Sabtu, 07 April 2012

GURUN DAN SEMAK BELUKAR MEDITERANIA

Gurun
Dalam bentuk yang paling khas, padang pasir terdiri dari lahan yang tertutup semak di mana tanaman secara spasial cukup tersebar. Secara umum, bioma gurun utama dari Bumi secara geografis ditemukan di antara 25 sampai 40 ° lintang Utara dan Selatan, dalam interior benua. Climatically, padang pasir dipengaruhi oleh arus udara turun yang membatasi pembentukan presipitasi. Banyak daerah gurun memiliki kurang dari 250 milimeter curah hujan per tahun. Tanaman dominan termasuk semak tahan kekeringan seperti Bush Kreosot (Larrea divaricata) dan Sagebrush (Artemisia tridentata), succulents air menyimpan seperti kaktus, dan banyak spesies yang semusim berumur pendek yang melengkapi siklus hidup mereka selama jarang dan pendek hujan periode. Habitat gurun dapat tanpa vegetasi jika curah hujan dalam pasokan yang sangat singkat Kebanyakan mamalia gurun cenderung aktif di malam hari untuk menghindari suhu tinggi. Habitat gurun memiliki kadal kaya dan fauna ular karena suhu tinggi mempromosikan keberhasilan dingin bentuk kehidupan berdarah Karena produktivitas rendah, lapisan serasah adalah comparably terbatas dan kadar organik lapisan tanah permukaan sangat rendah. Juga, penguapan cenderung berkonsentrasi garam di permukaan tanah.
Kadal cukup umum di habitat gurun.
Cactus adalah jenis umum dari tanaman tahan kekeringan yang ditemukan di gurun. Chaparral Chaparral memiliki distribusi spasial yang sangat spesifik. Hal ini ditemukan di zona sempit antara 32 dan 40 ° lintang Utara dan Selatan di pantai barat benua. Daerah ini memiliki iklim kering karena dominasi dari zona tekanan tinggi subtropis selama musim gugur, musim panas, dan musim semi. Air hujan jatuh terutama pada bulan-bulan musim dingin karena gerakan musiman depan kutub dan terkait lintang pertengahan badai siklon. Rata-rata tahunan berkisar dari sekitar 300-750 milimeter dan sebagian besar dari hujan ini jatuh dalam waktu antara 2 sampai 4 bulan lama. Sebagai hasil dari iklim, vegetasi yang mendiami bioma ini menunjukkan sejumlah adaptasi untuk menahan kekeringan dan kebakaran. Pohon dan semak yang hidup di zona ini cenderung kecil dengan daun cemara keras. Tanaman dalam chaparral yang tidak menjatuhkan daun-daunnya pada musim kemarau karena biaya penggantian. Iklim kering memperlambat laju dekomposisi daun dalam tanah. Akibatnya, tanaman yang tumbuh di bioma ini tidak memiliki nutrisi yang tersedia untuk penyerapan untuk menghasilkan daun baru ketika musim hujan dimulai. Sebaliknya, tanaman dari chaparral mengembangkan daun yang dapat menahan kondisi kering. Spesies Perwakilan chaparral termasuk gabus ek (Quercus suber), zaitun (Olea Europaea), kayu putih, Arbutus (Arbutus unedo), akasia, maritim pinus (Pinus pinaster), semak ek (Quercus dumosa), dan hidup ek (Quercus agrifolia) . Banyak spesies tanaman memiliki duri untuk melindungi mereka dari kerusakan herbivora. Bioma ini kadang-kadang juga disebut semak belukar Mediterania atau hutan sklerofil.

HUTAN HUJAN TROPIS DAN SABANA TROPIS

SABANA TROPIS
Savannas juga merupakan rumah bagi sejumlah spesies predator yang memangsa binatang pemakan rumput.
Jerapah adalah ternak yg digembalakan umum di savana Afrika.
Savanna vegetasi khas terdiri dari campuran rumput dan pohon. Sabana tropis padang rumput dengan tersebar tahan kekeringan pohon yang umumnya tidak melebihi 10 meter. Pohon dan semak spesies di sabana biasanya merontokkan daunnya pada musim kemarau. Adaptasi ini mengurangi kehilangan air dari tanaman. Daun baru muncul beberapa minggu sebelum dimulainya musim hujan. Para ilmuwan percaya bahwa spesies tumbuhan savana mungkin telah mengembangkan strategi untuk mengambil keuntungan dari varians musim awal musim hujan. Climatically, bioma ini ditandai dengan musim basah dan kering yang berbeda. Suhu yang panas sepanjang tahun. Para bioma savana merupakan wilayah di bagian timur Afrika, Amerika Selatan, dan Australia. Sabana juga mendukung keragaman terkaya mamalia merumput di dunia Hewan-hewan merumput menyediakan makanan bagi berbagai macam predator Tanah lebih kaya nutrisi dari tanah hutan tropis. Beberapa tanah menjadi sangat kering karena penguapan dan lapisan bentuk laterit. Hutan hujan tropis
Hutan hujan tropis terjadi di zona luas di luar khatulistiwa. Curah hujan tahunan, yang melebihi 2000-2250 milimeter, umumnya merata sepanjang tahun. Suhu dan kelembaban relatif tinggi sepanjang tahun. Flora amat beragam: satu kilometer persegi mungkin berisi sebanyak 100 jenis pohon berbeda dibandingkan dengan 3 atau 4 di zona sedang. Pohon-pohon berbagai hutan hujan tropis dekat jarak bersama-sama dan membentuk kanopi tebal terus menerus beberapa 25 sampai 35 meter (Gambar 9k-12). Sesekali kanopi ini terganggu oleh kehadiran pohon yang sangat tinggi (sampai dengan 40 meter) yang memiliki basis ditopang lebar untuk dukungan. Anggrek epifit dan bromelia, serta tanaman merambat (liana), sangat karakteristik dari bioma hutan hujan tropis. Beberapa tanaman umum lainnya termasuk pakis dan telapak tangan. Kebanyakan tanaman yang selalu hijau dengan besar, hijau tua, daun kasar. Hutan hujan tropis juga rumah bagi berbagai macam hewan (9k Gambar-13). Beberapa ilmuwan percaya bahwa 30 sampai 50% dari semua spesies hewan bumi dapat ditemukan dalam biome ini. Dekomposisi yang cepat dalam tropicals karena suhu tinggi dan berlimpahnya kelembaban. Karena hujan sering dan berat, tanah tropis dikenakan kimia ekstrim pelapukan dan pencucian. Kondisi lingkungan juga membuat tanah tropis asam dan gizi buruk.

