DIKTAT KULIAH GEOLOGI UMUM BAB II LAPISAN-LAPISAN BUMI

Posted in | 12:30 AM



A.  Sumber Keterangan Bagian Dalam Bumi
            Jari-jari bumi ke katulistiwa 6378km dan ke kutub 6357km. Pemboran kerak bumi di Oklahoma untuk meneliti bagian dalam bumi hanya mencapai 5253 meter, dan proyek Mohole dekat pulau Guadalupe (lepas pantai Meksiko) mengebor sampai kedalaman 9 km. Dari dalamnya pengeboran tersebut nampak bahwa hanya kulit luar dari bumi kita yang dapat diselidiki secara langsung. Meskipun demikian, kita mengetahui para ahli telah berceritera banyak tentang bagian dalam bumi, seperti: wujud, densitas batuan, temperatur, kecepatan gelombang melalui berbagai lapisan dan sebagainya. Dari mana para ahli memperoleh keterangan mengenai bagian dalam bumi? Patut dimaklumi bahwa bagian dalam dari bumi  sulit sekali bahkan tidak mungkin diselidiki secara langsung, sehingga wajar pula kalau banyak hal yang tidak diketahui secara pasti. Para ahli melakukan penyelidikan secara tidak langsung, dimana tak dapat dilupakan bantuan dari ilmu Kosmologi, Geokimia, dan Geofisika.
            Lewat pengetahuan Kosmologi seperti gaya tarik menari antar benda-benda angkasa, massa, volume, diameter, jarak antar benda angkasa dan sebagainya, para ahli menganalisis sampai ke kesimpulan mengenai keadaan bagian dalam dari bumi. Penelitian geokimia atas sampel batuan, lava dan bahan-bahan lain yang dikeluarkan letusan gunung api mengantarkan ke kesimpulan mengenai komposisi batuan, densitas serta sifat-sifat batuan di lapisan dalam. Demikian juga batuan meteorit, sampel batuan dari bulan, diselidiki ahli geokimia dan dibandingkan dengan batuan bumi untuk sampai ke kesimpulan mengenai bagian dalam bumi. Hasil penyelidikan geofisika juga sangat membantu meramalkan keadaan bagian dalam bumi. Terutama keterangan yang disumbangkan oleh hasil penelitian gravitasi, kemagnetan bumi dan seisme. Berikut ini akan diuraikan secara singkat ketiga sumbangan geofisika tersebut.
1.   Gravitasi Bumi
            Bumi mempunyai gaya tarik ke intinya sehingga semua benda yang ada di permukaan bumi tidak melayang ke ruang angkasa. Dasar dari pengetahuan tentang gravitasi adalah penemuan Isaac Newton yang mempelajari gerak-gerak planet dalam tatasurya yang menghasilkan Hukum Gravitasi Universal (Menard, 1974).  
                                                                         Gm1m2
Fg = ¯¯¯¯¯¯¯¯          (Robinson, 1982)
                                               r2
Fg = gaya gravitasi
G = Konstante besarnya 6,67 x 10-8 cm3/gr.det2
m1 & m2 = massa pertama dan massa kedua

