QBO (Quasi-Biennial Oscillation)

QBO atau quasi-biennial oscillation merupakan bentuk dari variabelitas iklim. Variabelitas iklim adalah variasi pada kondisi rata-rata atau kondisi pada aspek statistika lainnya ( standar deviasi, peristiwa ekstrim dan lain-lain) pada iklim bumi dalam skala ruang dan waktu yang bersifat sementara diluar gejala cuaca itu sendiri.

1. Pengertian  QBO

Berdasarkan kamus meteorologi, secara umum Oscillation dapat diartikan sebagai permulaan yang berlawanan dari nilai yang sebenarnya atau goyangan ketidakstabilan pergerekan massa udara. Sebagai ilustrasinya adalah dinamika yang sederhana pada gerakan bandul. Dalam bidang meteorologi, peristiwa ini biasanya diaplikasikan pada suatu proses yang tidak sempurna periode waktunya. Sehingga QBO, Quasi-Biennial Oscillation adalah komponen angin wilayah di stratosfer equatorial dengan periode waktu selama sekitar 28 bulan. Peristiwa ini juga dikenal dengan sebutan  osilasi stratosfer. T= temperatur rata-rata

Pengertian lain yaitu bahwa QBO adalah osilasi yang dihasilkan dari inleraksi antara gelombang ekuatorial, gelombang Kelvin dan gelombang Rossbygravity, dengal aliran dasar permukaan. Gelombang kelvin dan gelombang Rossby-gravity memberikan sumber momentum dalam arah zonal bagi QBO.

Amplitudo yang ekstrim pada QBO terjadi tidak sempurna selama 24 bulan. Karakter dari QBO sendiri dapat diketahui melalui analisis data time series pergerakan arah angin (timur-barat) pada lapisan stratosfer di ketinggian 30 mb.

2.  Penemuan QBO

Penemuan quasi-biennial oscillation berawal dari adanya pergerakan angin stratosfer diatas ekuator. Berawal dari adanya erupsi gunung berapi Krakatau (6 ° S 105 ° E) pada tanggal 27 Agustus 1883, erupsi ini melontarkan debu hingga ke lapisan stratosfer dan setelah itu terbawa di sepanjang ekuator, dan mengelilingi bumi selama 13 hari dengan arah menuju barat. Hal ini yang mendorong orang untuk percaya bahwa adanya tiupan angin stratosfer di atas ekuator dengan arah menuju ke barat (dari timur). Angin lapisan udara atas ini dikenal dengan angin Timur Krakatau (Krakatau easterlies).

Pada tahun 1908 Berson meluncurkan ballon sounding pengamatannya ke atas danau Victoria di Afrika dan ia menemukan adanya pergerakan angin dari arah barat (menuju ke timur) pada ketinggian sekitar 15 km (120mb). Angin dari arah barat ini dikenal dengan sebutan Berson’s westerlies.

Hasil observasi yang berlawanan ini akhirnya dipecahkan malalui serangkaian penelitian dan pekerjaan yang dilakukan oleh Reed (1961) dan  Veryard dan Edbon (1961), yang menunjukan bahwa angin di atas ekuator mengalami osilasi arah. Ini ditunjukan  bahwa angin di lapisan stratosfer mengalami perubahan arah setiap 26 bulan dan mengalami proses bolak-balik dari timur dan dari barat yang resimnya menurun bersama waktu.

3. Teori  dan Mekanisme QBO

Holton dan Lindzen adalah orang yang pertama sekali mengusulkan model QBO yang didasarkan pada perambatan gelombang vertikal (Kelvin and Rossby-gravity vawe). Awalnya osilasi perambatan gelombang vertikal ini diduga sebagai efek dari Semi Annual Oscillation (SAO) pada lapisan atas stratosfer yang memegang peranan penting dalam proses QBO. Namun ternyata dugaan mereka salah. Efek ini merupakan bentukan dari proses QBO.

Lebih dari itu, mereka mampu menunjukan bahwa meskipun SAO adalah hal yang penting, namun SAO tidak berperan pada proses pembentukan QBO. Mekanisme ini lebih jauh dijelaskan oleh Plumb (1977), ia menunjukan bahwa percepatan maksimum terjadi hanya di bawah kecepatan fase maksimum  mengikuti waktu.

Pada lapisan stratosfer, pengaruh signifikan dari gelombang Kelvin dan gelombang gravitasi Rossby sangat besar. Kedua gelombang ini bergerak lebih cepat pada lapisan ini dan merupakan faktor yang sangat penting untuk kesetimbangan momentum pada atmosfer tengah ekuator. Kelvin wave menetukan aliran angin barat dan Rossby-gravity wave menentukan angin timur.  Skala meridional gelombang Kelvin mencapai 1300-1700km dan gelombang gravitasi Rossby mencapai 1000-1500km. Ini adalah gagasan yang digunakan oleh Plumb untuk menentukan osilasi QBO, bahwa gelombang Kelvin ekuatorial menyediakan momentum angin barat dan gelombang gravitasi Rossby menciptakan momentum angin timur yang keduanya akan mengahasilkan osilasi QBO di stratosfer.

Analogi Plumb untuk QBO dalam 6 tingkatan. Gelombang merah dan biru mengindikasikan gelombang angin dari arah barat dan timur.