ARUS LAUT

Arus laut dapat didefinisikan sebagai gerakan horizontal air laut di permukaan laut. Arus laut didorong oleh sirkulasi angin di atas permukaan air. Stres gesekan pada antarmuka antara laut dan angin menyebabkan air bergerak ke arah angin. Arus laut besar adalah respon dari atmosfer dan laut untuk aliran energi dari daerah tropis ke daerah kutub. Dalam beberapa kasus, arus adalah fitur transient dan hanya mempengaruhi daerah kecil. Arus laut lainnya adalah dasarnya permanen dan memperpanjang jarak horisontal besar. Pada skala global, arus laut besar yang dibatasi oleh massa benua ditemukan berbatasan dengan tiga cekungan samudera. Batas benua menyebabkan arus ini untuk mengembangkan pola melingkar hampir tertutup disebut pilin. Setiap cekungan laut memiliki pilin besar yang terletak di sekitar 30 ° lintang Utara dan Selatan di daerah subtropis. Arus dalam gyres didorong oleh aliran atmosfer yang dihasilkan oleh sistem tekanan tinggi subtropis. Gyres lebih kecil terjadi di Atlantik Utara dan Samudra Pasifik berpusat pada 50 ° Utara. Arus dalam sistem ini didorong oleh sirkulasi dihasilkan oleh kutub pusat tekanan rendah. Di Belahan Selatan, sistem pilin tidak berkembang karena kurangnya membatasi massa tanah. Sebuah pilin khas menampilkan empat jenis arus bergabung: dua timur-barat aligned arus ditemukan masing-masing di ujung atas dan bawah pilin, dan dua arus batas berorientasi utara-selatan dan mengalir sejajar dengan margin kontinental. Arah aliran dalam arus ini ditentukan oleh arah sirkulasi angin skala makro. Batas arus berperan dalam mendistribusikan panas global yang latitudinally. Permukaan Arus dari Gyres Subtropis Di kedua sisi khatulistiwa, dalam semua dasar samudera, ada dua arus yang mengalir barat Utara dan Selatan Khatulistiwa (Gambar 8q-1). Arus ini mengalir antara 3 dan 6 kilometer per hari dan biasanya memperpanjang 100 sampai 200 meter di kedalaman di bawah permukaan laut. Arus Kontra Khatulistiwa, yang mengalir ke arah timur, adalah kembali sebagian air dilakukan ke arah barat oleh arus Khatulistiwa Utara dan Selatan. Dalam tahun-tahun El NiƱo, arus ini mengintensifkan di Samudra Pasifik. Mengalir dari khatulistiwa ke lintang tinggi adalah arus batas barat. Arus air hangat memiliki nama spesifik yang terkait dengan lokasi mereka: Atlantik Utara - Gulf Stream; Pasifik Utara - Kuroshio; Atlantik Selatan - Brasil; Pasifik Selatan - Timur Australia, dan Samudera Hindia - Agulhas. Semua arus ini umumnya sempit, jet seperti arus yang bergerak pada kecepatan antara 40 dan 120 kilometer per hari. Arus batas barat adalah arus laut terdalam permukaan, biasanya sampai 1000 meter di bawah permukaan laut. Mengalir dari lintang tinggi ke khatulistiwa adalah arus batas timur. Arus air dingin juga memiliki nama tertentu yang terkait dengan lokasi mereka: Atlantik Utara - Canary; Pasifik Utara - California; Atlantik Selatan - Benguela, Pasifik Selatan - Peru, dan Samudra Hindia - Australia Barat. Semua arus ini umumnya luas, arus bergerak dangkal yang bergerak pada kecepatan antara 3 dan 7 kilometer per hari. Di belahan bumi utara, timur mengalir Pasifik Utara Lancar dan Atlantik Utara Drift memindahkan perairan arus batas barat ke titik awal dari arus batas timur. Pasifik Selatan Lancar, India Selatan Lancar dan Atlantik Selatan Saat Ini menyediakan fungsi yang sama di belahan bumi selatan. Arus tersebut berkaitan dengan Antartika melingkari (Barat Drift Angin). Karena tidak adanya daratan di zona lintang, arus Antartika Circumpolar dengan cara terus menerus sekitar Antartika dan hanya memberikan kembali sebagian air untuk tiga cekungan laut Selatan Hemispheric. Permukaan Arus dari Gyres Polar Para gyres kutub hanya ada di cekungan Atlantik dan Pasifik di belahan bumi utara. Mereka didorong oleh angin berlawanan terkait dengan pengembangan permanen pusat tekanan rendah pada 50 ° lintang atas cekungan laut. Perhatikan bahwa barat bawah mengalir saat ini gyres kutub adalah arus yang mengalir paling atas gyres subtropis. Arus lain yang terkait dengan gyres yang ditampilkan pada Gambar 8q-1. Arus Bawah Permukaan Lautan di dunia juga memiliki arus signifikan yang mengalir di bawah permukaan (Gambar 8q-2). Arus bawah permukaan umumnya perjalanan pada kecepatan jauh lebih lambat bila dibandingkan dengan aliran permukaan. Arus bawah permukaan didorong oleh perbedaan dalam densitas air laut. Kepadatan air laut menyimpang di lautan karena variasi suhu dan salinitas. Permukaan air laut dekat mulai perjalanannya jauh ke dalam laut di Atlantik Utara. Para downwelling air ini disebabkan oleh tingginya tingkat penguapan yang mendinginkan dan meningkatkan salinitas air laut terletak di sini. Tingginya tingkat penguapan berlangsung di antara Eropa Utara dan Greenland dan di utara dari Labrador, Kanada. Air laut kemudian bergerak ke selatan sepanjang pantai Amerika Utara dan Selatan hingga mencapai Antartika. Di Antartika, air laut dingin dan padat kemudian Perjalanan-perjalanan ke arah timur bergabung dengan yang lain saat ini dalam yang diciptakan oleh endapan yang terbentuk penguapan antara Antartika dan ujung selatan Amerika Selatan. Sedikit ke arah timur djalan aliran dingin dalam membagi off menjadi dua arus, salah satunya bergerak ke utara. Di tengah Pasifik Utara dan di Samudera Hindia (lepas pantai timur Afrika), kedua arus bergerak dari dasar laut ke permukaan yang menciptakan upwellings. Saat ini kemudian menjadi dekat permukaan bergerak akhirnya kembali ke titik awal di Atlantik Utara atau menciptakan aliran hangat dangkal yang mengitari Antartika. Satu sirkuit lengkap ini aliran air laut diperkirakan memakan waktu sekitar 1.000 tahun.

SIKLUS HIDROLOGI

Siklus hidrologi adalah model konseptual yang menggambarkan penyimpanan dan pergerakan air antara biosfer, atmosfer, litosfer, dan hidrosfer (lihat Gambar 8b-1). Air di planet ini dapat disimpan dalam salah satu dari waduk berikut: atmosfer, lautan, danau, sungai, tanah, gletser, hamparan salju, dan air tanah. Air bergerak dari satu tempat penampungan yang lain dengan cara proses seperti penguapan, kondensasi, presipitasi, deposisi, limpasan, infiltrasi, sublimasi, transpirasi, mencair, dan air tanah aliran. Lautan memasok sebagian besar air menguap ditemukan di atmosfer. Dari jumlah ini air menguap, hanya 91% dari itu dikembalikan ke kerak samudera dengan cara presipitasi. 9% sisanya diangkut ke daerah atas daratan di mana faktor iklim merangsang pembentukan presipitasi. Ketidakseimbangan yang dihasilkan antara tingkat penguapan dan curah hujan atas tanah dan laut dikoreksi oleh limpasan dan aliran airtanah ke lautan. Air adalah terus bergerak antara berbagai waduk. Bersepeda ini terjadi melalui proses penguapan, kondensasi, presipitasi, deposisi, aliran, limpasan infiltrasi, sublimasi, transpirasi, mencair, dan air tanah. Tabel 8b-2 menggambarkan ty [ical waktu tinggal air di waduk utama. Pada air rata-rata diperbarui di sungai sekali setiap 16 hari. Air di atmosfer sudah benar-benar diganti sekali setiap 8 hari. Tingkat lebih lambat penggantian terjadi di danau besar, gletser, tubuh laut dan air tanah. Penggantian dalam waduk dapat mengambil dari ratusan sampai ribuan tahun. Beberapa sumber daya (khususnya tanah) yang digunakan oleh manusia pada tingkat yang jauh melebihi kali pembaharuan mereka. Jenis penggunaan sumber daya yang membuat jenis air secara efektif tak terbarukan.