            Pada hakekatnya menimbang berat benda adalah menghitung besarnya gaya tarik bumi terhadap benda tersebut ( berat adalah gaya tarik gravitasi terhadap suatu benda, sedang massa merupakan jumlah material dalam suatu benda; berat = massa x gravitasi). Besarnya gravitasi di permukaan bumi tidak sama di setiap tempat. Di katulistiwa berkisar 978 gal dan di kutub 983,1 gal (1 gal = percepatan 1 cm/det2). Karena perbedaan gravitasi di daerah katulistiwa dan kutub tersebut maka berat benda yang ditimbang di kutub lebih besar sekitar 0,5 % dibanding berat benda yang sama bila ditimbang di katulistiwa.
Dasar pengukuran gravitasi di permukaan bumi adalah percobaan benda jatuh dengan rumus St =  ½ gt2. Dapat pula dilakukan dengan menggunakan alat berupa ayunan dalam ruang hampa namun sebelumnya harus melalui percoban benda jatuh untuk menentukan skala alat tersebut (g = k/T2). Alat lain yang digunakan meluas dewasa ini dan lebih praktis adalah gravimeter, suatu sistem massa yang digantungkan pada suatu pegas dimana akan terjadi gaya tarik gravitasi antara massa tersebut dengan massa bumi. Sistem ini dihubungkan dengan jarum penunjuk skala sehingga orang tinggal membaca hasil pengukuran di suatun tempat. Akan tetapi pada waktu merancang alat ini harus dilengkapi dengan percobaan benda jatuh untuk menentukan besarnya gravitasi yang ditunjukkan oleh jarum.
Besarnya gravitasi di permukaan bumi tidak sama karena perbedaan besar jari-jari bumi, perbedaan ketinggian dan perbedaan densitas batuan penyusun kerak bumi. Berdasarkan pengukuran gravitasi di permukaan bumi yang dibandingkan dengan gravitasi teoritis yang seharusnya dimiliki, para ahli mengetahui adanya penyimpangan gravitasi atau anomali gravitasi. Gravitasi teoritis yang dimaksud adalah besar gravitasi di permukaan bumi yang disebut spheroid, yaitu permukaan bumi rata-rata berbentuk elipsoidal, suatu permukaan bumi hayal yang sangat penting untuk perhitungan-perhitungan. Semua titik di permukaan speroid pada lintang yang sama, potensi gravitasinya sama karena jaraknya ke inti bumi sama serta gaya sentrifugal akibat rotasi bumi sama. Besarnya gravitasi teoritis di berbagai lintang dapat dihitung dengan rumus: 
¥ = 978,031846 (1 + 0,005278895 sin2j + 0,000023462 sin4j) gal. Ket. j= lintang.
Sebagaimana telah dikemukakan bahwa besarnya gravitasi dipengaruhi oleh ketinggian tempat dan densitas batuan, maka faktor tersebut harus diperhitungkan dalam pengukuran gravitasi. Setiap naik 1 meter gravitasi akan turun sebesar 0,3086 mgal dan sebagai kibat tambahan batuan setiap 1 meter menyebabkan naiknya gravitasi sebesar 0,0419 r (r = densitas batuan). Apabila lintang dan ketinggian tempat saja yang diperhitungkan maka hasilnya disebut Anomali Udara Bebas (free air anomaly). Tetapi kalau tambahan batuan juga diperhitungkan maka disebut Anomali Bouguer sesuai dengan nama ahli geodesi Perancis , Pierre Bouguer, yang mula-mula mengusulkan agar dilakukan koreksi terhadap batuan. Besarnya Anomali Bouguer adalah: g – (¥+ 0, 3086 h – 0,0419 r h) mgal.
Sebagaimana pengertian anomali gravitasi yaitu selisih gravitasi sebenarnya/ gravitasi lapangan dengan gravitasi teoritis, maka ada dua kemungkinan tipe anomali yaitu anomali gravitasi positip dan negatip.
·          Anomali gravitasi positip, bila gravitasi sebenarnya lebih besar dari gravitasi teoritis. Daerah yang mengalami gravitasi positip cenderung akan mengalami pengangkatan untuk mencapai keseimbangan.
·          Anomali gravitasi negatip, bila gravitasi sebenarnya lebih kecil dari gravitasi teoritis. Daerah yang mengalami anomali gravitasi negatip cenderung mengalami penurunan untuk mencapai keseimbangan.
            Bertolak dari pemikiran bahwa bumi volumenya tetap maka para ahli memikirkan bahwa adanya bagian bumi yang menonjol seperti benua tentunya dikompensasikan  oleh bagian lain yang menurun seperti dasar laut. Kalau kita memperhatikan globe jelas terlihat bahwa belahan bumi utara didominasi oleh daratan sedang belahan bumi selatan didominasi oleh lautan. Pegunungan tinggi diimbangi oleh adanya palung laut. Keadaan semacam itu disebut kedudukan seimbang atau disebut isostasi oleh CE Dutton. Selama belum tercapai keseimbangan maka kerak bumi akan bergerak mencari keseimbangannya. Mengenai isostasi, ada dua hipotesis yang terkenal dikalangan ahli geologi yaitu hipotesis Pratt dan hipotesis Airy.

