aliran panas samudra diperoleh rata-rata 101 mW m-2. Sirkulasi hidrotermal di kerak samudera merupakan bagian penting dari hilangnya panas bumi. Ini menyumbang sekitar sepertiga dari Total aliran panas samudera, dan seperempat dari panas global yang mengalir.

The continental heat flux

                Perhitungan aliran panas di suatu daerah membutuhkan dua pengukuran. Konduktivitas termal dari sampel batuan local diukur di laboratorium. Suhu gradien diukur di lapangan di lokasi penyelidikan, pada benua  dilakukan dalam lubang bor 

Gambar . 2.  Perhitungan aliran panas oleh interval Metode untuk data panas bumi dari WSR.1 drillhole pada Plateau Colorado dari Barat  USA; batang horizontal menunjukkan standar deviasi dari pengukuran di setiap interval kedalaman (Powell et al., 1988; berdasarkan data dari Bodell dan Chapman, 1982).

Dari interval nilai aliran panas benua dengan kedalaman di rata-rata diperoleh 65 mW m^-2. Banyak proses berkontribusi pada aliran panas benua. Terlepas dari panas yang dihasilkan oleh peluruhan radioaktif, juga sumber penting yang berkaitan dengan peristiwa tektonik. pendinginan konvektif berlangsung efisien dalam sirkulasi cairan, sementara beberapa kelebihan panas hilang oleh pendinginan konduktif. Akibatnya, variasi panas benua mengalir dengan waktu paling baik dipahami dalam hal usia tectonothermal, yang merupakan usia tektonik terakhir atau peristiwa magmatik di lokasi pengukuran. Nilai aliran panas benua terdiri dari spektrum yang luas. Penurunan aliran rata-rata panas dengan meningkatnya umur tectonothermal kerak (Gbr. 20.5), menurun dari 70-80mW m^-2 di provinsi muda untuk nilai kondisi stabil 40-50mW m^-2 di Prakambrium daerah yang lebih tua dari 800 Ma.

Global heat flux

Histogram dari nilai-nilai aliran panas yang tersebar di seluruh berkisar untuk setiap domain. Distribusi memiliki karakteristik serupa, membentang dari sangat rendah, hamper nol nilai lebih dari 200mW m^-2. Nilai-nilai yang tinggi pada benua berasal dari gunung berapi dan daerah aktif tektonik, sedangkan nilai tertinggi di lautan yang ditemukan dekat dengan sumbu mid-oceanic ridge. Baik di benua dan di lautan, Aliran panas bervariasi dengan umur kerak. Untuk menentukan statistik panas-aliran global, fraksi luas permukaan bumi memiliki usia tertentu dikalikan dengan aliran panas artinya diukur untuk domain usia, aliran panas rata-rata 65 mWm^-2 untuk kumpulan data benua. Sedangkan aliran panas rata-rata samudra 101 mWm^-2. Diperoleh aliran panas rata-rata global adalah 87mWm^-2. Lautan menutupi 60,6% dan 39,4% benua dari permukaan Bumi. Sehingga sekitar 70% dari panas yang hilang melalui lautan dan 30% melalui benua. 

Gambar .3  Histogram dari nilai aliran panas benua, samudera dan global (Pollack et al.1993).

Nilai-nilai aliran panas di kedua domain benua dan samudera yang ditemukan tergantung pada usia kerak dan karakteristik geologi. Hubungan ini memungkinkan untuk membuat peta aliran panas global untuk  distribusi pengukuran aktual .

Gambar . 4 Distribusi aliran panas global (mW m^-2)