KOMPOSISI ATMOSFER

Sebelas gas paling berlimpah ditemukan di atmosfer bumi yang lebih rendah dengan volume. Dari gas terdaftar, nitrogen, oksigen, uap air, karbon dioksida, metana, nitrous oxide, dan ozon sangat penting bagi kesehatan biosfer bumi. Tabel tersebut menunjukkan bahwa nitrogen dan oksigen adalah komponen utama dari atmosfer oleh volume. Bersama-sama kedua gas membentuk sekitar 99% dari atmosfer kering. Kedua gas ini memiliki asosiasi yang sangat penting dengan kehidupan. Nitrogen akan dihapus dari atmosfer dan disimpan pada permukaan bumi terutama oleh bakteri pengikat nitrogen khusus, dan dengan cara petir melalui presipitasi. Penambahan nitrogen ini untuk tanah permukaan bumi dan tubuh air berbagai memasok nutrisi yang sangat dibutuhkan untuk pertumbuhan tanaman. Nitrogen kembali ke atmosfer terutama melalui pembakaran biomassa dan denitrifikasi. Oksigen dipertukarkan antara atmosfer dan kehidupan melalui proses fotosintesis dan respirasi. Fotosintesis menghasilkan oksigen ketika karbon dioksida dan air secara kimiawi diubah menjadi glukosa dengan bantuan sinar matahari. Respirasi adalah proses kebalikan dari fotosintesis. Dalam respirasi, oksigen dikombinasikan dengan glukosa untuk kimia melepaskan energi untuk metabolisme. Produk dari reaksi ini adalah air dan karbon dioksida. Gas yang paling melimpah berikutnya di atas meja adalah uap air. Uap air bervariasi konsentrasi di atmosfer baik secara spasial dan temporal. Konsentrasi tertinggi uap air ditemukan di dekat khatulistiwa lebih lautan dan hutan hujan tropis. Daerah kutub dingin dan gurun subtropis benua adalah lokasi di mana volume uap air bisa mendekati nol persen. Uap air memiliki beberapa peran fungsional yang sangat penting di planet kita: Ini mendistribusikan kembali energi panas di Bumi melalui pertukaran energi panas laten. Kondensasi uap air menciptakan precipitaion yang jatuh ke permukaan bumi menyediakan air segar yang dibutuhkan untuk tanaman dan hewan. Ini membantu menghangatkan atmosfer bumi melalui efek rumah kaca. Gas yang paling melimpah kelima di atmosfer adalah karbon dioksida. Volume gas ini telah meningkat lebih dari 35% dalam tiga ratus tahun terakhir (lihat Gambar 7a-1). Peningkatan ini terutama disebabkan pembakaran yang disebabkan manusia dari bahan bakar fosil, deforestasi, dan bentuk-bentuk perubahan penggunaan lahan. Karbon dioksida adalah gas rumah kaca penting. Peningkatan disebabkan oleh manusia dalam konsentrasinya di atmosfer telah memperkuat efek rumah kaca dan telah pasti memberikan kontribusi terhadap pemanasan global selama 100 tahun terakhir. Karbon dioksida juga secara alami dipertukarkan antara atmosfer dan kehidupan melalui proses fotosintesis dan respirasi. Metana adalah gas rumah kaca yang sangat kuat. Sejak 1750, metana konsentrasi di atmosfer telah meningkat lebih dari 150%. Sumber utama untuk metana tambahan yang ditambahkan ke atmosfer (dalam urutan kepentingan) adalah: budidaya padi; binatang pemakan rumput dalam negeri; rayap; tempat pembuangan sampah; pertambangan batubara, dan, ekstraksi minyak dan gas. Anaerobik kondisi yang berhubungan dengan banjir beras hasil padi dalam pembentukan gas metana. Namun, perkiraan yang akurat tentang berapa banyak metana yang diproduksi dari sawah telah sulit untuk dipastikan. Lebih dari 60% dari semua sawah ditemukan di India dan Cina di mana data ilmiah tentang tingkat emisi tidak tersedia. Namun demikian, para ilmuwan percaya bahwa kontribusi sawah besar karena bentuk produksi tanaman telah lebih dari dua kali lipat sejak 1950. Binatang pemakan rumput melepaskan metana ke lingkungan sebagai akibat dari pencernaan herba. Beberapa peneliti percaya penambahan metana dari sumber ini memiliki lebih dari empat kali lipat selama abad terakhir. Rayap juga melepaskan metana melalui proses serupa. Perubahan penggunaan lahan di daerah tropis, karena penggundulan hutan, peternakan, dan pertanian, dapat menyebabkan sejumlah rayap untuk berkembang. Jika asumsi ini benar, kontribusi dari serangga ini mungkin penting. Metana juga dilepaskan dari tempat pembuangan sampah, tambang batubara, dan pengeboran gas dan minyak. Tempat pembuangan sampah menghasilkan metana sebagai limbah organik terurai dari waktu ke waktu. Batubara, minyak, dan gas alam melepaskan metana ke atmosfer ketika deposito digali atau dibor. Konsentrasi rata-rata dari oksida nitrogen gas rumah kaca sekarang meningkat pada tingkat sebesar 0,2 sampai 0,3% per tahun. Perannya dalam peningkatan efek rumah kaca relatif kecil pada gas rumah kaca lainnya yang telah disebutkan. Namun, tidak memiliki peran penting dalam pembuahan buatan ekosistem. Dalam kasus ekstrim, fertilisasi ini dapat menyebabkan kematian hutan, eutrofikasi habitat air, dan eksklusi spesies. Sumber untuk peningkatan oksida nitrat di atmosfer meliputi: penggunaan lahan konversi; pembakaran bahan bakar fosil; pembakaran biomassa, dan pemupukan tanah. Sebagian besar nitrogen oksida ditambahkan ke atmosfer setiap tahun berasal dari deforestasi dan konversi ekosistem hutan, savana dan padang rumput menjadi lahan pertanian dan rangeland. Kedua proses mengurangi jumlah nitrogen yang tersimpan dalam vegetasi hidup dan tanah melalui dekomposisi bahan organik. Nitrous oxide juga dilepaskan ke atmosfir saat bahan bakar fosil dan biomassa yang terbakar. Namun, kontribusi dikombinasikan dengan peningkatan gas ini di atmosfer dianggap kecil. Penggunaan pupuk nitrat dan amonium untuk meningkatkan pertumbuhan tanaman adalah sumber asam nitrat. Berapa banyak dilepaskan dari proses ini telah sulit untuk diukur. Diperkirakan bahwa kontribusi dari sumber ini mewakili dari 50% menjadi 0,2% dari nitrous oxide ditambahkan ke atmosfer setiap tahun. Ozon peran dalam peningkatan efek rumah kaca telah sulit untuk menentukan. Pengukuran akurat dari tingkat jangka panjang (lebih dari 25 tahun di masa lalu) masa lalu dari gas ini di atmosfer saat ini tidak tersedia. Selain itu, konsentrasi gas ozon ditemukan di dua wilayah yang berbeda dari atmosfer bumi. Sebagian besar ozon (sekitar 97%) ditemukan di atmosfer terkonsentrasi di stratosfer pada ketinggian 15 sampai 55 kilometer di atas permukaan bumi. Ini ozon stratosfir menyediakan layanan penting untuk kehidupan di Bumi karena menyerap radiasi ultraviolet yang berbahaya. Dalam beberapa tahun terakhir, tingkat ozon stratosfir telah menurun karena penumpukan chlorofluorocarbons menciptakan manusia di atmosfer. Sejak akhir 1970-an, para ilmuwan telah memperhatikan perkembangan berat lubang di lapisan ozon di atas Antartika. Pengukuran satelit telah menunjukkan bahwa zona dari 65 ° sampai 65 ° Utara Lintang Selatan telah mengalami penurunan 3% pada ozon stratosfer sejak tahun 1978. Ozon juga sangat terkonsentrasi di permukaan bumi di dalam dan sekitar kota. Sebagian besar ozon ini dibuat sebagai produk sampingan dari asap fotokimia manusia diciptakan. Ini penumpukan ozon merupakan racun bagi organisme hidup di permukaan bumi.