Gambar 2. 1. Anomali Gravitasi

·    Hipotesis Pratt (Pratt hypotesis of isostasy). Sebenarnya Pratt tidak menggunakan itilah isostasi ketika mengemukakan hipotesisnya pada tahun 1859, melainkan kompensasi. Pratt mengatakan bahwa massa benua lebih tinggi dari pada massa dasar laut, tetapi densitas batuan yang menyusun dasar laut lebih besar dari pada densitas batuan di benua. Dengan kata lain adanya perbedaan ketinggian antara benua dan dasar laut adalah karena perbedaan kepadatan batuan yang menyusun kerak bumi di kedua bagian bumi tersebut. Ketinggian dikompensasikan oleh densitas batuan.
                 Pratt memberikan ilustrasi dengan menggunakan berbagai logam yang tidak sama berat jenisnya tetapi berat dan penampangnya dibuat sama, kemudian diapungkan di dalam air raksa. Ternyata logam yang berat jenisnya lebih besar hanya sedikit tersembul di atas permukaan air raksa, sedang logam yang berat jenisnya kecil banyak tersembul di atas permukaan air raksa.

Gambar 2. 2. Ilustrasi Pratt

·    Hipotesis Airy (Airy’s hypothesis of isostasy). Airy mengemukakan hipotesisnya pada tahun 1855 dengan jalan pikiran yang agak berbeda dengan Pratt. Airy membenarkan bahwa batuan yang menyusun kerak bumi tidak sama densitasnya, namun perbedaan densitas batuan tidak terlalu besar untuk menghasilkan perbedaaan ketinggian permukaan bumi yang sedemikian besarnya. Airy memberikan ilustrasi yang mirip dengan ilustrasi Pratt, hanya menggunakan logam yang sejenis, penampangnya juga dibuat sama tetapi tebalnya tidak sama. Setelah logam dimasukkan kedalam air raksa, ternyata logam yang lebih tebal tersembul lebih tinggi  di atas  permukaan air raksa dari pada logam yang tipis. Dengan demikian Airy berkesimpulan bahwa perbedaan ketinggian permukaan bumi bukan disebabkan oleh perbedaan densitas batuan tetapi akibat dari perbedaan tebal lapisan kerak bumi. Itulah sebabnya hipotesis Airy ini sering pula disebut the Roots of Mountains hypothesis of isostasi. Pendapat Airy ini lebih banyak dianut oleh para ahli geologi, namun tidak berarti bahwa pendapat Pratt salah. Densitas batuan penyusun kerak bumi memang tidak sama, demikian juga tidak semua pegunungan akarnya jauh masuk kedalam bumi. Dengan demikian keduanya saling melengkapi. Leon Long memberikan penilaian 65% untuk Airy dan 35% untuk Pratt.

Gambar 2. 3. Ilustrasi Airy

·    Massa bumi dapat ditaksir dengan menganggap bumi bulat sempurna dengan jari-jari rerata 6371 km dan gravitasi rata-rata 980 gal. Rumus besarnya gravitasi di permukaan yang bulat sempurna adalah g = G.m/r2.  Rumus tersebut diperoleh dari rumus gravitasi universal: Fg = Gm1m2/r2 dan rumus Hukum II Newton tentang gerak :   F = mg. Bila rumus gravitasi universal ditulis dengan cara lain:           



Jadi kalau bumi bulat sempurna dengan jari-jari 6371 km dan gravitasi 980 gal maka massa bumi dapat diperoleh dari rumus di atas = 5,96 x 1027 gram.
            Volume bumi = 4/3 p r kat2. r kutub  =  1,08 x 1027 cm3 di mana r katulistiwa = 6378 km dan r kutub = 6357 km.
                          