Keterangan :

Pada gambar 4 (a), amplitudo angin barat dan timur mengalami penurunan selama total momentum perambatan gelombang ke atas tepat dibawah percepatan angin maksimum. Ketika zona perpotongan angin barat cukup tipis, maka terjadi difusi yang menghancurkan angin barat dan gelombang angin barat dapat merambat ke level yang tinggi melalui aliran angin timur sehingga terbentuklah angin timur gambar 4(b). Perambatan angin barat berhamburan pada ketinggian yang lebih besar dan menghasilkan sebuah percepatan angin barat menuju suatu rezim angin barat yang baru gambar 4(c). Gambar 4(d) menunjukan kedua resim menurun ke bawah sampai  zona perpotongan angin timur diserang untuk ditembus dan angin timur kemudian merambat ke ketinggian yang lebih tinggi gambar 4(e). Dan kemudian membentuk resim angin timur yang baru.

Secara teoritis kita dapat menyimpulkan gambar di atas bahwa jika momentum perambatan gelombang vertikal meredam ( amplitudo mengecil dan energi melemah) dan gelombang ini searah dengan distribusi angin zonal maka akan terbentuk penguatan angin baratan atau timuran.

Kelvin dan Rosby-gravity wave merupakan jenis perambatan gelombang vertikal yang menentukan arah pergerakan fase QBO. Kedua gelombang ini akan memberikan momentum untuk terbentuknya QBO. Ketika momentum mengalami perubahan maka akan timbul gaya yang menggerakan massa udara ( Hk. Newton dan teorema impuls-momentum). Jadi secara garis besar kedua gelombang ini berfungsi sebagai gaya yang menggerakan massa udara.

Mekanismenya adalah sebagai berikut, pada saat mean zona flow wind (distribusi angin zonal) pada lapisan troposfer bergerak ke timur maka terbentuk kelvin wave yang bergerak berlawanan arah, gelombang ini terus merambat secara horizontal dan naik secara vertikal hingga ke lapisan stratosfer. Pada saat gelombang ini  naik maka amplitudonya mengecil dan mengalami peredaman mengikuti aliran distribusi angin baratan pada lapisan stratosfer. Pada saat arah gelombang ini searah dengan distribusi angin zonal maka akan terbentuk angin baratan yang kuat selama dua tahun ( Energi Kelvin wave + energi angin Zonal). Begitu juga pada fase QBO interval berikutnya, pada saat ditroposfer terdapat angin timur maka Rosby-gravity wave akan terbentuk dan naik ke atas lapisan stratosfer sehingga memperkuat momentum untuk terbentuknya angin timur.

Jadi dapat kita simpulkan bahwa QBO terbentuk karena adanya momentum yang dihasilkan oleh kedua gelombang ini. Selain itu untuk terbentuknya QBO dibutuhkan juga energi yang tinggi (konvektif skala besar) untuk digunakan sebagai gaya pendorong kedua gelombang atmosfer tersebut. QBO hanya terjadi di daerah sekitar ekuator karena Kelvin dan Rossby gravity wave hanya akan terbentuk secara kuat di daerah konveksi tinggi yaitu di sekitar ekuator 12^o LU/LS. Alasannya  karena daerah ini menyediakan energi yang cukup besar untuk menciptakan kedua gelombang ini dan mengangkatnya hingga ke lapisan stratosfer. Meskipun daerah subtropik memiliki daerah front atau daerah pembentukan awan tetapi QBO tidak terjadi di daerah ini karena energi yang dihasilkan tidak cukup kuat untuk mengangkat gelombang atmosfer ini ke lapisan atas (stratosfer) untuk menghasilkan osilasi.

Kedua gelombang ini terjadi secara bergantian dalam interval waktu yang berbeda. Pada saat Kelvin wave menguat maka Rossby-gravity wave tidak terbentuk dan sebaliknya inilah yang mengakibatkan siklus 2 tahunan QBO.

4. Karakteristik QBO

Berikut adalah data contoh pergerakan angin, temperatur dan pemancaran satelit dan data pengukuran balon yang dikombinasikan dengan model global atmospheric weather untuk meghasilkan gambaran terbaik dari pergerakan atmosfer. Level teratas pada pengaturan data adalah 0.316 mb (57 km) sehingga membuatnya ideal untuk menangkap fenomena stratosfer.

Berikut adalah tampilan osilasi QBO dari gabungan beberapa data atmosfer. (keterangan gambar dibawah).

Tampilan QBO berdasarkan lintang pada permukaan tekanan  terutama pada daerah equator. Permulaan arah angin timur dan barat membuat perubahan QBO sendiri dari yang sangat kuat pada ketinggian 10 mb menjadi sangat lemah pada ketinggian 100 mb.

Angin timur ditandai dengan warna kuning hingga biru dan angin barat diwarnai oranye hingga merah. Garis nol ditandai dengan garis hitam tebal dan setiap 5 m/s dilukiskan dengan garis hitam tipis. QBO secara kasar diperlihatkan  antara 10 mb hingga 100mb berdasarkan ketinggian.

Dari gambar di atas (Naujokat, 1986) kita  dapat mendefinisikan karaketrisik QBO diantaranya adalah:

• Masa pergerakan angin merambat menurun selama bertambahnya waktu
• Mereka bergerak menurun secara kasar 1 km/ bulan dan penurunan jarak seraya dengan penurunan ketinggian.
• Periode osilasi adalah antara 20-36 bulan dengan rata-rata sekitar 28 bulan
• Dimulai dari ketinggian 10 mb menurun hingga ketinggian 100 mb

• Amplitudo maksimum adalah 40 sampai dengan 50 m/s pada ketinggian 20 mb.
• Angin dari arah timur umumnya lebih kuat dari arah barat
• Angin dari arah barat bergerak ke bawah lebih cepat dari pada angin dari arah timur ditunjukan dengan tingkatan dari garis nol
• Transisi antara angin dari arah barat dan timur sering tertunda antara ketinggian 30-50 mb
• Di atas 50 mb, QBO tidak dapat berubah secara drastis tetapi dibawah level ini dia akan menurun dengan cepat.