ATMOSFIR BUMI

Lapisan pertama disebut troposfer. Kedalaman lapisan ini bervariasi dari sekitar 8 sampai 16 kilometer. Kedalaman terbesar terjadi pada daerah tropis dimana suhu hangat menyebabkan ekspansi vertikal atmosfer yang lebih rendah. Dari daerah tropis ke daerah kutub bumi troposfer secara bertahap menjadi lebih tipis. Kedalaman lapisan ini di kutub kira-kira setengah tebal jika dibandingkan dengan daerah tropis. Kedalaman rata-rata troposfer sekitar 11 kilometer Sekitar 80% dari total massa atmosfer yang terkandung di troposfer. Itu juga merupakan lapisan dimana mayoritas cuaca kami terjadi. Suhu udara maksimal juga terjadi di dekat permukaan bumi di lapisan ini. Dengan tinggi badan meningkat, suhu udara turun dengan ketinggian seragam dengan kecepatan sekitar 6,5 derajat Celsius per 1000 meter. Fenomena ini biasa disebut dengan Tingkat Selang Lingkungan. Pada suhu rata-rata -56,5 ° Celcius, bagian atas troposfer tercapai. Pada tepi atas troposfer adalah zona transisi sempit dikenal sebagai tropopause. Di atas tropopause adalah stratosfer. Lapisan ini meluas dari ketinggian rata-rata dari 11 sampai 50 kilometer di atas permukaan bumi. Stratosfer ini berisi tentang 19,9% dari total massa ditemukan di atmosfer. Sangat sedikit terjadi cuaca di stratosfer. Kadang-kadang, bagian atas badai melanggar lapisan ini. Bagian bawah stratosfer juga dipengaruhi oleh aliran jet polar dan aliran jet subtropis. Pada 9 kilometer pertama dari stratosfer, suhu tetap konstan dengan tinggi badan. Sebuah zona dengan suhu konstan di atmosfer disebut lapisan isotermal. Dari ketinggian 20 sampai 50 kilometer, peningkatan suhu dengan meningkatnya ketinggian. Suhu yang lebih tinggi ditemukan di wilayah ini stratosfer terjadi karena konsentrasi lokal dari molekul gas ozon. Molekul-molekul menyerap sinar matahari ultraviolet menciptakan energi panas yang menghangatkan stratosfer. Ozon terutama ditemukan di atmosfer pada berbagai konsentrasi antara ketinggian 10 sampai 50 kilometer. Lapisan ozon juga disebut lapisan ozon. Lapisan ozon sangat penting bagi organisme di permukaan bumi karena melindungi mereka dari efek berbahaya dari radiasi ultraviolet Matahari. Tanpa kehidupan lapisan ozon tidak bisa ada di permukaan bumi. Memisahkan mesosfer dari stratosfer adalah transisi zona disebut stratopause tersebut. Dalam mesosfer, suasana mencapai suhu yang paling dingin (sekitar -90 ° Celcius) pada ketinggian sekitar 80 kilometer. Di bagian atas mesosfer merupakan zona transisi yang dikenal sebagai mesopause tersebut. Lapisan atmosfer terakhir memiliki ketinggian lebih besar dari 80 kilometer dan disebut termosfer. Suhu di lapisan ini dapat lebih besar dari 1200 ° C. Ini suhu tinggi yang dihasilkan dari penyerapan radiasi matahari yang intens oleh molekul oksigen (O2). Sementara suhu ini tampaknya ekstrim, jumlah energi panas yang terlibat sangat kecil. Jumlah panas yang tersimpan dalam suatu zat dikendalikan sebagian oleh massanya. Udara di dalam termosfer yang sangat tipis dengan molekul gas individu yang terpisah satu sama lain dengan jarak yang cukup jauh. Akibatnya, mengukur suhu dengan termometer termosfer adalah proses yang sangat sulit. Termometer mengukur suhu badan melalui pergerakan energi panas. Biasanya, proses ini membutuhkan waktu beberapa menit untuk transfer konduktif energi kinetik dari molekul yang tak terhitung jumlahnya dalam tubuh zat pada cairan yang memperluas di dalam termometer. Pada termosfer, termometer kita akan kehilangan energi panas lebih banyak dari emisi radiasi maka apa yang akan dapatkan dari melakukan kontak sesekali dengan molekul gas yang sangat panas.

STRUKTUR BUMI 1

STRUKTUR BUMI

Inti bagian dalam merupakan pusat bumi dan adalah bagian terpanas bumi. Ini adalah massa yang solid dari besi dan nikel. Suhu inti adalah sekitar 5500 ° C Inti luar adalah lapisan di sekitar inti batin. Hal ini juga terdiri dari besi dan nikel meskipun dalam bentuk cair. Lapisan berikutnya adalah lapisan matle.This terdiri dari batuan cair semi, dikenal sebagai magma. Lapisan terakhir adalah kerak bumi. Lapisan ini adalah antara 0-60km tebal.

SIKLUS BATUAN

Rocks selalu bergerak melalui siklus batuan! Klik pada bagian diagram siklus batuan untuk mengetahui lebih lanjut tentang sedimen batuan beku batuan metamorf batuan dan bagaimana mereka berubah dari waktu ke waktu geologi! Semua batuan (kecuali meteorit!) Yang ada di Bumi saat ini terbuat dari barang yang sama dengan batuan yang dinosaurus dan lain bentuk kehidupan kuno berjalan, merangkak atau berenang. Sementara barang yang terbuat dari batu tetap sama, batu tidak. Selama jutaan tahun, batu yang didaur ulang menjadi batuan lainnya. Pindah lempeng tektonik membantu untuk menghancurkan dan membentuk berbagai jenis batuan.

Apakah Mineral itu?

Apakah Mineral itu? Mineral adalah blok bangunan dari batu. Mereka tidak hidup, padat, dan, seperti semua materi, terbuat dari atom unsur. Ada berbagai jenis mineral dan setiap jenis terdiri dari kelompok-kelompok tertentu dari atom. Atom-atom disusun dalam jaringan yang disebut kisi kristal. Kisi atom adalah apa yang memberikan mineral bentuk kristal. Berbagai jenis mineral memiliki bentuk kristal yang berbeda. Mineral yang paling dapat tumbuh menjadi bentuk kristal jika mereka memiliki cukup ruang saat mereka tumbuh. Tapi ada kristal yang berbeda sering begitu banyak tumbuh di daerah kecil yang sama bahwa mereka semua bersaing untuk ruang dan tidak ada kristal dapat tumbuh sangat besar. Ada dua cara utama bahwa kristal mineral baru tumbuh. Beberapa mineral terbentuk ketika batuan cair, yang disebut magma di bawah permukaan planet dan lava di atas, mendinginkan dan atom ikatan bersama menjadi kristal mineral. Mineral lain terbentuk ketika air yang memiliki atom dari unsur-unsur terlarut di dalamnya, menguap. Atom-atom menjadi sangat dekat satu sama lain, dan mungkin ikatan bersama untuk membentuk mineral padat. Bentuk khusus dari mineral bukan satu-satunya perbedaan antara mereka. Mineral dapat diidentifikasi dengan sifat fisik lainnya. Setiap jenis mineral memiliki karakteristik sendiri khusus.