2.   Kemagnetan Bumi (Magnetisme).
            Bumi merupakan medan magnet yang luar biasa besarnya, suatu berita menakjubkan yang pertama kali dipublikasikan oleh William Gilbert tahun 1600 dan karenanya jarum kompas selalu menunjuk ke arah utara dan selatan Kutub Magnet Bumi. Menurut Gilbert bumi bersifat magnet karena inti bumi penuh dengan loadstone, batuan yng banyak mengandung magnetit. Dia membuat globe yang bagian intinya diisi dengan loadstone sehingga orang meyakini pendapatnya lebih dari dua abad lamanya. Akan tetapi belakangan orang mulai menolak pendapat Gilbert, yang anehnya justru bermula dari percobaan Gilbert sendiri dimana ia memanasi globenya sampai merah membara, dan ternyata berakibat globenya kehilangan sifat kemagnetan. Orang mulai sangsi karena tentunya inti bumi temperaturnya tinggi.
            Abad ke-19 para ahli fisika mengetahui bahwa loadstone bukanlah satu-satunya sumber kemagnetan. Kemagnetan merupakan fenomena yang tak dapat dipisahkan hubungannya dengan arus listrik. Masalahnya adalah bagaimana arus kuat terdapat di dalam bumi yang menyebabkan bumi bersifat magnet. Pertanyaan ini baru terjawab setelah ahli seismologi menemukan bahwa inti bagian luar bumi berwujud cair sehingga diduga di inti bagian luar inilah terjadi arus listrik.
            Medan magnet adalah daerah sekitar magnet yang masih terpengaruh magnet tersebut. Garis-garis gaya medan magnet memusat ke kedua kutub magnet. Jarum kompas dalam medan magnet mempunyai kedudukan sejajar dengan garis gaya magnet di tempat itu. Gaya yang bekerja pada jarum kompas tergantung pada intensitas medan magnet yang merupakan hasil bagi antara gaya yang dihasilkan kutub magnet dengan kekuatan kutub magnet. Intensitas medan magnet diukur dengan magnetometer, besarnya berkisar 25.000 gamma dekat ekuator dan 70.000 gamma di sekitar kutub. Kekuatan kutub magnet dikatakan 1 unit kekuatan kutub bila satu kutub mendorong kutub lainnya 1 dyne sejauh 1cm. Bila mendorong 2 dyne sejau 1cm berarti kekuatan kutubnya 2.
            Sumbu magnet bumi membentuk sudut 11,50 dengan sumbu bumi. Tahun 1955 ditemukan posisi kutub magnet bumi di 780 34’ LU – 2900 40’ BT dan 780 34’LS – 1100 40’ BT. Dari posisi kedua kutub magnet bumi tersebut berarti sumbu magnet bumi tidak melalui inti bumi. Di kutub magnet inklinasi seharusnya 900 (sudut antara bidang horizontal dengan jarum kompas, positip bila jarum kompas penunjuk utara mengarah ke bawah dan negatip bila mengarah ke atas) namun kenyataannya tidak mencapai 900 di kutub tadi. Hal ini terjadi karena di dalam bumi masih ada 11 magnet lain yang mempengaruhinya. Kutub magnet lain yang disebut dip pole, diketemukan tahun 1960 di 750 LU – 1010 BB dan 670 LS – 1430 BT.