5.  Manfaat Mempelajari QBO

Meskipun fenomena QBO hanya terjadi di lapisan stratosfer namun perannya sangatlah penting dalam estimasi dan dinamika lapisan udara troposfer. Sebagai contoh pada saat terbentuk siklon tropis maka bagian puncak siklon tersebut yang terdapat di lapisan stratosfer/stratopause akan diredam atau dinetralkan oleh angin osilasi QBO. Contoh lainnya adalah dalam pembuatan model untuk efek monsoon dapat pula digunakan pendekatan data QBO, SST dan ENSO karena sirkulasi udara bawah juga dipengaruhi oleh udara atas (adanya gerakan vertikal). Berikut adalah beberapa manfaat dari mempelajari karakter QBO yaitu:

1) Fase QBO akan mempengaruhi Hurricane di Atlantik dan luas penggunaannya dalam peramalan Hurricane. Peningkatan aktifitas Huricane terjadi karena angin barat atau zona anomali angin (positif), dan akan menurun karena angin timur atau zona anomali angin negatif.

2) QBO berhubungan baik dengan SST dan ENSO dalam menghasilkan efek moonson.

3) Frekuensi siklon tropis meningkat di Pasifik Utara selama terbentuknya fase angin barat QBO. Namun aktifitas pada basin India Tenggara meningkat selama fase angin timur QBO.

4) Prediksi dari ENSO menggunakan anomali angin pada ketinggian 30 mb dan 50 mb untuk peramalan kuat lemahnya dan waktu terjadinya ENSO.

5) QBO memberikan dampak pada pola curah hujan Sahel dan biasanya digunakan untuk peramalan kawasan.

6) Kehilangan muatan aerosol hasil erupsi gunung berapi bergantung pada fase QBO.

7)      Kombinasi QBO dengan SO dan 40-50 hari MJO dapat digunakan untuk peramalan iklim jangka panjang.

6. Formulasi QBO

Untuk memahami proses QBO kita harus mengerti konsep perhitungan gelombang Kelvin dan Rossby juga konsep angin termal .Karena formulasi QBO diturunkan dari persamaan diatas. Karena QBO merupakan fenomena yang terjadi di atmosfer maka formulasi QBO disesuaikan untuk kawasan ekuator.

Karena QBO memiliki zona yang simetri dan hanya memiliki sangat sedikit rata-rata pergerekan vertikal dan meridional, rata-rata zona angin QBO dan suhu memenuhi persamaan kesetimbangan angin termal. Maka untuk kawasan ekuatorial pada taraf β formulasi ini memiliki bentuk:

β y (δū / δz)= -RH ^-1 (δT / δy)

Untuk ekuator yang simetri δT / δy adalah 0 di  y= 0 , dan dengan aturan L’Hospital kesetimbangan  angin termal di ekuator memiliki bentuk:

δū / δz = -R(H β)^-1 (δ²T / δy²)

Persamaan ini dapat digunakan untuk memperkirakan besarnya gangguan temperatur QBO di ekuator. Artinya kita dapat menggunkan persamaan di atas untuk menghitung tingkat kelajuaan pergerakan osilasi QBO terhadapat suhu rata-rata atmosfer.

Pada QBO kita juga mengetahui bahwa kecepatan angin timur lebih besar dari angin barat karena kecepatan sudut yang dihasilkan angin timur > dari angin barat. Sesuai persamaan dasar fisika berikut:

L= I α

= (m r²) α

= (m r²)  V/r

= m V r……………….V adalah kecepatan sudut terhadap sumbu bumi,

Artinya jika V menigkat maka L juga akan meningkat dan I= Inersia juga mempengaruhi nilai L yang adalah momentum.

Keterangan: β= df/dy variasi parameter coriolis dengan lintang atau merupakan formulasi dari (2Ω) / a dimana a adalah radius bumi dan Ω adalah kecepatan angular bumi.

y= jarak menuju utara

ū= kecepatan  komponen x menuju timur barat

z= jarak menuju ke atas

R= Vektor dalam taraf arah ekuator dari aksis rotasi ke titik muka   bumi

H= Skala ketinggian

Phenomena Alam QBO (Quasi Biennial Oscillation)

Masih dalam pemahaman

Monsun

Monsun

Monsun pada dasarnya disebabkan oleh efek pemanasan yang berbeda antar benua dan lautan disekitarnya. Yang berubah secara musiman. Pada musim panas oleh karena sifat-sifat thermalnya, benua mempunyai suhu lebih tinggi daripada lautan karena itu udara diatas benua suhunya lebih tinggi daripada diatas lautan sekitarnya. Maka makin tinggi suhu udara makin kecil massa jenisnya dan udara makin rendah tekanan permukaan pada tempat yang bersangkutan. Karena itu pada musim panas benua merupakan pusat tekanan rendah dan angin atau sirkulasi udara berlangsung dari lautan ke benua tersebut. Akan tetapi sebaliknya pada musim dingin suhu benua lebih kecil daripada suhu lautan di sekitarnya sehingga di dalam musim dingin benua merupakan pusat tekanan tinggi dan sirkulasi udara semacam ini, yang berbalik arah secara musiman disebabkan oleh perbedaan sifat thermal antara benua dan lautan, kondisi ini dinamakan dengan angin monsun atau disingkat monsun.