Volcano Formasi

Volcano Formasi Gunung berapi membentuk bahan panas ketika dari bawah naik dan kebocoran ke dalam kerak. Bahan ini panas, disebut magma, datang baik dari lelehan material kerak subduksi, dan yang ringan dan apung setelah mencair, atau mungkin berasal dari lebih dalam di bagian dalam planet dan cahaya dan apung karena * sangat * panas . Magma, naik dari hilir, mengumpulkan dalam reservoir, dalam porsi yang lemah dari batuan di atasnya disebut dapur magma. Akhirnya, tetapi tidak selalu, magma meletus ke permukaan. Gempa bumi kuat menemani magma naik, dan kerucut vulkanik bisa bengkak dalam penampilan, sebelum letusan, seperti digambarkan pada gambar ini. Panah putih dalam gambar menunjukkan gunung tersebut semakin besar sebagai magma naik dalam. Ilmuwan sering memantau perubahan bentuk gunung berapi, terutama sebelum letusan. Berbagai alasan mengapa bentuk gunung berapi adalah melalui bulu atau titik panas di litosfer sebagai akibat dari subduksi dari litosfer di dekatnya

Mid-Ocean Ridge

Mid-Ocean Ridge Seperti Bumi mendingin, material panas dari interior yang dalam naik ke permukaan. Bahan panas digambarkan dengan warna merah di gambar ini, di bawah laut ditunjukkan dengan warna hijau biru. Bahan lebih panas mengangkat lapisan di dekatnya, dan pendingin, litosfer padat (dalam kuning di gambar) slide pergi dari daerah tinggi. Gambar ini menunjukkan bahwa slide kerak dingin dengan laju sekitar 4 cm per tahun. Daerah tinggi di mana bahan baru akan datang balik disebut "punggungan menyebarkan". Sebagian besar pegunungan penyebaran saat ini dapat ditemukan di bagian tengah lautan di dunia. Versi besar dari gambar ini menunjukkan punggung bukit menyebar di sebelah kiri dan slab litosfer yang subduksi di kanan bawah. Dekat lempengan subduksi, hasil peleburan kembali, dan pembentukan gunung berapi sedang berlangsung.

SUBDUKSI

subduksi Ketika dua bagian kerak bumi bertabrakan, satu lempengan kerak dapat dipaksa kembali ke dalam daerah yang lebih dalam dari Bumi, seperti yang ditunjukkan pada diagram ini. Proses ini disebut subduksi. Lempengan yang terpaksa kembali ke bumi biasanya mengalami leleh ketika ujung-ujungnya sampai ke kedalaman yang cukup panas. (Sebuah suhu cukup panas untuk melelehkan litosfer adalah sekitar seribu derajat!). Proses ini disebut "subduksi". Kerak meleleh naik kembali ke permukaan dimana membantu membuat gunung berapi dan pulau. Dengan demikian pembentukan beberapa gunung berapi, gunung, dan pulau-pulau terhubung ke proses pergeseran subduksi dan kontinental. Litosfer meleleh juga melepaskan gas-gas atmosfer yang telah menjadi terperangkap di dalam tanah. Jadi subduksi litosfer kontribusi untuk daur ulang dari atmosfer!

Bagaimana Lempeng Tektonik Bergerak ?

Bagaimana Lempeng Tektonik Bergerak ? Pelat pada langkah permukaan planet kita karena panas yang intens dalam inti bumi yang menyebabkan batuan cair di lapisan mantel bergerak. Bergerak dalam pola yang disebut sel konveksi yang terbentuk ketika bahan hangat naik, mendingin, dan akhirnya tenggelam ke bawah. Sebagai bahan didinginkan tenggelam ke bawah, itu dipanaskan dan naik lagi. Para ilmuwan pernah berpikir bahwa lempeng bumi hanya berselancar di atas sel-sel raksasa mantel itu konveksi, tapi sekarang ilmuwan percaya bahwa lempeng bergerak membantu diri mereka sendiri bukan hanya berselancar bersama. Sama seperti sel konveksi, piring memiliki lebih hangat, bagian tipis yang lebih mungkin meningkat, dan lebih dingin, lebih padat bagian yang lebih cenderung tenggelam. Bagian baru dari kenaikan piring karena mereka hangat dan piring tipis. Sebagai magma panas naik ke permukaan di pegunungan menyebar dan kerak bentuk-bentuk baru, kerak baru mendorong sisa piring keluar dari jalan. Ini disebut dorongan punggungan. Bagian Tua piring cenderung untuk tenggelam ke dalam mantel di zona subduksi karena mereka lebih dingin dan lebih tebal dari bahan mantel hangat di bawah mereka. Hal ini disebut tarikan slab.

Volcanic Ash

Volcanic Ash Abu terbuat dari jutaan fragmen kecil dari batu dan kaca yang terbentuk selama letusan gunung berapi. Partikel abu vulkanik kurang dari 2 mm dalam ukuran dan bisa jauh lebih kecil. Abu vulkanik bentuk dalam beberapa cara selama letusan. Terkadang gas dilepaskan dari dapur magma bawah tanah yang menghancurkan batu menjadi potongan-potongan kecil yang membentuk abu. Kadang-kadang, batuan vulkanik yang baru dibentuk menghancurkan menjadi abu ketika datang ke dalam kontak dengan air atau es dan mendinginkan dengan cepat. Abu jatuh kadang-kadang dapat menyebabkan kerusakan lebih dari lava yang mengalir karena abu dapat dilakukan jarak jauh melalui atmosfer. Gunung berapi memiliki efek pendinginan pada cuaca karena abu tetap di langit dan mengurangi jumlah sinar matahari mencapai permukaan. Ash bagaimanapun, juga membawa nutrisi penting untuk tanah yang akhirnya tanah.

Lempeng Tektonik

Lempeng Tektonik Kekuatan utama yang membentuk permukaan planet kita atas jumlah waktu yang panjang adalah pergerakan lapisan luar bumi oleh proses tektonik lempeng. Gambar ini menunjukkan bagaimana lapisan luar yang kaku Bumi, yang disebut litosfer, terbuat dari pelat yang cocok sama seperti jigsaw puzzle. Lempeng ini terbuat dari batu, tapi batu itu, secara umum, ringan dibandingkan dengan yang lebih padat, lapisan cairan di bawahnya. Hal ini memungkinkan piring untuk "mengambang" di atas bahan padat. Gerakan jauh di dalam Bumi, yang membawa panas dari bagian panas ke permukaan lebih dingin, menyebabkan lempeng bergerak sangat lambat di permukaan, sekitar 2 inci per tahun. Ada hipotesis yang berbeda untuk menjelaskan dengan tepat bagaimana gerakan ini memungkinkan lempeng untuk bergerak. Hal menarik terjadi di tepi piring. Zona subduksi terbentuk ketika lempeng menabrak satu sama lain, menyebarkan pegunungan terbentuk ketika lempeng menarik diri dari satu sama lain, dan kesalahan besar terbentuk ketika lempeng meluncur melewati satu sama lain.

Apa Gempa itu?