Gambar 2. 4. Garis gaya Medan Magnet

            Penelitian medan magnet bumi menunjukkan penyimpangan karena mineral penyusun batuan ada yang bersifat magnet seperti Magnetit (Fe3O4), Hematit (Fe2O3), Ilmenit (FeTiO3) dan Pyrrhotit (Fe2-xS). Atom-atom dalam mineral tersebut tersusun geometris dimana orbit individual dan kisaran elektron diarahkan lewat suatu zone kecil tertentu berdiameter beberapa mikron dan dikenal sebagai magnetic domain, menyebabkan mineral tersebut bersifat magnetis. Kekuatan kemagnetannya tergantung pada proporsi kisaran elektronnya yang searah atau terbalik satu sama lain. Magnetit dan pyrrhotit memiliki kemagnetan kuat karena elektron-elektronnya searah, sedang hematit dan ilmenit kekuatannya lemah karena elektron sekitarnya cenderung arahnya terbalik. Pada temperatur diatas temperatur Curie/temperatur kritis (550-6000C) gerak-gerak atom begitu besar sehingga magnetic domeinnya tidak ada dan berakibat sifat kemagnetannya hilang. Ketika temperatur turun di bawah temperatur kritis tersebut maka arahnya diatur lagi oleh pengaruh medan magnet bumi. Dari arah yang ditunjukkan mineral-mineral magnetik dalam batuan, orang mengetahui bahwa magnet bumi telah mengalami pembalikan selama perjalanan sejarah bumi. Periode pembalikan kutub tersebut tidak teratur, lamanya tidak sama misalnya perubahan ke posisi kutub sekarang memerlukan waktu sekitar 690.000 tahun. Sebelumnya sekitar 200.000 tahun dan sebelumnya lagi 60.000 tahun. Sejak 110 juta tahun terakhir para ahli mengetahui sekitar 80 kali pembalikan kutub magnet bumi (Stokes, 1978). Akan tetapi belum banyak penjelasan yang memuaskan mengenai penyebab dari pembalikan kutub magnet tersebut. Penelitian Paleomagnetisme memberikan gambaran mengenai posisi benua-benua di mana hasilnya menunjang pendapat bahwa benua-benua telah mengalami pergeseran dari posisinya semula.
            Kehadiran mineral-mineral ferromagnetik dalam batuan menyebabkan penyimpangan magnetik/anomali medan magnet. Anomali magnetik dapat memberikan gambaran apakah batuan kerak bumi banyak mengandung mineral ferromagnetik atau tidak. Karena itu penelitian kemagnetan biasanya digunakan dalam pencarian bahan galian.
            Analisis anomali magnetik hampir sama saja dengan analisis anomali gravitasi. Mula-mula dilakukan penelitian dengan magnetometer (biasanya dari pesawat) untuk menghitung total intensitas medan magnet. Hasilnya kemudian dikurangi dengan medan magnetik utama untuk memperoleh anomali magnetik. Pengukuran dilakukan berkali-kali untuk mendapatkan hasil yang mantap. Dewasa ini analisis dilakukan dengan komputer sehingga cepat memperoleh hasilnya.
             
 

Gambar 2. 5. Anomali magnetik negatif







Gambar 2. 5. Anomali magnetik Positif









































3.   Seismik 
            Apabila terjadi pelepasan energi didalam kerak bumi akibat patahan atau letusan gunungapi maupun longsor, maka energi tersebut akan diteruskan ke segala arah melalui materi batuan berupa perambatan getaran dalam bentuk gelombang. Perambatan gelombang inilah yang disebut gempa. Secara garis besar gelombang gempa dapat dibedakan atas dua macam yaitu Body wave dan Surface wave.
·    Body Wave adalah gelombang yang merambat di dalam bumi dari pusat gempa ke segala arah. Berdasarkan cara perambatan melalui batuan penyusun bumi, dikenal 2 macam:
1.   Gelombang Longitudinal (Gelombang Primer / Gel. P). Disebut gelombang Primer karena gelombang ini yang paling cepat merambat sehingga paling dahulu tercatat oleh alat pencatat gempa (seismograf). Arah getarannya ke depan dan ke belakang sehingga partikel-partikel materi yang dilaluinya mengalami penekanan dan perenggangan. Oleh karena itu maka sering pula disebut Push – Pull wave atau kadang-kadang disebut Compressive wave . Gelombang ini dikenal pula dengan nama Gelombang suara karena cara perambatannya sama dengan perambatan suara di udara. Sifat dari gelombang ini adalah dapat melalui media yang berwujud padat, cair maupun gas. Tergolong cepat karena berkaitan dengan arah getarannya yang searah dengan arah geraknya. Bila melalui materi bumi maka kecepatannya berkisar 6 km/detik di lapisan kerak bumi dan 8,5 km/detik di lapisan selimut bumi. Perhatikan gambar 6 di bawah ini
2.   Gelombang Transversal (Gelombang Sekunder/Gel S). Berbeda dengan gelombang longitudinal, arah getarannya tegak lurus pada arah geraknya. Karena itu maka kecepatannya lebih rendah dibanding gelombang longitudinal. Akibat lain adalah hanya dapat melalui media yang berwujud padat. Bila melalui media berwujud cair atau gas, gelombang ini hilang atau tidak tercatat pada seismograf karena ikatan molekul cairan dan gas tidak kuat. Dengan sedikit tekanan saja molekul-molekul cairan dan gas sudah bergerak lepas satu sama lain.  Adapun kecepatannya hanya sekitar 2/3 kecepatan grelombang primer.
3.  Surface wave adalah yang merambat dari hiposentrum ke permukaan bumi kemudian dari episentrum merambat ke segala arah. Jalan yang ditempuh lebih panjang sehingga paling belakangan sampai ke alat pencatat gempa. Oleh karena itu sering disebut gelombang panjang (Long Wave). Kecepatannya berkisar 3 – 4 km/detik.