Angin Barat

Sebagian udara yang berasal dari daerah maksimum subtropis Utara dan Selatan mengalir ke daerah sedang Utara dan daerah sedang Selatan sebagai angin Barat. Pengaruh angin Barat di belahan bumi Utara tidak begitu terasa karena hambatan dari benua. Di belahan bumi Selatan pengaruh angin Barat ini sangat besar, terutama pada daerah lintang 60 LS.

Angin Timur

Di daerah Kutub Utara dan Kutub Selatan bumi terdapat daerah dengan tekanan udara maksimum. Dari daerah ini mengalirl angin ke daerah minimum subpolar (60 LU/LS). Angin ini disebut angin Timur. Angin timur ini bersifat dingin karena berasal dari daerah kutub

Angin Muson (Monsun) 

Angin muson ialah angin yang berganti arah secara berlawanan setiap setengah tahun. Umumnya pada setengah tahun pertama bertiup angin darat yang kering dan setengah tahun berikutnya bertiup angin laut yang basah. 

Intinya: Bergantinya tiupan angin tersebut berkaitan dengan perbedaan panas yang terdapat di laut dan di daratan luas sehingga timbul beda tekanan udara dengan di darat lebih tinggi dalam musim dingin, dan lebih rendah dalam musim panas.

Pada bulan Oktober – April, matahari berada pada belahan bumi Selatan, sehingga benua Australia lebih banyak memperoleh pemanasan matahari dari benua Asia. Akibatnya di Australia terdapat pusat tekanan udara rendah  sedangkan di Asia terdapat pusat-pusat tekanan udara tinggi. Keadaan ini menyebabkan arus angin dari benua Asia ke benua Australia. Di Indonesia angin ini merupakan angin musim Timur Laut di belahan bumi Utara dan angin musim Barat di belahan bumi Selatan. Oleh karena angin ini melewati Samudra Pasifik dan Samudra Hindia maka banyak membawa uap air, sehingga pada umumnya di Indonesia terjadi musim penghujan. 

Pada bulan April-Oktober, matahari berada di belahan langit utara, sehingga benua asia lebih panas daripada benua australia. Akibatnya, di asia terdapat pusat-pusat tekanan udara rendah, sedangkan di australia terdapat pusat-pusat tekanan udara tinggi yang menyebabkan terjadinya angin dari australia menuju asi. Di indonesia terjadi angin musim timur di belahan bumi selatan dan angin musim barat daya di belahan bumi utara. Oleh kerena tidak melewati lautan yang luas maka angin tidak banyak mengandung uap air oleh karena itu pada umumnya di indonesia terjadi musim kemarau.

Antara kedua musim tersebut ada musim yang disebut musim pancaroba (peralihan), yaitu :  peralihan dari musim penghujan ke musim kemarau, dan peralihan musim kemarau ke musim penghujan(musim labuh).

Ada berbagai pendapat mengenai monsun antara lain:

1.    Menurut Khromov daerah monsun adalah daerah tempat arah angin yang berkuasa berbalik arah paling sedikit 120 derajat antara bulan Januari dan Juli. Januari adalah maksimum musim dingin di belahan bumi utara (BBU) atau maksimum musim panas di belahan bumi selatan (BBS). Juli adalah maksimum musim panas di BBU atau maksimum musim dingin di BBS.

2.    Monsun adalah angin yang terjadi karena perbedaan temperatur antara daratan dan lautan yang menyebabkan perbedaan distribusi tekanan yang mana pada musim panas angin mengalir dari daratan ke lautan (Sverre Pettersenn PHD, Introduction to meteorology).

3.    Monsun adalah angin yang berbalik arah setiap setengah tahun sekali   (William L. Don, Meteorology).

4.    Monsun adalah angin periodis dimana pada waktu musim panas mengalir ke dalam benua dan pada musim dingin keluar dari benua menuju samudera (Soepangkat, Meteorologi Umum).

5.    Monsun adalah perbedaan sifat daratan dan perairan akan menimbulkan perbedaan pemanasan antara daratan dan lautan, daratan lebih cepat panas daripada perairan pada musim panas dan lebih cepat dingin pada musim dingin, sirkulasi yang disebabkan kasus ini dengan karakteristik variasi dan musim serta arah angin yang mendominasi inilah yang disebut monsun (Haurwitz and Austin, Climatology). 

Indonesia termasuk daerah tropis, tetapi juga termasuk dalam daerah monsoon.  Menurut Ramage (1971), daerah monsoon dibatasi oleh garis lintang 33˚ LU 25˚ LS, dan oleh garis bujur 30˚ BB dan 170˚ BT. Jadi jelas kepulauan Indonesia termasuk pada daerah monsoon.