Apa Gempa itu? Ungkapan "di tanah yang kokoh" sering digunakan untuk menggambarkan sesuatu yang stabil. Biasanya tanah padat permukaan tanah tampaknya sangat stabil. Tapi terkadang tidak. "Tanah sepertinya memutar di bawah kami seperti atas beberapa saat itu tersentak cara ini dan itu, dan naik turun dan segala hal," tulis seseorang menggambarkan pengalaman berada dalam gempa 1906 besar di San Francisco, CA. Gempa bumi terjadi sebagai blok besar bergerak kerak bumi tiba-tiba masa lalu satu sama lain karena kekuatan lempeng tektonik. Ini blok kerak bumi bertemu di celah-celah yang disebut kesalahan. Kadang-kadang potongan-potongan tidak geser lancar melewati satu sama lain. Ada dapat gesekan sepanjang sesar - tepi bergerigi yang merobek blok batu. Hal ini membuat sulit bagi mereka untuk bergerak melewati satu sama lain. Terkadang mereka terjebak bersama-sama sementara. Ketika potongan-potongan batu mengatasi hambatan, energi dilepaskan. Pelepasan energi menyebabkan gemetar di permukaan tanah. Lokasi di dalam bumi di mana gempa bumi dimulai disebut fokus. Titik di permukaan bumi tepat di atas fokus disebut pusat gempa. Para goncangan terkuat terjadi di pusat gempa. Setiap tahun, lebih dari satu juta gempa terjadi di seluruh dunia. Sebagian besar adalah sangat kecil sehingga orang tidak merasa getaran. Namun ada juga yang cukup besar bahwa orang merasakan mereka, dan beberapa dari mereka adalah begitu besar sehingga mereka menyebabkan kerusakan yang signifikan. Gempa bumi dapat menyebabkan kerusakan pada hal-hal seperti bangunan, jembatan, dan jalan. Gempa bumi dapat menyebabkan tanah longsor dan tanah longsor juga. Jika gempa bumi besar terjadi di bawah laut dapat menyebabkan tsunami - gelombang laut raksasa atau serangkaian gelombang. Para ilmuwan dapat mengetahui apakah gempa bumi yang mungkin terjadi di tempat dengan mempelajari lempeng tektonik, kesalahan bawah tanah, dan sejarah gempa bumi di wilayah itu. Namun, tidak seperti peristiwa cuaca, gempa bumi tidak dapat diperkirakan sebelumnya.

PRINSIP DASAR GEOKIMIA EKSPLORASI

Pada dasarnya definisi geokimia mempelajari jumlah dan distribusi unsur kimia dalam mineral, bijih, batuan tanah, air, dan atmosfer. Tidak terbatas pada penyelidikan unsur kimia sebagai unit terkecil dari material, juga kelimpahan dan distribusi isotop-isotop dan kelimpahan serta distribusi inti atom. Eksplorasi geokimia khusus mengkonsentrasikan pada pengukuran kelimpahan, distribusi, dan migrasi unsur-unsur bijih atau unsur-unsur yang berhubungan erat dengan bijih, dengan tujuan mendeteksi endapan bijih. Dalam pengertian yang lebih sempit eksplorasi geokimia adalah pengukuran secara sistematis satu atau lebih unsur jejak dalam batuan, tanah, sedimen sungai aktif, vegetasi, air, atau gas, untuk mendapatkan anomali geokimia, yaitu konsentrasi abnormal dari unsur tertentu yang kontras terhadap lingkungannya (background geokimia). Geokimia adalah cabang ilmu geologi yang mempelajari komposisi-komposisi kimia bagian dari bumi misalnya pada lithosfer yang sebagian besar komposisi kimianya adalah silikat serta pada daerah stalaktit dan stalagmit banyak ditemukan CaCO3. Pembahasan Geokimia akan selalu menjadikan bumi sebagai fokus perhatian sekaligus obyek penelitian. Sehingga sangat perlu untuk mempelajari karakteristik bumi yang mencakup sikap fisik dan kimia. Definisi Geokimia Eksplorasi Ada banyak definisi tentang geokimia, tetapi definisi yang dilakukan oleh Goldschmidt menekankan pada dua aspek yaitu: • Distribusi unsur dalam bumi (deskripsi) • Prinsip-prinsip yang mengatur distribusi tersebut di atas (interpretasi) Pada dasarnya definisi ini menyatakan bahwa geokimia mempelajari jumlah dan distribusi unsur kimia dalam mineral, bijih, batuan tanah, air, dan atmosfer. Tidak terbatas pada penyelidikan unsur kimia sebagai unit terkecil dari material, juga kelimpahan dan distribusi isotop-isotop dan kelimpahan serta distribusi inti atom. Eksplorasi geokimia khusus mengkonsentrasikan pada pengukuran kelimpahan, distribusi, dan migrasi unsur-unsur bijih atau unsur-unsur yang berhubungan erat dengan bijih, dengan tujuan mendeteksi endapan bijih. Dalam pengertian yang lebih sempit eksplorasi geokimia adalah pengukuran secara sistematis satu atau lebih unsur jejak dalam batuan, tanah, sedimen sungai aktif, vegetasi, air, atau gas, untuk mendapatkan anomali geokimia, yaitu konsentrasi abnormal dari unsur tertentu yang kontras terhadap lingkungannya (background geokimia). Konsep atau Prinsip Dasar Eksplorasi Geokimia Prospeksi/eksplorasi geokimia pada dasarnya terdiri dari dua metode: • Metode yang menggunakan pola dispersi mekanis diterapkan pada mineral yang relatif stabil pada kondisi permukaan bumi (seperti: emas, platina, kasiterit, kromit, mineral tanah jarang). Cocok digunakan di daerah yang kondisi iklimnya membatasi pelapukan kimiawi. • Metode yang didasarkan pada pengenalan pola dispersi kimiawi. Pola ini dapat diperoleh baik pada endapan bijih yang tererosi ataupun yang tidak tererosi, baik yang lapuk ataupun yang tidak lapuk. Pola ini kurang terlihat seperti pada pola dispersi mekanis, karena unsur-unsurnya yang membentuk pola dispersi bisa: • Memiliki mineralogi yang berbeda pada endapan bijihnya (contohnya: serussit dan anglesit terbentuk akibat pelapukan endapan galena) • Dapat terdispersi dalam larutan (ion Cu2+ dalam airtanah berasal dari endapan kalkopirit) • Bisa tersembunyi dalam mineral lain (contohnya Ni dalam serpentin dan empung yang berdekatan dengan sutu endapan pentlandit) • Bisa teradsorbsi (contohnya Cu teradsosbsi pada lempung atau material organik pada aliran sungai bisa dipasok oleh airtanah yang melewati endapan kalkopirit) • Bisa bergabung dengan material organik (contohnya Cu dalam tumbuhan atau hewan) a. Daur Geologi Semua endapan bijih adalah produk dari daur yang sama di dalam proses-proses geologi yang mengakibatkan terjadinya tanah, sedimen dan batuan. Gambar 1 merupakan ringkasan dari daur geologi dan contoh-contoh tipe bijih yang dihasilkan pada berbagai stadia daur. b. Dispersi Dispersi geokimia adalah proses menyeluruh tentang transpor dan atau fraksinasi unsur-unsur. Dispersi dapat terjadi secara mekanis (contohnya pergerakan pasir di sungai) dan kimiawi (contohnya disolusi, difusi dan pengendapan dalam larutan). Tipe dispersi ini mempengaruhi pemilihan metode pengambilan conto, pemilihan lokasi conto, pemilihan fraksi ukuran dsb. Contohnya dalam survey drainage pertanyaan muncul apakah conto diambil dari air atau sedimen ; jika sedimen yang dipilih, haris diketahui apakah pengendapan unsur yang dicari sensitif terhadap variasi pH (contohnya adsorpsi Cu oleh lempung) atau kecepatan aliran sungai (contohnya dispersi Sn sebagai butiran detrital dari kasiterit). Jika adsorp\si dari ion-ion yang ikut diendapkan dicari dalam tanah atau sedimen, maka fraksi yang halus yang diutamakan; jika unsur yang dicari hadir dalam mineral yang resisten, maka fraksi yang kasar kemungkinan mengandung unsur yang dicari. c. Lingkungan Geokimia Lingkungan geokimia primer adalah lingkungan di bawah zona pelapukan yang dicirikan oleh tekanan dan temperatur yang besar, sirkulasi fluida yang terbatas, dan oksigen bebas yang rendah. Sebaliknya, lingkungan geokimia sekunder adalah lingkungan pelapukan, erosi, dan sedimentasi, yang dicirikan oleh temperatur rendah, tekanan rendah, sirkulasi fluida bebas, dan melimpahnya O2, H2O dan CO2. Pola geokimia primer menjadi dasar dari survey batuan sedangkan pola geokimia sekunder merupakan target bagi survey tanah dan sedimen. d. Mobilitas Unsur Mobilitas unsur adalah kemudahan unsur bergerak dalam lingkungan geokimia tertentu. Beberapa unsur dalam proses dispersi dapat terpindahkan jauh dari asalnya, ini disebut mudah bergerak atau mobilitasnya besar, contohnya: unsur gas mulia seperti radon. Rn dipakai sebagai petunjuk dalam prospeksi endapan Uranium. Mobilias unsur akan berbeda dalam lingkungan yang berbeda, contohnya: F bersifat sangat mobil dalam proses pembekuan magma (pembentukan batuan beku), cebakan pneumatolitik dan hidrotermal, namun akan sangat tidak mobil (stabil sekali) dalam proses metamorfose dan pembentukan tanah. Bila F masuk ke air akan menjadi sangat mobil kembali. Unsur yang berbeda yang ditemukan dalam suatu endapan bisa memiliki mobilitas yang sangat berbeda, sehingga mungkin tidak memberikan anomali yang sama secara spasial. Misalnya: Pb dan Zn sangat sering terdapat bersama-sama (berasosiasi) di dalam endapan bijih (di dalam lingkungan siliko-alumina), sedangkan dalam lingkungan pelapukan Zn yang jauh lebih mobil daripada Pb akan mudah mengalami pelindian, sehingga Pb yang tertinggal akan memberikan anomali pada zona mineralisasinya. Contoh lainnya: • Emas yang tahan terhadap larutan akan tertinggal dalam gossan • Galena terurai perlahan dan menghasilkan serusit dan anglesit yang relatif tidak larut. oleh karena itu Pb cenderung tahan dalam gossan • Mineral sulfida Cu, Zn dab Ag mudah terurai dan bermigrasi ke level yang lebih rendah membentuk bijih oksida yang kaya atau bijih supergen e. Unsur Penunjuk Karena unsur-unsur memperlihatkan mobilitas yang berbeda (dikontrol oleh perbedaan stabilitas dan oleh lingkungan tempat mereka bermigrasi) sering dilakukan penggunaan unsur penunjuk dalam prospeksi suatu unsur. Unsur penunjuk adalah suatu unsur yang jumlahnya atau pola penyebarannya dapat dipakai sebagai petunjuk adanya mineralisasi. Alasan penggunaan unsur penunjuk antara lain: • Unsur ekonomis yang diinginkan sulit dideteksi atau dianalisis • Unsur yang diinginkan deteksinya mahal • Unsur yang diinginkan tidak terdapat dalam materi yang diambil (akibat perbedaan mobilitas) Contohnya : Emas kelimpahannya kecil dalam bijih, oleh karena itu pola dispersinya hanya mengadung kadar emas yang sangat rendah, kurang dari batas minimal yang dapat dianalisis. Di lain pihak, Cu, As, atau Sb dapat berasosiasi dengan emas dalam kelimpahan yang relatif besar. f. Anomali Geokimia Bijih mewakili akumulasi dari satu unsur atau lebih diatas kelimpahan yang kita anggap normal. Kelimpahan dari unsur khusus di dalam batuan barren disebut background. Penting untuk disadari bahwa tak ada unsur yang memiliki background yang seragam, beberapa unsur memiliki variasi yang besar bahkan dalam jenis batuan yang sama. Contohnya background nikel: • dalam granitoid kira-kira 8 ppm dan relatif seragam • dalam shale berkisar antara 20 – 100 ppm • dalam batuan beku mafik Ni rata-rata sekitar 160 ppm dan relatif tidak seragam • dalam batuan beku ultramafik Ni rata-rata sekitar 1200 ppm dengan variasi yang besar. Tujuan mencari nilai background adalah untuk mendapatkan anomali geokimia, yaitu nilai di atas background yang sangat diharapkan berhubungan dengan endapan bijih. Karena sejumlah besar conto bisa saja memiliki nilai di atas background, maka ada nilai ambang/nilai batas yang digunakan untuk menentukan anomali, yang dikenal dengan sebutan threshold, yaitu nilai rata-rata plus dua standar deviasi dalam suatu populasi normal. Semua nilai di atas nilai threshold didefinisikan sebagai anomali. Teknik-teknik interpretasi baru melibatkan grafik frekuensi kumulatif, analisis rata-rata yang bergerak, analisis regresi jamak banyak menggantikan konsep klasik background dan threshold. SUMBER:POCONGKESURUPAN