 Gambar 2. 6. Cara perambatan Gelombang  Longitudinal dan Transversal

            Perbedaan sifat antara gelombang primer dan sekunder dapat digunakan untuk memperkirakan wujud lapisan-lapisan dalam. Dari kecepatan gelombang melalui lapisan-lapisan bumi dapat digunakan untuk memperkirakan materi penyusun bumi di setiap- lapisan.
            Para ahli mempelajari seismogram, hasil pencatatan gelombang di berbagai stasion untuk mengetahui lapisan-lapisan bumi, tebal masing-masing lapisan , kecepatan gelombang waktu melalui setiap lapisan sehingga dapat diperkirakan materi penyusun setiap lapisan. Seismogram sangat rumit karena gelombang yang tercatat di seismogram berasal dari berbagai jalur dalam kerak bumi. Pada perbatasan lapisan satu dengan lapisan lainnya di mana terjadi perubahan kecepatan gelombang, maka ada gelombang yang dipantulkan dan ada yang dibiaskan bahkan menghasilkan gelombang baru karena terjadi pelepasan energi ketika mengenai batas lapisan.   
Refraksi ( Pembiasan) terjadi karena perubahan kecepatan ketika melalui lapisan atas dan lapisan bawahnya. Sesuai dengan Hukum Snellius maka cosinus sudut datang berbanding cosinus sudut pergi sama dengan kecepatan gelombang melalui lapisan atas (V1) berbanding kecepatan gelombang melalui lapisan bawah (V2). Pada refleksi (pemantulan) gelombang di perbatasan lapisan, sudut datang = sudut pantul.
  

Gambar 2. 7. (B) Jalannya pemantulan gelombang pada satu lapisan dengan kurva Travel time di atasnya (C). Gelombang P dan S setelah mengenai perbatasan lapisan, menghasilkan gelombang baru
Karena pulsa-pulsa gelombang yang tercatat pada seismogram campur aduk antara gelombang yang dibiaskan dan gelombang yang dipantulkan berbagai lapisan maka harus dipilah-pilah dahulu. Untuk itu digunakan kurva Travel t ime dan data seismogram dari berbagai jarak.


Gambar 2. 8. Jalannya pembiasan gelombang dengan kurva Travel time di atasnya

Pulsa-pulsa gelombang yang dibiaskan terletak pada kurva berupa garis lurus, sedang pulsa-pulsa gelombang hasil pemantulan terletak pada kurva berupa garis lengkung (hiperbola). Setiap kurva garis lurus mewakili gelombang-gelombang yang dibiaskan puncak salah satu lapisan. Begitu juga setiap kurva lengkung mewakili gelombang-gelombang yang dipantulkan salah satu lapisan.
Kecepatan gelombang yang dibiaskan ketika melewati lapisan-lapisan dapat diketahui dari kemiringan kurva garis lurus. Perhatikan gambar dari setiap kurva garis lurus diperoleh waktu (t) yang diperlukan gelombang menempuh jarak (x) tertentu sepanjang puncak lapisan di mana dibiaskan. Kecepatan gelombang di lapisan itu = x/t. Tetapi kemiringan kurva kebalikannya yaitu t/x. Berarti kecepatan gelombang dihitung dari kemiringan kurva saja (V = 1/S, di mana S adalah kemiringan kurva). Kecepatan gelombang dapat pula dihitung dari bentuk kurva garis lengkung tetapi analisisnya lebih rumit.