Syarat terjadinya monsun adalah sebagai berikut:

1.    Arah angin utama pada bulan Januari dan Juli berubah paling sedikit 120⁰.

2.    Frekuensi rata-rata angin utama dalam bulan Januari dan Juli lebih dari 40%.

3.    Kecepatan angin paduan rata-rata dalam bulan Januari dan Juli paling sedikit  3 m/s (6 knot)

Copyright: Phenomenaalam.blogspot.com

Belajar Lempeng di Dunia

“Dan Dia menancapkan gunung-gunung di bumi supaya bumi itu tidak goncang bersama kamu, (dan Dia menciptakan) sungai-sungai dan jalan-jalan agar kamu mendapat petunjuk”

An-Nahl 16:15

“Dan kamu lihat gunung-gunung itu, kamu sangka dia tetap di tempatnya, padahal ia berjalan sebagai jalannya awan. (Begitulah) perbuatan Allah yang membuat dengan kokoh tiap-tiap sesuatu; sesungguhnya Allah Maha Mengetahui apa yang kamu kerjakan”

An-Naml 27:88

Bagian luar interior bumi dibagi menjadi litosfer dan astenosfer berdasarkan perbedaan mekanis  dan  cara  terjadinya  perpindahan  panas.  Litosfer  lebih  dingin  dan kaku sedangkan astenosfer  lebih  panas  dan  secara  mekanik  lemah.  Selain  itu, litosfer kehilangan panasnya melalui proses konduksi, sedangkan astenosfer juga memindahkan panas melalui konveksi dan memiliki gradien suhu yang hampir adiabatik. Pembagian ini sangat berbeda dengan pembagian bumi secara kimia menjadi inti, mantel, dan kerak. Litosfer sendiri mencakup kerak dan juga sebagian dari mantel. Suatu bagian mantel bias saja menjadi bagian dari litosfer atau astenosfer pada waktu yang berbeda, tergantung dari suhu, tekanan, dan kekuatan gesernya. Prinsip kunci tektonik lempeng adalah bahwa litosfer terpisah menjadi lempeng-lempeng tektonik yang berbeda-beda. Lempeng ini bergerak menumpang di atas astenosfer yang mempunyai viskoelastisitas sehingga bersifat seperti fluida. Pergerakan lempeng biasanya bisa mencapai 10-40 mm/a (secepat pertumbuhan.

Lempeng-lempeng ini tebalnya sekitar 100 km dan terdiri atas mantel litosferik yang di atasnya dilapisi dengan hamparan salah satu dari dua jenis material kerak. Yang pertama adalah kerak samudera atau yang sering disebut dengan "sima", gabungan dari silikon dan magnesium. Jenis yang kedua yaitu  kerak benua yang sering disebut "sial", gabungan dari  silikon dan aluminium. Kedua jenis kerak ini berbeda dari segi ketebalan dimana kerak benua memiliki  ketebalan yang jauh lebih tinggi dibandingkan  dengan  kerak  samudera. Ketebalan kerak benua mencapai 30-50 km sedangkan kerak samudera hanya 5-10 km. Dua lempeng akan bertemu di sepanjang batas lempeng (plate boundary), yaitu daerah dimana aktivitas geologis umumnya terjadi seperti gempa bumi dan pembentukan kenampakan topografis seperti gunung, gunung  berapi, dan palung samudera. Kebanyakan gunung berapi yang aktif di dunia berada di atas batas lempeng, seperti Cincin Api Pasifik (Pacific Ring of Fire) di Lempeng Pasifik yang paling aktif dan dikenal luas.

Lempeng tektonik bisa merupakan kerak benua atau samudera, tetapi biasanya satu lempeng terdiri atas keduanya. Misalnya, Lempeng Afrika mencakup benua itu sendiri dan sebagian dasar Samudera Atlantik dan Hindia. Perbedaan antara kerak benua dan samudera ialah berdasarkan kepadatan material pembentuknya. Kerak samudera lebihpadat daripada  kerak  benua dikarenakan  perbedaan perbandingan  jumlah berbagai elemen, khususnya silikon. Kerak samudera lebih padat karena komposisinya yang mengandung lebih sedikit silikon dan lebih banyak materi yang berat. Dalam hal ini, kerak  samudera  dikatakan  lebih  bersifat  mafik ketimbang  felsik. Maka, kerak samudera umumnya berada di bawah permukaan laut seperti sebagian besar Lempeng Pasifik, sedangkan kerak benua timbul ke atas permukaan laut, mengikuti sebuah prinsip yang dikenal dengan isostasi.

Jenis-jenis Batas Lempeng 

Tiga jenis batas lempeng (plate boundary). Ada tiga jenis batas lempeng yang berbeda dari cara lempengan tersebut bergerak relatif terhadap satu sama lain. Tiga jenis ini masing-masing berhubungan dengan fenomenayang berbeda di permukaan. Tiga jenis batas lempeng tersebut adalah:

1.  Batas transform (transform boundaries) terjadi jika lempeng bergerak dan mengalami gesekan satu sama lain secara menyamping  di sepanjang sesar transform (transform fault). Gerakan relatif kedua lempeng bisa sinistral (ke kiri di sisi yang berlawanan dengan pengamat) ataupun dekstral (ke kanan di sisi yang berlawanan dengan pengamat). Contoh sesar jenis ini adalah Sesar San Andreas di California.
2. Batas divergen/konstruktif (divergent/constructive boundaries) terjadi ketika dua lempeng bergerak menjauh satu sama lain.Mid-oceanic ridgedan zona retakan (rifting) yang aktif adalah contoh batas divergen
3. Batas konvergen/destruktif (convergent/destructive boundaries) terjadi jika dua lempeng bergesekan  mendekati  satu  sama  lain  sehingga  membentuk  zona subduksi jika salah satu lempeng bergerak di bawah yang lain, atau tabrakan benua (continental collision) jika kedua lempeng mengandung kerak benua. Palung laut yang dalam biasanya berada di zona subduksi, di mana potonganlempeng yang terhunjam mengandung banyak bersifat hidrat (mengandung air), sehingga kandungan air ini dilepaskan saat pemanasan terjadi bercampur dengan mantel dan menyebabkan pencairan sehingga menyebabkan aktivitas vulkanik. Contoh kasus ini dapat kita lihat di Pegunungan Andes di Amerika Selatan dan busur pulau Jepang (Japanese island arc).