BATUAN BEKU

BATUAN BEKU

Tentang Minyak Bumi

Bumi terdiri dari banyak elemen dan unsur, yang memiliki sifat kimia berbeda-beda. Bagi para geologist, salah satu unsur yang sangat menarik perhatian adalah zat hidrokarbon yang biasa disebut minyak bumi. Minyak bumi merupakan salah satu zat kimia hidrokarbon. Terdiri dari komposisi unsur C, H, dan O yang beragam. Memiliki nilai jual tinggi dan sangat berguna bagi kehidupan. Namun apakah fakta yang tersembunyi dari minyak bumi? Saat ini, sejumlah besar ilmuwan secara umum berpendapat bahwa minyak bumi adalah makhluk hidup purbakala yang di bawah tekanan suhu tinggi dan setelah melalui proses pengolahan dalam jangka waktu yang panjang serta lamban, maka makhluk hidup zaman purbakala baru berubah menjadi minyak bumi. Namun, yang membuat para ilmuwan bingung adalah sebenarnya butuh berapa kali organisme prasejarah dalam skala besar terkumpul dan terkubur, baru bisa menghasilkan minyak bumi yang sedemikian banyak seperti sekarang ini? Masalah ini terjawab di majalah Scientist akhir November 2003. Penulis artikel tersebut yakni Jeffry S. Dukes dari Universitas Utah, melalui hasil hitungan dari data industri dan geokimia serta biologi yang ada sekarang: 1 galon minyak bumi Amerika, ternyata membutuhkan 90 ton tumbuhan purbakala sebagai bahan material, artinya 1 liter minyak bumi berasal dari 23,5 ton tumbuhan purbakala. Lalu berapa tumbuhan yang dapat mencapai 23,5 ton itu? Hasil hitungan didapati, bahwa itu setara dengan 16.200 meter persegi jumlah tanaman gandum, teremasuk daun, tangkai dan seluruh akarnya. Mengapa membutuhkan makhluk hidup purbakala dalam jumlah yang sedemikian besar baru bisa mengubahnya menjadi minyak bumi? Penyebabnya adalah bahwa minyak bumi harus di bawah tekanan suhu tinggi, dengan demikian baru bisa menghasilkan minyak bumi, lalu setelah makhluk hidup purbakala mati, jika penguburan tidak cepat, maka akan lapuk dan terurai. Namun, masalahnya adalah sebenarnya berapa besar rasio makhluk hidup purbakala berubah menjadi energi fosil? Penulis mengatakan: Kurang dari 1/10.000! Sebab sebagian besar karbon kembali ke atmosfer setelah melalui penguraian. Dan sejumlah kecil yang tersisa baru dapat berubah menjadi bahan bakar fosil. Selanjutnya penulis mengatakan: Berdasarkan hitungan jumlah pemakaian minyak bumi seluruh dunia tahun 1997, energi fosil yang dihabiskan seluruh dunia waktu itu setara dengan 400 kali lipat jumlah semua tumbuhan di atas bumi yang bisa menghasilkan minyak. Dilihat dari segi lainnya, data geologi menunjukkan, bahwa bumi pada zaman purbakala mutlak tidak mungkin lebih besar ukurannya dibanding bumi saat ini, lagi pula jumlah kandungan oksigen di udara dan suhu udara pada zaman purbakala kurang lebih 30% lebih tinggi dibanding bumi saat ini, atau dengan kata lain, kecepatan busuknya makhluk hidup lebih cepat dibanding sekarang. Seandainya minyak bumi berasal dari jasad makhluk hidup melalui sirkulasi karbon, maka meskipun bentuk tubuh makhluk hidup purbakala lebih besar, namun jika rasio penguburan lebih cepat dan skala besar malahan sangat rendah juga akan sangat sulit, ini adalah yang bisa diketahui dari fosil dinosaurus yang tidak sempurna dan tidak banyak jumlahnya, yang hanya dapat kita gali sekarang ini. Sebuah fosil individual dinosaurus yang demikian tidak mudah untuk disimpan, lalu berapa besar rasionya jasad dinosaurus dalam skala besar yang harus segera dikubur? SUMBER:SAMUDRABENUA