Gambar 2. 9. Kemiringan slope untuk
menghitung kecepatan gelombang melalui lapisan


Gambar 2. 10. Penelitian Seismik di lapangan

Untuk meneliti lapisan-lapisan bumi sampai ke inti bumi, dibutuhkan ledakan nuklir. Akan tetapi gambaran lapisan-lapisan sedimen di kerak bumi menjadi kabur.
Untuk memperoleh gambaran lapisan-lapisan sedimen di kerak bumi, digunakan ledakan-ledakan kecil dengan geophone (seismograf portable). Geophone diatur berderet dalam satu garis lurus dari pusat ledakan. Masing-masing geophone dihubungkan dengan alat pencatat di truk  oleh sinyal-sinyal elektronik, di mana alat pencatat di truk akan mencatat secara serempak pada satu grafik. Jarak pemasangan geophone sekitar 4 atau 5 kali kedalaman yang akan diteliti. Bila lapisan yang akan diteliti < 50 m tebalnya maka geophone diatur dengan interval 10 m sejauh kira-kir 300m dari pusat ledakan. Ledakan cukup ½ kg bahan peledak. Bila penelitian kerak bumi sampai kedalaman kira-kira 100 km, digunakan bahan peledak beberapa ton dan beberapa truk pencatat gempa dengan geophone yang diatur dengan interval 50 m sejauh 1.000 km. Dalam penelitian pencarian minyak bumi, praktis akan sulit mencatat fase-fase pemantulan gelombang dari lapisan dengan kedalaman < 100 m dan > 10 km. Yang nampak jelas adalah lapisan-lapisan pada kedalaman 100 m – 10 km.