Kekuatan Penggerak Pergerakan Lempeng 

Pergerakan lempeng tektonik bisa terjadi karena kepadatan relatif litosfer samudera dankarakter astenosfer yang relatif lemah. Pelepasan panas dari mantel telah didapati sebagaisumber asli dari energi yang menggerakkan tektonik lempeng. Pandangan yang disetujuisekarang, meskipun masih cukup diperdebatkan, adalah bahwa kelebihan kepadatanlitosfer samudera yang membuatnya menyusup ke bawah di zona subduksi adalah sumber terkuat pergerakan lempeng. Pada waktu pembentukannya di mid ocean ridge, litosfer samudera pada mulanya memiliki kepadatan yang lebih rendah dari astenosfer disekitarnya, tetapi kepadatan ini meningkat seiring dengan penuaan karena terjadinya pendinginan dan penebalan. Besarnya kepadatan litosfer yang lama relatif terhadap astenosfer di bawahnya memungkinkan terjadinya penyusupan ke mantel yang dalam di zona subduksi sehingga menjadi sumber sebagian besar kekuatan penggerak pergerakan lempeng. Kelemahan astenosfer memungkinkan lempeng untuk bergerak secara mudah menuju ke arah zona subduksi

Meskipun subduksi dipercaya sebagai kekuatan terkuat penggerak pergerakan lempeng, masih ada gaya penggerak lain yang dibuktikan dengan adanya lempeng seperti lempeng Amerika Utara, juga lempeng Eurasia yang bergerak tetapi tidak mengalami subduksi dimanapun. Sumber penggerak ini masih menjadi topik penelitian intensif dan diskusi di kalangan ilmuwan ilmu bumi. Pencitraan dua dan tiga dimensi interior bumi (tomografi seismik) menunjukkan adanya distribusi kepadatan yang heterogen secara lateral di seluruh mantel. Variasi dalam kepadatan ini bisa bersifat material (dari kimia batuan), mineral (dari variasi struktur mineral), atau termal (melalui ekspansi dan  kontraksi termal dari energi panas).  Manifestasi  dari  keheterogenan kepadatan secara lateral adalah konveksi mantel dari gaya apung (buoyancy forces)

Bagaimana konveksi mantel berhubungan secara langsung dan tidak dengan pergerakan planet  masih  menjadi  bidang  yang  sedang  dipelajari  dan  dibincangkan dalam geodinamika. Dengan satu atau lain cara, energi ini harus dipindahkan ke litosfer supaya lempeng tektonik bisa bergerak. Ada dua jenis gaya yang utama dalam pengaruhnya ke pergerakan planet, yaitu friksi dan gravitasi.

Gaya Gesek

Basal drag

Arus konveksi berskala besar di mantel atas disalurkan melalui astenosfer, sehingga pergerakan didorong oleh gesekan antara astenosfer dan litosfer.

Slab suction

Arus konveksi lokal memberikan tarikan ke bawah pada lempeng di zona subduksi di palung samudera. Penyerotan lempengan (slab suction) ini bisa terjadi dalam kondisi geodinamik dimana tarikan basal terus bekerja pada lempeng ini pada saat ia masuk ke dalam mantel, meskipun sebetulnya tarikan lebih banyak bekerja pada kedua sisi lempengan, atas dan bawah.

Gravitasi

Runtuhan gravitasi

Pergerakan lempeng terjadi karena lebih tingginya lempeng di oceanic ridge. Litosfer samudera yang dingin menjadi lebih padat daripada mantel panas yang merupakan sumbernya, maka dengan ketebalan yang semakin meningkat lempeng ini tenggelam kedalam mantel untuk mengkompensasikanberatnya, menghasilkan sedikit inklinasi lateral proporsional dengan jarak darisumbu ini. Dalam teks-teks geologi pada pendidikan dasar, proses ini sering disebut sebagai sebuah dorongan. Namun, sebenarnya sebutan yang lebih tepat adalah runtuhan karena topografi sebuah lempeng bisa jadi sangat berbeda-bedadan topografi pematang (ridge) yang melakukan pemekaran hanyalah fitur yang paling dominan. Sebagai contoh, pembengkakan litosfer sebelum ia turun ke bawah  lempeng  yang  bersebelahan menghasilkan kenampakan  yang  bisamempengaruhi topografi. Lalu, mantel plume yang menekan sisi bawah lempeng tektonik bisa juga mengubah topografi dasar samudera.

Slab-pull (tarikan lempengan).

Pergerakan lempeng sebagian disebabkan juga oleh berat lempeng yang dingin dan padat yang turun ke mantel di palung samudera. Ada bukti yang cukup banyak bahwa konveksi juga terjadi di mantel dengan skala cukup besar.Pergerakan ke atas materi di mid-oceanic ridge mungkin sekali adalah bagian dari konveksi ini. Beberapa model awal Tektonik Lempeng menggambarkan bahwa lempeng-lempeng ini menumpang di atas sel-sel seperti ban berjalan. Namun, kebanyakan ilmuwan sekarang percaya bahwa astenosfer tidaklah cukup kuat untuk secara langsung menyebabkan pergerakan oleh gesekan gaya-gaya itu. Slabpull sendiri sangat mungkin menjadi gaya terbesar yang bekerja pada lempeng.Model yang lebih baru juga memberi peranan yang penting pada penyerotan(suction) di palung,  tetapi  lempeng seperti Lempeng  Amerika  Utara tidak mengalami subduksi di manapun juga, tetapi juga mengalami pergerakan sepertijuga Lempeng Afrika, Eurasia, dan Antarktika. Kekuatan penggerak utama untuk pergerakan lempeng dan sumber energinya itu sendiri masih menjadi bahan risetyang sedang berlangsung.