Interaksi Air – Batuan, sudut pandang geokimia

Interaksi air – batuan merupakan proses yang banyak terjadi di alam ini seperti proses tergerusnya batuan sungai oleh air sungai atau proses pengikisan batuan karang di pantai oleh air laut. Secara spesifik, istilah interaksi air – batuan memiliki ruang lingkup yang lebih spesifik: terjadinya reaksi kimia atau pertukaran energi antara air dengan batuan. Sebagai contoh yang sederhana, air hujan yang secara alami mengandung banyak oksigen terlarut dapat berinteraksi (bereaksi) dengan logam menghasilkan oksida logam, atau yang biasa dikenal dengan karat. Seiring berjalannya waktu, air hujan akan melarutkan karat itu sendiri, menyebabkan semakin lemahnya konstruksi benda logam tersebut (misalnya pipa atau pagar). Karat yang terlarut oleh air hujan biasanya dapat terdeposisi kembali sehingga meninggalkan jejak berwarna (kuning-coklat) searah aliran air hujan. Contoh lain interaksi air – batuan yang terdapat di bawah permukaan tanah dapat kita temukan di daerah kapur (karst), dimana air hujan akan melarutkan batuan kapur (karbonat) sehingga membentuk gua-gua bawah tanah (kalau di Indonesia seperti di daerah Gunung Kidul). Sebaliknya, karbonat yang terlarut dalam air tersebut juga dapat terdeposisi (mengendap) kembali sehingga terbentuk stalagtit dan stalagmit. Tentu saja proses ini memakan waktu yang jauh lebih lama daripada proses pembentukan karat. Kekuatan air dapat melarutkan batuan, memindahkan konstituen kimia, dan mendeposisikan kembali di tempat lain. Air mineral yang biasa kita minum (Aqua, VIT, 2tang, dsb) adalah produk dari interaksi air – batuan. Dalam kondisi lain, yaitu jauh di dalam bumi dimana tekanan dan temperatur sangat tinggi, Dalam kondisi demikian, kemampuan air untuk melarutkan mineral akan semakin besar, bahkan pada kedalaman puluhan kilometer (temperatur mencapai 800 ‘C) air dapat melarutkan logam-logam mulia seperti emas, platina dan titanium. SUMBER:SAMUDRABENUA

GeoKimia Umum

Kimia Gas Beberapa ahli gunung api berpendapat bahwa gas vulkanik yang berakumulasi di dalam dapur magma berfungsi sebagai motor penggerak magma. Dalam kegiatannya ataupun bila terjadi peningkatan kegiatan gas-gas vulkanik tersebut akan keluar ke permukaan terlebih dahulu karena lebih ringan daripada material dalam bentuk cair/fluida atau padat. Penyelidikan geokimia di gunungapi dimaksudkan untuk mengetahui perubahan tingkat kegiatan gunungapi, bahkan hingga pada perkiraan letusan. adanya peningkatah suhu jauh di bawah permukaan akan mempengaruhi komposisi serta konsentrasi gas yang dikeluarkan melalui lubang kepundan. Dengan menggunakan teknik tertentu diambilah contoh-contoh gas yang kemudian di analisis di laboratorium dengan beberapa metode, maka diperoleh kakndungan unsur-unsur kimia gas. Pengambilan contoh gas dilakukan di Kawah Ratu, Kawah Upas, Kawah Baru dan Kawah Domas. Secara umum gas vulkanik Gunung Tangkuban Perahu yang dikeluarkan dari setiap lubang solfatara dicirikan oleh besarnya kandungan belerang dan uap air. Kadar uap air ditentukan dengan perhitungan berat menggunakan P205 kering sebagai penyerapnya. Hasil analisis contoh-contoh tersebut menunjukkan kandungan unsur-unsur kalsium, magnesium, silikat, besi, sulfat, klorida, natrium, kalium dan lithium relatif tinggi, sedangkan unsur kalsium, magnesium, natrium dan kalium dipergunakan untuk menghitung besarnya suhu bawah permukaan dengan beberapa grafik standar (sriwana, 1985) Kimia Batuan/PetroKimia (lava) Pemeriksaan petrokimia aliran lava Gunung Sunda dan Gunung Tangkubanperahu, menunjukkan bahwa gunungapi Sunda bersumber pada kegiatan erupsi magmatis dari kelompok dioritik gabro dan dioritik termasuk seri alkali kapur kaya akan alumina tinggi berasosiasi dengan magma toleitik. Penyebaran lava selama kegiatan erupsi cenderung bersusunan andesit augit hipersten dan andesit basalt augit hipersten (Syarifudin, 1984) Penerapan metode petrokimia melalui diagram Hutchison (1973) dapat menjelaskan bahwa proses magmatis gunungapi Sunda dan alkali kapur sangat kaya alkali terutama K2O dan Na2O, sedangkan magma seri toleitik sangat miskin alkali tersebut di atas (Syarifudin, 1984). Seri alkali kapur ini menunjukkan semakin meningkatnya kadar oksida besi dan oksida MgO relatif tinggi dibandingkan dengan magma seri toleitik, erat hubungannya dengan terbawanya mineral magnetit, piroksen dan olivin dalam bentuk asosiasi dengan magma toleitik. Proses magmatis Gunungapi TangkubanPerahu bersumber pada seri alkali kapur alumina tinggi dan seri alkali kapur K-tinggi. Magma seri alkali kapur alumina tinggi kaya akan CaO dan Al2O3. Seri alkali kapur K-tingi cenderung relatif kaya akan Na2O dan K2O dibandingkan dengan magma seri alkali kapur alumina tinggi. Ciri lain yang dapat dijelaskan adalah bahwa seri alkali kapur alumina tinggi relatif kaya akan oksida MgO sedangkan seri alkali kapur K-tinggi relatif meningkatnya oksida besi FeO. Secara petrografi, lava Tangkubanperahu terbagi atas lava andesit basalt augit hipersten, lava basalt pigeonit enstatif dan andesit augit hipersten. Penghabluran plagioklas, piroksen augit, hipersten dan olivin serta oksida bijih dalam wujud fenokris mikra dan makro sebagai masa dasar berbutir agak kasar bersama-sama dalam masa dasar kaca gunungapi. Beberapa fenokris plagioklas menunjukkan lubang korosi tak teratur diduga bertindak sebagai mineral bawaan (senokris) (Syarifudin, 1984) Secara kimia, keaktifan Gunungapi Tangkubanperahu bersumber pada magma: a. alkali kapur alumina tinggi dari andesit basaltis sampai basalt dan b. alkali kapur K-tinggi dan andesit basaltis sampai basalt Gunungapi Tngkubanperahu mempunyai ciri petrokimia cenderung pada kelompok (a) magma dioritik gabro dan (b) magma dioritik (syarifudin, 1984). Gunungapi Tangkubanperahu mempunyai sumber keaktifan magma pada kedalaman zona dalam (Syarifudin, 1984) mempunyai temperatur magma antara 1010 derajat celcius - 1220 derajat celcius. SUMBER:SAMUDRABENUA