B.  Lapisan-lapisan Bumi    
Berbagai dugaan dikemukakan orang mengenai bagian dalam bumi misalnya wujud, temperatur dan tekan. Ada yang mengatakan bahwa makin dalam tempertur makin tinggi dengan gradien geothermis 20/100 m dekat permukaan bumi, namun makin kedalam gradien geothermis makin kecil. Higgins dan Kennedy (1971) mengatakan bahwa bila inti bumi terutama tersusun dari besi maka temperaturnya berkisar 4.000 – 5.0000 C. Dibawah tekanan lapisan di atasnya besi akan lebur pada temperatur 3.7000C. yaitu pada sekitar perbatasan Mantle dan Inti bumi bagian luar (Allison, 1974). Atas dasar perhitungan temperatur di inti bumi tersebut, muncul pendapat bahwa inti bumi berwujud gas karena pada temperatur 4.000 – 5.0000C materi padat akan lebur kemudian berubah menjadi gas. Sebagian ahli lain tidak sependapat dengan alasan bahwa makin kedalam tekanan juga semakin tinggi karena beban lapisan di atasnya. Oleh karena itu dibawah tekanan yang begitu besar (sekitar 3 juta atmosfer), inti bumi akan berwujud padat. Muncul pula pendapat lain yang menggabungkan pandangan di atas, mengatakan bahwa inti bumi berwujud kental karena sekalipun temperatur sangat tinggi namun tekanan yang begitu tinggi akan menghalangi perubahan ke gas.
Dalam perkembangan selanjutnya, atas batuan penelitian seismik yang makin maju para ahli mengemukakan keterangan-keterangan bagian dalam bumi yang lebih memuaskan dan menyusun gambaran struktur bumi sebagai berikut: bumi dibagi menjadi 3 bagian besar yaitu Kerak bumi (Crust), Selimut bumi (Mantle) dan Inti bumi (Core) (Stokes, 1978).
1. Kerak bumi (Crust). Lapisan ini menempati bagian paling luar dengan tebal berkisar 6 – 50 km. Tebal lapisan ini tidak sama di semua tempat, di benua sekitar 20 – 50 km sedang di dasar laut 0 -5 km atau bersama air laut di atasnya sekitar 10 – 12 km. Tersusun dari materi-materi padat terutama yang kaya silisium dan aluminium. Ada yang membedakan atas 2 lapisan yaitu: a). Lapisan granitis, lapisan yang kebanyakan terdiri dari batuan granit. Kecepatan gelombang longitudinal di lapisan ini sekitar 6,5 km/detik. Tetapi lapisan ini tidak dijumpai di dasar laut.
b). Lapisan basaltis, lapisan yang letaknya di bawah lapisan granitis dan kebanyakan tersusun dari materi basalt. Kecepatan gelombang longitudinal di lapisan ini sekitar 6,5 – 8 km/detik.
2. Selimut bumi (Mantle). Lapisan ini terletak di bawah kerak bumi dan pada umumnya dibedakan atas 3 lapisan:
a). Litosfer, letaknya paling atas dari Selimut bumi, terdiri dari materi berwujud padat dan kaya silisium – aluminium, tebalnya sekitar 50 – 100 km. Bersama-sama dengan kerak bumi sering pula disebut lempeng litosfer yang mengapung di atas lapisan yang agak kental yaitu astenosfer. Batas bawahnya berupa lapisan yang agak lain sifatnya dimana kecepatan gelombang longitudinal lebih lambat dan disebut Low Velocity Layer. Biasanya digabungkan dengan lapisan agak kental di bawahnya yaitu astenosfer.
b). Astenosfer, lapisan di bawah litosfer yang wujudnya agak kental, kaya dengan silisium aluminium dan magnesium. Diduga batuan penyusun lapisan ini lebur sekitar 1 – 10%. Kemungkinan titik lebur silikat yang menyusun lapisan ini turun karena adanya air yang masuk ke lapisan ini sehingga walaupun temperatur di lapisan ini belum cukup tinggi sebagian material silikat mulai lebur. Tebal lapisan ini sekitar 130-160 km, dan dengan lapisan transisi low velocity layer bersama-sama tebalnya sekitar 100 – 400 km.
c). Mesosfer, lapisan yang lebih tebal dan lebih berat, kaya dengan silisium dan magnesium. Tebalnya sekitar 2.400 – 2750 km, kecepatan gelombang longitudinal naik dari sekitar 8 km/detik sampai 13,5 km / detik. Pada perbatasan ke lapisan lebih dalam (inti bumi) terdapat lapisan transisi di mana kecepatan gelombang longitudinal menurun sangat tajam dari 13,5 km/detik ke 8km/detik. Lapisan ini dikenal dengan nama Gutenberg – Wiechert Discontinuety Layer yang biasanya dijumpai pada kedalaman 2698 km.
3. Inti Bumi (Core),  lapisan ini menempati bagian paling dalam dan dapat dibagi 2 bagian:
 a). Inti Bagian luar (Outer Core), diduga berwujud cair sebab lapisan ini tidak dilalui gelombang transversal. Tebal lapisan ini sekitar 2160 km, kemungkinan tersusun dari materi yang kaya silisium, besi, dan magnesium.
b). Inti Bagian Dalam (Inner core) pada kedalaman sekitar 5145 km terjadi perubahan kecepatan gelombang longitudinal dari rendah ke tinggi, sebagai petunjuk batas antara inti bagian luar dan inti bagian dalam. Tebal lapisan ini sekitar 1320 km, diduga berwujud padat, tersusun dari materi yang kaya nikel dan besi dengan densitas lebih besar.    




Gambar 2. 11. Lapisan-Lapisan Bumi



===JPB===

Read Users' Comments (1)comments

1 Response to "DIKTAT KULIAH GEOLOGI UMUM BAB II LAPISAN-LAPISAN BUMI"

  1. Unknown says:
    August 13, 2017 at 7:06 AM

    referensi tulisannya darimana ya?









Post a Comment

Subscribe to: Post Comments (Atom)