Gaya dari luar 

Dalam  studi  yang  dipublikasikan  pada  edisi  Januari-Februari  2006  dari  bulletin Geological  Society of America Bulletin, sebuah tim ilmuwan dari Italia dan AmerikaSerikat berpendapat bahwa komponen lempeng yang mengarah ke barat berasal darirotasi Bumi dan gesekan pasang bulan yang mengikutinya. Mereka berkata karena Bumi berputar ke timur di bawah bulan, gravitasi bulan meskipun sangat kecil menarik lapisan permuikaan bumi kembali ke barat. Beberapa juga mengemukakan ide controversial bahwa hasil ini mungkin juga menjelaskan mengapa Venus dan Mars tidak memiliki lempeng tektonik, yaitu karena ketiadaan bulan di Venus dan kecilnya ukuran bulan Mars untuk memberi efek seperti pasang di bumi. Pemikiran ini sendiri sebetulnya tidaklah baru. Hal ini sendiri aslinya dikemukakan oleh bapak dari hipotesis ini sendiri, Alfred Wegener, dan kemudian ditentang fisikawan Harold Jeffreys yang menghitung bahwa besarnya gaya gesek yang diperlukan akan dengan cepat membawa rotasi bumi untuk berhenti sejak waktu lama. Banyak lempeng juga bergerak ke utara dan barat,bahkan banyaknya pergerakan ke barat dasar Samudera Pasifik adalah jika dilihat dari sudut pandang pusat pemekaran (spreading) di Samudera Pasifik yang mengarah ketimur. Dikatakan juga bahwa relatif dengan mantel bawah, ada sedikit komponen yang mengarah ke barat pada pergerakan semua lempeng.

Signifikansi relatif masing-masing mekanisme

Pergerakan  lempeng  berdasar  pada  data  satelit  GPS  NASA  JPL.  Vektor  disini menunjukkan arah dan magnitudo gerakan. Vektor yang sebenarnya pada pergerakan sebuah planet harusnya menjadi fungsi semua gaya yang bekerja pada lempeng itu. Namun, masalahnya adalah seberapa besar setiap proses ambil bagian dalam pergerakan setiap lempeng. Keragaman kondisi geodinamik dan sifat setiap lempeng seharusnya menghasilkan perbedaan dalam seberapa proses-proses tersebut secara aktif menggerakkan lempeng. Salah satu cara untuk mengatasi masalah ini adalah dengan melihat laju di mana setiap lempeng bergerak dan mempertimbangkan bukti yang ada untuk setiap kekuatan penggerakan dari lempeng ini sejauh mungkin. Salah satu hubungan terpenting yang ditemukan adalah bahwa lempeng litosferik yang lengket pada lempeng yang tersubduksi bergerak jauh lebih cepat daripada lempeng yang tidak.

 

Misalnya, Lempeng Pasifik dikelilingi zona subduksi (Ring of Fire) sehingga bergerak jauh lebih cepat dari pada lempeng di Atlantik yang lengket pada benua yang berdekatan dan bukan lempeng tersubduksi. Maka, gaya yang berhubungkan dengan lempeng yangbergerak ke bawah (slab pull dan slab suction) adalah kekuatan penggerak yang menentukan pergerakan lempeng kecuali untuk lempeng yang tidak disubduksikan. Walau bagaimanapun juga, kekuatan penggerak pergerakan lempeng itu sendiri masih menjadi bahan perdebatan dan riset para ilmuwan.

Lempeng-lempeng utama

Ø  Peta lempeng-lempeng tektonik Lempeng-lempeng tektonik utama yaitu:

Ø  Lempeng Afrika, meliputi Afrika - Lempeng benua

Ø  Lempeng Antarktika, meliputi Antarktika - Lempeng benua

Ø  Lempeng Australia, meliputi Australia (tergabung dengan Lempeng India antara50 sampai 55 juta tahun yang lalu)- Lempeng benua

Ø  Lempeng Eurasia, meliputi Asia dan Eropa - Lempeng benua

Ø  Lempeng Amerika Utara, meliputi  Amerika Utara dan  Siberia timur laut - Lempeng benua

Ø  Lempeng Amerika Selatan, meliputi Amerika Selatan - Lempeng benua

Ø  Lempeng Pasifik, meliputi Samudera Pasifik - Lempeng samudera

Lempeng-lempeng penting lain yang lebih kecil mencakup  Lempeng India,  Lempeng Arabia, Lempeng Karibia, Lempeng Juan de Fuca, Lempeng Cocos, Lempeng Nazca,Lempeng Filipina, dan Lempeng Scotia. Pergerakan lempeng telah menyebabkan pembentukan dan pemecahan benua seiring berjalannya waktu, termasuk juga pembentukan superkontinen yang mencakup hampir semua atau semua benua. Superkontinen Rodinia diperkirakan terbentuk 1 miliar tahun yang lalu dan mencakup hampir semua atau semua benua di Bumi dan terpecah menjadidelapan benua sekitar 600 juta tahun yang lalu. Delapan benua ini selanjutnya tersusun kembali menjadi superkontinen lain yang disebut Pangaea yang pada akhirnya juga terpecah menjadi Laurasia (yang menjadi Amerika Utara dan Eurasia), dan Gondwana (yang menjadi benua sisanya).


Perairan Indonesia

Pengetahuan tentang topografi dasar laut di dapat bermula dari adanya pemetaan laut secara sederhana, yaitu berupa pengukuran kedalaman dasar laut dengan mengulur tali atau kabel yang diberi bandul pemberat ke dalam laut hingga menyentuh dasar laut,namun  teknik  ini  banyak  kekurangan dan  kelemahannya

 

Pengetahuan tentang hal ini baru mengalami kemajuan setelah ditemukan alat perumgema (Echo Sounder).  Cara kerja alat ini berdasarkan pada prinsip perambatan dan pemantulan bunyi dalam air. Isyarat bunyi dipancarkan dari kapal merambat dengan kecepatan rata-rata 1.600 meter/detik, hingga menyentuh dasar laut dan gema yang dipantulkan kemudian ditangkap kembali. Jarak  waktu  yang diperlukan  untuk perambatan  bolak-balik  diterjemahkan  menjadi  kedalaman  laut  di  tempat  itu. Berdasarkan  kedalaman  lautnya,  perairan  Indonesia  terbagi  menjadi  dua,  yaitu  :

1.      Perairan dangkal berupa paparan (Shelf), adalah zone di laut terhitung mulai dari garissurut terendah hingga kedalaman sekitar 200 meter, yang kemudian biasanya disusuldengan  lereng yang lebih  curam  ke  arah  laut  dalam. Di Indonesia terdapat 2 paparan luas, yaitu Paparan Sunda di sebelah barat dan paparan Arafura-Sahul  di  sebelah  timur. Paparan Sunda merupakan paparan benua (Continental Shelf) yang terluas di dunia. Paparan ini menghubungkan pulau Jawa, Kalimantan, Sumatera, dengan daratan Asia, mencakup laut Cina, teluk Thailand, selat Malaka, dan laut Jawa. Paparan ini diduga merupakan daratan utuh yang menyatu dengan Jawa, Kalimantan, Sumatera dan daratan Asia. Hal ini dibuktikan dengan adanya jejak dua system aliran sungai yang kini terbenam dalam laut (drowned river system), yaitu (1) sungai Sunda utara , dengan daerah hulu di Sumatera dan Kalimantan serta bermuara di laut Cina, (2) sungai Sunda Selatan, dengan daerah hulu di Jawa, Kalimantan selatan serta bermuara di selat Makasar.Paparan Arafura – Sahul terletak di sebelah utara Australia, karenanya paparan inidisebut  juga  paparan  Australia  utara  (  Northern Australian  Shelves).

2.      Perairan laut dalam, terletak di antara kedua paparan dengan topografi yang kompleks. Seperti adanya basin dan palung, baik yang termasuk “trench” atau “trough”. Bentukan berupa  basin  dan palung  tersebut  terbagi  menjadi  dua  kelompok,  yaitu  :

Kelompok Basin  dan  palung  Maluku- Basin  Morotai-  Basin  Bacan-  Basin  Mangole-  Basin- Basin Gorontalo-  Palung Ternate

Kelompok  basin  dan  palung  Banda-  Basin  Buru-  Basin  Banda  Utara-  Basin  Banda  selatan- Basin  Manipa-  Basin  Ambalau-  Basin  Aru-  Basin  Flores-  Basin  Sawu-  Basin  Wetar -  Palung Weber -  Palung  Butung


Topografi  dasar  laut

Adapun gambaran relie (topografi secara umum pada dasar laut, diantaranya:

1.      Bentuk  elevasi berupa  punggungan- Ridge, adalah bentukan hasil proses peninggian di atas lautan (serupa dengan gunung didaratan)  dengan  lereng  yang  terjal  dan  curam.-  Rise,  sama dengan  ridge,  hanya  kemiringan  lerengnya  landai.

2.      Trench, yaitu bagian laut terdalam berbentuk seperti saluran yang seolah terpisahsangat dalam yang terdapat di perbatasan benua dengan kepulauan.

3.      Continental Island (pulau-pulau benua), yaitu pulau yang menurut sifat geologinya merupakan bagian dari massa tanah daratan benua besar yang kemudian menjadi terpisah. Contohnya pulau Madagaskar.

4.      Island Arc, yaitu kumpulan pulau yang terdiri dari batuan vulkanik dan sisa sedimen pada  bagian permukaan dasar  lautan

5.      Mid – Oceanic- Volcanic Island, yaitu daerah yang terdiri dari pulau-pulau kecil yang terletak  di tengah  lautan,  letaknya  sangat  jauh  dari  massa  daratan.

6.      Atol-atol,  yaitu daerah  yang  terdiri  dari kumpulan  pulau-pulau  yang  sebagian tenggelam  di bawah permukaan  air.

7.      Seamount  dan  Guyot- Seamount, adalah gunungapi yang muncul dari dasar lautan, tapi tidak dapat mencapaipermukaan  laut,  mempunyai  lereng  curam  dan  puncak  runcing.-  Guyot,  sama  dengan  Seamount,  hanya  lerengnya  landai  dan  puncaknya  datar.

Peta Tektonik dan Gunung Berapi di Indonesia. Garis biru melambangkan batas antar lempeng tektonik, dan segitiga merah melambangkan kumpulan gunung berapi.

 

Topografi dasar laut yang kompleks di Indonesia disebabkan karena kawasan ini merupakan pertemuan dari empat lempeng lithosfer, yaitu:

1. Lempeng Eurasia

2. Lempeng Filipina

3. Lempeng Pasifik

4. Lempeng samudera Hindia - Australia

Source : Materi Kuliah..

Bersambung........